Pozitia Vulcanismului Neogen

Diverse2

Pozitia Vulcanismului Neogen

Byadmin ianuarie 1, 2024

Introducere

Zona studiată este poziționată în interiorul prismei de acreție a Carpatilor Orientali, făcând parte din aliniamentul vulcanismului neogen ce mărginește Carpatii Orientali în partea lor vestică: Munții Oaș Gutâi, Țibleș, Bârgăului, Călimani, Gurgiu, Harghita. Cele doua structuri vulcanice studiate, Măgura Arsente și Măgura Arșița, aparțin zonei subvulcanice bine dezvoltată și în Munților Bârgăului. Structurile aflorează foarte bine între localitățile Măgura Ilvei și Ilva Mare, unde sunt deschise două cariere în corpurile de roci vulcanice. Acestea au ca scop principal, exploatarea andezitelor în vederea valorificării în industria materialeleor de construcții. Dezvoltarea exploatărilor la zi au facilitat realizarea de observații și studii directe privind arhitectura internă a structurii Măgura Arsente și Măgura Arșița.

Obiectul de studiu al acestei lucrări îl reprezintă caracterizarea mineralogică și petrografică a rocilor din cele două cariere și evidențierea domeniilor de utilizare.

1. Metode de studiu

Principalele metode de studiu utilizate au fost:

-observarea în teren și prelevarea de probe;

-studii microscopice în lumină polarizată pe secțiuni subțiri confecționate din probele prelevate din teren. Studiu microscopic a urmărit caracterizarea rocilor studiate din punct de vedere structural-textural, al compoziției mineralogice, caracteristicile petrografice. Rocile vulcanice studiate conțin noduli ultrabazici cosanguini, care, la rândul lor au fost studiați din punct de vedere structural – textural, mineralogic și petrografic, a relației spațiale cu roca gazdă.

2. Poziția vulcanismului Neogen – Cuaternar în Carpații Estici

Arcul eruptiv format în interiorul lanțului Carpatic, ca de altfel întreaga regiune Carpato-Panonică a constituit obiectul a numeroase studii care și-au propus în principal elaborarea unor modele de evoluție geologică și structurală. Arcul eruptiv este considerat ca fiind un arc de tip margine continentală activă, generat în legătură cu existența unei zone de subducție situată la marginea sud-vestică a Plăcii Eurasiatice.

Evoluația geotectonică a acestei regiuni a determinat producerea unei activități magmatice cu o largă dezvoltare în timp și spațiu care a dat naștere unor produse de o mare diversitate petrografică și petrochimică. Variația în limite largi a chimismului produselor generate poate fi corelată cu distribuția spațială a magmatitelor în raport cu structurile geologice majore care au funcționat în aria Carpato-Panonică.

Prima abordare a evoluției geologice a teritoriului României și implicit a arcului eruptiv de la interiorul Carpaților Orientali, în accepțiunea modelului tectonicii globale, îi aparține lui Roman (1969) . Pe baza interpretării datelor seismometrice, autorul citat propune un model bazat pe existemța unei zone de subducție încă activă în Terțiar situată în lungul Arcului Carpatic.

Primul model integrat de evoluție geologico-tectonică a teritoriului României, poate fi considerat cel elaborat de Rădulescu și Săndulescu (1973), reluat apoi în Rădulescu et al., (1982). În esență acest model admite existența proceselor de subducție datorate coliziunii dintre marginea sud-vestică a plăcii Eurasiatice și microplăcile existente la sud de ea. Geneza magmelor care au dat naștere catenei vulcanice este în legătură directă cu existența unor paleoplane de consum unde s-a produs descompunerea subasmentului unei părți a zonei flișului transcarpatic de tip oceanic la care s-au asociat și blocuri sialice.

Magmatogeneza asociată acestui ciclu evolutiv, se caracterizează în etapa Neogen-Cuaternar (etapă subsecvent tardivă) prin generarea de produse calco-alcaline atât in Carpații Orientali cât și în Munții Apuseni.

Vulcanismul calco-alcalin intermediar urmează vulcanismului acid, fără să fie o delimitare netă din punct de vedere spațial și temporar, existând situații în care produsele vulcanice acide sunt asociate cu cele intermediare. Produsele preponderent intermediare (andezite, diorite, piroclatite asociate, andezite bazaltice, bazalte ) formează complexe strato-vulcanice în ariile marginale ale bazinelor.

Produsele vulcanismului calco-alcalin intermediar sunt localizate în interiorul prismei de acreție a Carpaților Orientali, unde vulcanismul este controlat de mișcările tectonice și generat într-un regim de subducție a plăcii de natură oceanică din bazinul estic al Tethysului, subducție care are loc în mod gradat, sub blocurile și plăcile de natură continentală . Distribuția zonelor cu activitate magmatică este în strânsă legătură cu aranjamentul plăcilor tectonice majore și a cratonilor care le compun.

Plăcile litosferice implicate în procesele de coliziune și care sunt responsabile de subducția terțiară sunt:

-Placa Europeană la est si nord est; microplăcile ALCAPA (care alcătuiește spațiul Alpino-Carpato-Pannonic) și Tisza-Dacia la vest și sud vest, delimitate între ele de linia tctonică Central-Ungară ( Middle Hungarian Line).

Rezultatul activității vulcanice neogene din Carpații Orientali este lanțul muntos Oaș-Gutâi-Țibles- Bârgău- Călimani-Gurghiu-Harghita , care în funcție de modul de conservare al corpurilor vulcanice rezultate de pe urma acestor manifestări, dar mai ales după modul de desfășurare al vulcanismului, se împarte în trei sectoare având caracteristici bine individualizate:

1. Sectorul sudic cuprinde Munții Călimani, Gurghiu, Harghita

2. Sectorul mijlociu cuprinde Munții Bârgău, Rodnei și culmea Țibleș-Hudin

3. Sectorul nordic cuprinde Munții Gutâi și Oaș ( Mutihac, 1973).

3. 1. GEOLOGIA REGIUNII

Formațiunile geologice ce apar în regiunea studiată sunt:

formațiuni metamorfice;

formațiuni sedimentare;

formațiuni magmatice;

Formațiunile cristaline aparțin zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali (Bercia, 1976), respectiv Dacidelor mediane ( Săndulescu, 1994) sau Getidelor estice ( după ultima nomenclatură aparținând lui Balintoni, 1997). Depozitele sedimentare, dețin ponderea cea mai mare în suprafață și reprezintă cuvertura sedimentară post mezo-cretacică. Cea mai mare parte a acestora aparțin zonei flișului transcarpatic ( Antonescu et. al., 1978)și respectiv bazinului Transilvaniei . Rocile eruptive aparțin lanțului eruptiv neogen dezvoltat la interiorul arcului carpatic.

3.1.1. FORMAȚIUNILE METAMORFICE

În conformitate cu datele tehnico-structurale prezentate de Kräutner et. al. cu ocazia editării hărții geologice a României scara 1:50000 foile Rodna Veche și Rebra (1978 și 1989), în cadrul Munților Rodnei au fost separate următoarele unități cristaline:

Pânza de Rodna (pânză sub-bucovinică) care include Seria de Tibău și Seria de Rebra.

Pânza de Valea Vinului (pânză infra-bucovinică) care include Seria de Cimpoiasa, Seria de Rusaia și Seria de Bretila.

Pânza de Anieș (pânză infra-bucovinică) cuprinde formațiuni aparținând Seriei de Bretila

Pe baza raporturilor structurale și a determinărilor palinologice și de vârstă absolută au fost separate : Seria de Bretila și Seria de Rebra, atribuite Precambrianului superior, și Serile de Repedea, Rusaia, Cimpoiasa și Tibău, atribuite Paleozoicului.

a.)Seria de Bretila:

Seria de Bretila – denumită în 1938 de Th. Kräutner “ mezozona autohtonă a Carpaților Orientali ”, care cuprinde cele mai vechi formațiuni geologice cunoscute în Carpații Orientali. Ea se caracterizeză printr-un metamorfism regional varistic în faciesul șisturilor verzi și retromorfism dinamic alpin. Caracterul polimetamorfic și parțial magmatic al acesteia, precum și extinderea regională constituie particularități care în ansamblu sunt proprii doar seriei de Bretila. În 1968 Th. Kräutner recunoaște corespondența litostratigrafică a Seriei de Bretila cu cea a Gnaiselor de Rarău.

Această serie este alcătuită dintr-o stivă groasă de roci de natură terigenă reprezentate prin șisturi micacee și paragnaise, în care se află intercalate și roci metaeruptive bazice. Caracteristice seriei sunt intercalații stratiforme și lenticulare de gnaise oculare, asociate adesea cu amfibolite și cu gnaise fine, cuarțo-feldspatice (leptinite).

În pânza de Valea Vinului rocile seriei de Bretila aflorează în bazinul Văii Anieș, partea inferioară a bazinului Văii Anieșului Mare și în bazinul Văii Anieșului Mic. Seria de Bretila apare aici sub forma unei stive cu grosimi de sute de metri, constituită în partea mediană de gnaise oculare (de Anieș) flancate la est și la vest de o asociație de amfibolite și gnaise albe cuarțo-feldspatice + muscovit (leptinitice).

În cadrul Pânzei de Anieș, seria de Bretila apare în bazinul Izvorul Laptelui și în câteva petece de rabotaj conservate în culmile ( Rabla, Muntele Cucu, Dl. Borța). Rocile seriei de Bretila sunt reprezentate preponderent prin gnaise intens retromorfozate și afectate în mare parte de laminări (retromorfism dinamic) legate de suprafețe de șariaj ale Pânzelor de Rodna și de Anieș prin formațiunea amfibolitică cu gnaise albe leptinitice (de Mreaja).

Vârsta formațiunilor aparținând Seriei de Bretila este incertă, mergând de la 748 Ma (pe baza determinărilor K- Ar) și până la 529 Ma ( pe baza determinărilor de Rb-Sr)(după Kräutner 1988). Balintoni (1997) atribuite metamorfismului inițial al Seriei de Bretila vârsta Precambriană.

b.)Seria de Rebra:

Este o serie cristalină bine individualizată, cu o mare varietate petrografică pentru care H.G. Krautner, (1968), propune denumirea de „Seria de Rebra”, având în vedere că valea Rebra oferă profilul cel mai complet prin succesiunea seriei.

Din punct de vedere structural, ea intră în alcătuirea pânzei sub-bucovinice de Rodna ale cărei formațiuni cristaline prezintă o compoziție petrografică ce exclude orice posibilitate de comparare și paralelizare cu cristalinul autohton.

Formațiunile acestei serii se dispun pe arii extinse în cadrul corpului principal al Pânzei de Rodna al cărei dezvolatare tipică se întâlnește în versantul sudic al masivului Rodnei în bazinele văilor Rebra, Cormaia, Cobășel, Blaznei dar și în petece de acoperire din Ineu, Coronghiș, Rabla, etc.

Seria de Rodna este constituită dintr-o succesiune de roci predominant terigene metamorfozate în faciesul amfibolitelor cu almandin, a cărei grosime cunoscută depășește 7000m. În cadrul acestei serii s-au separat trei formațiuni:

Formațiunea de Izvorul Roșu (Rb1)-formațiunea terigenă inferioară-apare în baza pânzei, putând fi întâlnită la suprafață la limita nordică a regiunii. Este constituită din micașisturi și subordonat paragnaise intens metamorfozate, cu rare intercalații de cuarțite și gnaise cuarțo-feldspatice albe.

Formațiunea de Voșlobeni (Rb2)- formațiunea carbonatică mediană- se caracterizează printr-o alternanță de calcare și dolomite cristaline cu micașisturi cu granați cu rare intercalații de cuarțite cu muscovit.

În partea inferioară predomină șisturile micacee-cloritoase în care se intercalează un nivel de amfibolite retromorfe (de Bâzdâga).

La partea mediană a succesiunii se situează orizontul de roci carbonatice în care s-au identificat două nivele cu sulfuri polimetalice (pirită, blendă și galenă) sub formă de lentile de minereu stratiform. Acestea prezintă o importanță economică deosebită deoarece la nivelul lor sunt localizate în Munții Rodnei importante mineralizații și zăcăminte polimetalice ca de exemplu zăcămintele de la Valea Blaznei și Gușet.

În partea superioară apar micașisturi și gnaise în care au fost puse în evidență minerale retromorfozate și relicte (zoisit, hornblendă). Acestea apar în parageneză cu muscovitul și indică dezechilibre ce lasă să se întrevadă existența unor parageneze cu disten, sillimanit specifice unui metamorfism de grad mai ridicat.

Formațiunea de Ineu (Rb3)- formațiunea terigenă superioară- apare la zi pe arii extinse în extremitatea sudică a masivului Rodnei fiind bine dezvoltată în zona Valea Mare și mai ales pe cursul inferior al văii Rebra, unde datorită prezenței unei succesiuni complete s-au putut separa trei membrii litostratigrafici:

Membrul Izvorul Scăricele – grupează o alternanță de amfibolite + granat + biotit, cu micașisturi cuarțoase +/- granat +/- biotit la care se pot adăuga apariții locale de strate subțiri de calcare albe sau gnaise albe cuațo feldspatice cu mobilizări pegmatitice;

Membrul Craiul – este constituit din calcare + tremolit +diopsid +/- flogopit (de Craiul), micașisturi cu biotit și granat, paragnaise și para-amfibolite dispuse in strate cu grosimi metrice;

Membrul Căldărușii – constituie partea superioară a succesiunii și începe în bază cu bancuri de cuarțite după care urmează a alternanță tipic metaflișoidă constituită din paragnaise cu biotit și granat , cuarțite cu muscovite +/- biotit +/- granat, paragnaise muscovitice și micașisturi biotit +/- granat (disten).

Sub aspect litologic Seria de Rebra se distinge de Seria de Bretila. În Seria de Rebra predomină rocile bine diferențiate, de origine sedimentară și lipsesc granitoidele și structurile magmatice. Rocile predominante sunt micașisturi cu structură variind de la lepidogranoblastică până la porfiriblastică și textură șistoasă.

În funcție de compoziția lor mineralogică s-au separat micașisturi cu granat, cu biotit și granat, cu muscovit și biotit, cu muscovit și granat, micașisturi cuarțoase. Pe lânga acestea mai apar: gnaise – varietatea cea mai frecventă fiind paragnaisul cu biotit; amfibolite – prezente ca intercalații la masa muscovitului sau a paragnaiselor; pegmatite – în SV-ul masivului (V. Rebra, V. Cormaia, V. Caselor).

Vârsta formațiunilor din Seria de Rebra ca și a Seriei de Bretila este discutabilă. După Krautner (1988) aceasta este asemănătoare cu cea a Seriei de Bretila. Pe baza analizelor izotopice U-Pb și Pb-Pb pe cristale de zircon prelevate din porfiroidele de Pietrosu indică vârste de cca. 840 Ma în timp ce Balintoni (1997), pe criterii geotectonice, le consideră de vârsta Precambriană (Ureche,1999).

c.)Seria de Repedea:

Are o răspândire destul de redusă fiind reprezentată prin câteva petice de rabotaj situate sub planul de șariaj al Pânzei de Rodna. Rocile constituente sunt metamorfozate în faciesul șisturilor verzi și au fost separate în două complexe: unul format din șisturi sericitoase – cuarțoase +/- cloritoid și altul format din calcare și dolomite cenușii.

d.) Seria de Rusaia:

Este o serie epimetamorfică de vârsta siluriană ale cărei formațiuni metamorfozate în faciesul șisturilor verzi repauzează transgresiv pe formațiunile Seriei de Bretila din Pânza de Valea Vinului. Seria de Rusaia este reprezentată prin două formațiuni:

Formațiunea de Pârâul Omului – constituită din trei complexe: dolomite și calcare (orizontul Izvorul Cucului) în bază, apoi roci cuarțo feldspatice albe și un orizont cu șisturi sericito – grafitoase, cuarțite negre, metaconglomerate;

Formațiunea de Rotunda – alcătuită din șisturi seicito-cloritoase, șisturi cloritoase actinolitice, cuarțite albe și cenușii.

e.) Seria de Cimpoiasa:

Este de asemenea metamorfozată în faciesul șisturilor verzi și cuprinde formațiuni de vârstă (Devonian-Carbonifer) în următoarele succesiuni:

Formațiunea de Gura Fântânii (Devonian inferior) – reprezentată prin cuarțite, dolomite, calcare, șisturi sericito-cloritoase și sericito-grafitoase;

Formațiunea de Negoiescu – vulcanogenă bazică – reprezentată prin șisturi clorito – epidotice și actinolitice – epidotice cu albit, șisturi cloritoase albitice și șisturi epidotice cu porfiroblaste de albit;

Formațiunea de Prislopaș- reprezentată prin dolomite cenușii, cuarțite negre și calcare.

f.) Seria de Tibău:

Apare sub forma câtorva petice de dimensiuni reduse situate în extremitatea nord-estică. Rocile sunt metamorfozate tot în faciesul șisturilor verzi și sunt reprezentate prin dolomite și calcare albe și cenușii în asociație cu cuarțite, filite și șisturi verzi.

Cele patru foi ale harții geologice a României scara 1:50000 realizate de Krautner și colaboratorii săi (1978, 1982, 1989)- Rodna, Ineu, Pietrosu și Rebra- sunt materiale de referință pentru descrierea litostratigrafică și structurală a masivului Rodna și a părții nordice a Munților Bîrgău.

Mai recent Balintoni (1997) propune o nomenclatură nouă care introduce noțiunile de litogrup respectiv sub-litogrup și litozonă.

Litogrupul reprezintă în linii mari echivalentul seriei sau suma secvențelor cu litologii și istorii metamorfice comparabile din toate unitățile tectonice.

Litozonă reprezintă unitatea litostratigrafică informală fundamentală, fiind un echivalent al formațiunii.

Pe baza noii nomenclaturi a metamorfitelor prealpine din domeniul carpatic (Balintoni, 1997), în cadrul Munților Rodnei au fost separate în trei litogrupuri: Bretila, Rebra și Rodna, la care eventual s-ar mai adăuga și litogrupul Negrișoara.

Litogrupul Bretila corespunde Seriei de Bretila. Acesta este slab divizat din punct de vedere litostratigrafic, în principal din lipsa reperelor stratigrafice, însă este bine cunoscut și caracterizat litologic. Datele mineralogo-petrografice și tectonice referitoare la litogrupul Bretila au permis reconstituirea contextului geotectonic în care acesta s-a format. În accepțiunea lui Balintoni (1997) litologiile acestui litogrup sunt atribuite unui setting bazinal premetamorfic de contact convergent, cu participarea subordonată a unor entități ale bazinului de prearc și ale arcului (granitoide). În ceea ce privește metamorfismul, se presupune că litogrupul de Bretila a fost afectat în totalitate sau parțial de patru evenimente metamorfice (M1+/-M4), în masivul Rodnei pot fi deosebite doar două M1 și M4. Unul probabil Proterozoic superior, de intensitate medie, iar altul alpin puternic retromorf, care a transformat parțial sau total paragenezele preexistente în parageneze stabile în zona cloritului a faciesului șisturilor verzi.

Litogrupul Rebra corespunde Seriei de Rebra. La fel ca și în accepțiunea lui Krautner et. al. (op.cit,) a fost divizat în trei litozone: una inferioară compusă aproape în întregime din paragnaise și micașisturi (Izvorul Roșu), una mediană în care predomină rocile carbonatice (Voșlobeni) și una superioară constituită preponderent din paragnaise și micașisturi (Ineu). Sub aspect litologic litogrupul Rebra este net diferit de litogrupul Bretila prin aceea că rocile (tipurile petrografice) constituente sunt net unele de altele.

Din punct de vedere bazinal, litologiile grupului de Rebra aparțin unui setting geotectonic premetamorfic, de margine continentală pasivă.

Istoria metamorfică se consideră a fi asemănătoare cu cea a litogrupului Bretila, cu deosebirea că paragenezele primului eveniment metamorfic, M1, pot fi recunoscute cu ușurință dar nu pot fi decalate de M2. Referitor la evenimentul varistic (M3) este de asemenea greu de sesizat, probabil datorită eroziunii intense la care a fost supusă partea superioară a litogrupului. În schimb, evenimentul tectonic alpin (M4) este bine pus în evidență de metamorfismul din zona cloritului. Cu toate acestea reprocesarea alpină a rocilor se consideră a fi mai puțin pregnantă decât în cazul litogrupului Bretila.

Sub aspectul evoluției geotectonice litogrupul Rebra a fost parte a unei plăci inferioare atât în timpul evenimentului M1 cât și în timpul evenimentului M2 în timp ce litogrupul Bretila a evoluat ca placă superioară în timpul evenimentului M1, în timpul orogenezelor varistică și alpină cele două litogrupuri au evoluat înpreună (Balintoni, 1997).

Litogrupul Rodna ar corespunde succesiunilor de roci considerate de Krautner de vârsta paleozoică (Rusaia, Repedea, Cimpoiasa). Deoarece se încadrează întru-un setting geotectonic bine determinat, aceste serii au fost grupate în litozona Rodna.

Metamorfismul este de grad coborât fiind caracterizat prin prezența cloritoidului, doritului, actinolitului (Săndulescu et. al. 1983). Pe baza observațiilor privind creșterea cloritoidului în raport cu foliația alpină, Balintoni și colaboratorii consideră că, contrar autorilor hărții 1:50000 (op. cit) metamorfismul acestui grup este alpin.

Metamofismul a fost constructiv, adică progesiv, în opoziție cu cel al celorlalte două litogrupuri care este distractiv din punct de vedere mineralogic. Căldura metamorfică se consideră a fi de origine dinamică, rezultată în urma forfecărilor intense din apropierea planului de subducție, fiind apoi absorbită în mare măsură de reacțiile care au metamorfozat progresiv acest litogrup.

Luând în considerare faptul că litogrupul Rodna se dispune transgresiv peste litogrupul Bretila a fost atribuit unui setting geotectonic bazinal de margine continentală pasivă, cu un magmatism de rift.

Litogrupul Negrișoara, separat de Giușcă (1974), aflorează pe arii extinse dar este subțire și fragmentat. Litologic este format dintr-o secvență inferioară, terigenă, compatibilă litologic cu Formațiunea de Ineu a Seriei de Rebra (accepțiunea Krautner) și o secvență superioară metadacitică.

3.1.2. CUVERTURA SEDIMENTARĂ POSTMEZOCRETACICĂ

Mișcările austrice (mezocretacice), în urma cărora s-a ridicat cordiliera central carpatică, au determinat formarea în vestul acesteia, a unei zone de miogeosinclinal care a funcționat în intervalul Cretacic superior – Paleogen. Sedimentarea în această fosă a început în Cenomanian odată cu marea transgresiune generată de mișcările austrice și s-a continuat cu mici discordanțe la diferite nivele, până la finele Paleogenului.

Cu începutul Miocenului, ca o consecință a mișcărilor din faza savică sau chiar stirică veche, regiunea a devenit exondată, ridicându-se odată cu întreg masivul Rodnei, în timp ce la sud-vest, în cadrul Bazinului Transilvaniei, sedimentarea a continuat până la sfârșitul Panonianului.

Cele mai vechi depozite sedimentare din regiune aparțin Cretacicului superior. Ele apar în partea de nord-est, pe pârâul Măriei (afluent al Someșului Mare). Din punct de vedere petrografic sunt reprezentate prin: conglomerate, microconglomerate și gresii grosiere, urmate de un fliș grezos siltitic cu Inoceramus labiatus.

Mișcările laramice au dus la ridicarea definitivă a unității cristalinului Rodnei, regiunile din jur fiind afectate de o puternică scufundare, ceea ce a permis instalarea odată cu Eocenul a unei mări epicontinentale cu caracter transgresiv.

3.1.2.1 DEPOZITE EOCENE

Depozitele Eocene din regiunea Munților Rodna și Bârgău se dezvoltă în facies litoral – neritic, facies specific sectoarelor marginale nordic și estic al zonei transcarpatice (Antonescu et. al., 1980).

Complexul grezos-conglomeratic ( Lutețian inf.):

Reprezintă primul termen al transgresiunii Paleogene, fiind primele depozite care se dispun transgresiv peste cristalinul Munților Rodnei.

Dezvoltatrea maximă apare pe rama vestică și sudică a cristalinului Rodnei, la nord de localitatea Parva, în ambii versanți ai pârâului Anieș, în versantul stâng al Someșului Mare în dreptul localității Sângeorz-Băi, pe Valea lui Dan, pe pârâul Hoitul la est de Șanț. În Dealul Bucnitori aceste depozite se presupune că au fost scoase la zi de către eruptivul neogen de compoziție dacitică.

Sub aspectul compoziției petrografice acest complex este alcătuit din conglomerate și gresii grosiere cuarțitice alburii, microconglomerate cuarțitice și uneori secvențe cu aspect flișoid.

Grosimea este variabilă de la 150m la Anieș la 250m la Șanț. Pe baza faptului că aceste depozite suportă, în continuitate de sedimentare, calcare organogene numulitice de vârstă Lutețian sup. – Priaboniană, vârsta lor se presupune a fi Lutețian.

Complexul calcarelor cu numulți și al gresiilor cuarțitice cu bivalve (Lutețian sup. – Priabonian):

Faciesul calcaros formează o bandă aproape continuă pe rama de vest a cristalinului Rodnei până în apropiere de localitatea Parva. Pe rama sudică a cristalinului apar mai multe petece ce se dispun pe un aliniament vest-est (la est de Parva, la nord de Sângeorz Băi, pe Valea Pleșii, la Anieș, la Rodna și pe Valea Măriei). Alte apariții de calcare sunt semnalate în Dealul Bucnitori alături de complexul conglomeratic și la Lunca Ilvei pe Pinul Calului și pe Bolovanul în axul unui anticlinal faliat.

Alcătuirea litologică a faciesului calcaros este destul de variabilă, ponderea cea mai mare având-o calcarele organogene, cenușii sau ruginii, slab microgrezoase, în strate metrice. Local apar intercalații de marne siltice gălbui foarte calcaroase, uneori grezoase alteori pigmentate verzui cu glauconit, calcare bituminoase cu macroforaminifere și ostracode, calcare albicioase cu alge brune.

În partea de vest a Munților Rodnei, începând cu bazinul Văii Bîrlea până la Parva, precum și spre est (în bazinul Văii Morilor), peste calcare (uneori și peste cristalin) stau concordant gresii cuarțitice alb-gălbui, cu numeroase specii de bivalve, în special pecumde.

Grosimea întregului complex este variabilă, de la 25m la 100m.

Vârsta a fost stabilită pe baza conținutului faunistic. Antonescu (1980) citând autori ca Semaka, Bulgaru, atribuie acestui complex următorul conținut macrofaunistic: Nummulites cf. gysehensis, Chlamis sp., Nummulites perforatus Mont., Ostrea multicostata Dess. Secțiunile subțiri pe calcare, după același autor , pun în evidență următorul conținut microfosil: Textularia sp., Globigerinoides sp., Lithothamnium, Globigerina sp., Dorothia sp., Globorotalia sp., Discocyclina sp., Lepidocyclina sp.,Cibicides sp., miliolidae.

Pe baza acestui conținut Antonescu et. al. 1980 atribuie complexul calcaros Eocenului superior.

3.1.2.2. DEPOZITE OLIGOCEN – MIOCEN INFERIOR

La începutul Oligocenului a avut loc o schimbare a regimului de sedimentare trecându-se de la un facies epicontinental la un facies de fliș ca urmare a mișcărilor pireniene. Astfel depozitele atribuite intervalului Oligocen – Miocen inf. din cadrul acestei regiuni se dezvoltă în faciesul “gresiei de Borșa”. În cadrul acestui facies au fost separate următoarele formațiuni: Complexul marnos-argilos (Formațiunea cu brecii), Complexul argilos-grezos și Complexul grezos-argilos (Gresia de Borșa).

Complexul marnos-argilos – Formațiunea cu Brecii

(echivalentul stratelor de Valea Carelor) (Priabonian sup.? – Oligocen):
acest complex apare la zi în bazinul superior al Văii Sălăuța pe bordura vestică și sudică a Munților Rodnei, Valea lui Dan (Sângeorz Băi) Văile Cârțibav, Ursoaia, Calul, Bolovanul, Cucureasa din bazinul hidrografic al Văii Ilva.

Din punct de verede litologic acest complex este format din marne cenușii șistoase, șisturi argiloase și argilo – marnoase, gresii fine curbicorticale cu fețe de separație micacee și deseori cu venule de calcite. În succesiunea depozitelor argilo – grezoase se găsesc local intercalate lentile și strate subțiri de ankerite sideritice, șisturi disodilice cu resturi de pești (Ciupea, Serranus) argile marnoase compacte bituminoase cu suprafețe de alterație alburie. În interiorul acestui complex apar zone intens brecifiate și tectonizate cu fenomene de budinaj și oglinzi de fricțiune.

Ca și olistolite din formațiunile subiacente apar fragmente și blocuri de șisturi cristaline, cuarțite, cuarț alb rulat, calcare cristaline, conglomerate cu pectinide și ostreide, calcare cu numuliți.

Grosimea complexului aste pe alocuri foarte redusă și poate ajunge până la 300 m (Bolovanu, Cucureasa, Ursoaia, Cârțibavul Mare).

Formațiunea cu brecii prezintă caractere litofaciale foarte asemănătoare, uneori identice, cu cele ale Stratelor de Valea Carelor – litofacies caracteristic în baza Oligocenului din zona transcarpatică a Maramureșului.

Asociația microfaunistică rezultă din analiza matricei marnoase prelevate în zona pâraielor Ursoaia, Cucureasa, Cârțibavul Mare cuprinde pe lângă speciile remaniate și specii cunoscute în Oligocen. Dintre acestea menționăm: Bathysiphon sp., Nodosaria longiscata, Chillstomele oolina, cibicides cuhmani, Globigerina infiata, G. Officinalis. Baltres a descris pe probe recoltate tot din matricea marnoasă o asociație microfaunistică aparținând Oligocenului inf. ( Lattorfian): Cardosphaeridium fibrospinosum, sp. Polwtnopollemtes stelate.

Complexul argilos-grezos (Priabonian sup. – Oligocen)

Denumit astfel de Bulgaru et. al. 1966 respectiv „seria șisturilor cu pești” în accepțiunea lui Semaka 1956 acest complex reunește toată succesiunea de roci aflate între Complexul calcaros și Gresia de Borșa.

Se dispune în continuitate de sedimente peste formațiunea cu brecii în estul regiunii, transgresiv peste complexul calcaros pe Valea lui Dan și P. Măgurii respectiv peste complexul Grezos conglomeratic pe P. Anieș.

Litologic este format din marne cenușii nisipoase în plăci, în pachete de 0,4 – 0,12 m cu intercalații de gresii cenușii, calcarose, micacee, curbicorticale la partea superioară și hieroglife la partea inferioară. În baza complexului apar intercalații de argile și marne disodilice cu solzi, dinți și schelete de pesțti.

Treptat partea superioară a complexului ponderea gresiilor crește. Apar strate de până la 1m formate din gresii cenușii micacee, satinate, cu granulație fină și plante incarbonizate în alternanță cu marne cenușii, nisipoase, micacee, în plăci.

Grosimea complexului variază între 550 m la 750 m.

Antonescu et. al. 1980 pune în evidență, pe baza probelor recoltate din bazinul superior al Someșului Mare, următoarea asociație faunistică: Chilostomella czjzeki, C. Oolina, Virgulinela Pertusa, Globigerina prebuloides, Rhabdamina exilis, Bulimina ovate. Autorul consideră asociația ca indicatoare pentru Oligocenul mediu.

Același autor a pus în evidență, pe un set de probe provenind din bazinul hidrografic al Ilvei, o asociație conținând Globigerina ciperoensis, indicatoare pentru Oligocenul superior.

Datele micropaleontologice coroborate cu cele de ordin stratigrafic încadrază Complexul argilos – grezos în Oligocen mediu – superior.

Complexul grezos – argilos (Formațiune de Borșa) (Oligocen sup. – Miocen inf.):

Acest complex apare pe suprafețe mari în partea centrală și vestică a regiunii. Litologic complexul este destul de monoton, fiind format din pachete predominant grezoase, bancuri de gresii cenușii, calcaroase, micacee, dure, cu granulație grosieră cu zone microconglomeratice, având grosimi variabile de la centimetrice la metrice. Intercalațiile sunt formate în general din argile foioase negricioase sau cafenii, au grosimi variabile, în general centimetrice. Există însă și sectoare unde argilele predomină asupra gresiilor, fără însă ca acestea să fie separate cartografic. Pe fața inferioară a gresiilor se observă diverse tipuri de mecanoglife (urme de târâre, de saltație, de dragare etc.), pe baza cărora se poate stabili direcția de transport a materialului care este în general vest – est. De asemenea la anumite nivele apar intercalații de cărbuni însă fără importanță economică.

Grosimea complexului variază de la 750 m în vest la 1300 m în est.

3.1.2.3 DEPOZITE BADENIENE

Depozitele badeniene reprezintă o succesiune de sedimente marine încadrate de orizontul tufurilor de Dej în bază și orizontul tufului de Borșa în acoperiș.

Orizontul tufului de Dej este alcătuit dintr-o alternanță de strate cineritice de culoare verde sau cenușie cu intercalații de marne, marne tufacee și uneori gresii, de grosimi variabile (între 50 -100m), cu granulație variind pe un aliniament incluzând următoarele localități: Dej, Reteag, Ciceu-Giurgești, Căian, Dumbrăvița, Piatra, Mocod, Nimigea, Cepari, Dumitra, Prundul Bârgăului și Colibița.

Peste tuful de Dej urmează marne cenușii, cu eflorescențe saline și cu sare , groase de 15 – 20 m. Sarea apare la zi sub forma unor diapire situate pe un aliniament orientat NV-SE (principalele puncte de aflorare sunt: Căian, Sărățel, Pinticu, Uila). Toată această succesiune se încheie cu nivelul tufului de Borșa.

3.1.2.4. DEPOZITE SARMAȚIENE

Apar în sudul regiunii, fiind delimitate de tuful de Borșa (limita inferioară) și tuful de Blazna (limita superioră). Litologic sarmațianul este alcătuit din marne , uneori tari, vinete, în alternanță cu nisipuri cu concrețiuni și plăci de gresii și câteva nivele de tufuri. Aceste nivele de tufuri constituie singurele repere cartabile și pe baza lor au fost separate: formațiuni bugloviene, între tuful de Borșa și orizontul tufului de Ghiriș și wolhinian – besarabiene, între tuful de Ghiriș și orizontul tufului de Bazna.

3.1.2.5.DEPOZITE PANONIENE

Reprezintă ultima succesiune stratigrafică ce incheie sedimentarea miocenă în regiunea noastră. Spre deosebire de depozitele Sarmațiene, care se dezvoltă unitar pe o suprafață extinsă, depozitele Panoniene ocupă o fâșie discontinuă în partea de sud – est, care bordează versantul vestic al Munților Călimani.

Limita dintre depozitele sarmațiene și cele panoniene este dificil de trasat datorită uniformității litologice. Aceasta este fixată pe baza orizontului tufului de Bazna care este alcătuită din marne nisipoase cu intercalații de marno – calcare și gresii, având la partea superioră aproape constant un strat de 0,5 m de tuf. Peste acestea se dispune o alternanță de marne și nisipuri cărora li se adaugă din loc în loc strate de tufuri gălbui și câteva nivele de pietrișuri.

3.1.2.6. DEPOZITE CUATERNARE

Sunt reprezentate prin depozite coluvial – deluviale, situate la limita dintre terenurile eruptive și cele sedimetare și depozite fluviatile (terase și aluviuni recente). De-a lungul principalelor râuri (Someșul Mare,, Bistrița, Șieu etc), apar cinci nivele de terase cu altitudini relative de 120-150 m, 80-90 m, 30-40 m, 12-20 m, 3-8 m. Vârsta teraselor a fost atribuită de către autorii hărții geologice, de 1:200000, foaia Bistrița, prin comparație cu celelalte regiuni între Pleistocenul mediu și Holocenul superior.

3.1.3.ROCILE ERUPTIVE

Privită în asamblu această regiune se caracterizează prin prezența a numeroase corpuri subvulcanice, puse în loc în formațiuni cristaline și depozite sedimentare paleogene.

Rocile eruptive care apar în general aparțin magmatismului subsecvent alpin care s-a manifestat în timpul Neogenului și Cuaternarului în interiorul arcului carpatic, respectiv zonei subvulcanice: Țibleș-Toroioaga-Rodna-Bârgău. Acest sector ocupă o poziție intermediară în cadrul arcului vulcanic andezitic al Carpaților Orientali, plasându-se între cele două zone cu activitate vulcanică complexă: Oaș-Gutâi la nord și Călimani-Gurghiu- Harghita la sud. Principala caracteristică a acestui sector o reprezintă modalitatea exclusiv subsulcanică de manifestare a magmatismului și deci lipsa produselor extruzive.

Luându-se drept criteriu principal poziția geografică a corpurilor subvulcanice Peltz et. al. 1971 grupează corpurile subvulcanice în patru grupuri: Toroioaga, Țibleș – Hudin, Rodna- Bârgău Nord și Bârgău Sud (Tabel 1).

Grupul Toroioaga cuprinde masivul subsulcanic Toroioaga și corpurile subvulcanice asociate acestuia fiind cele mai nordice apariții de magmatite subvulcanice. Ele sunt cantonate în șisturi epimetamorfice și în depozite sedimentare paleogene. Sub aspect petrografic Grupul Toroioaga este format din andezite cu hornblendă și biotit, diorite și dacite.

Tabel 1. Principalele corpuri eruptive din zona subvulcanică (după Peltz et. al. 1971)

Grupul Țibleș – Hudin cuprinde masivele Țibleș, Hudin și corpurile asociate. Corpurile de roci subvulcanice aparținând acestui grup sunt cantonate în depozite sedimentare Cretacic sup. – Paleogen. Tipurile petrografice descrise aici sunt: riodacite, andezite cuarțifere, andezite cu hornblendă, cu hornblendă și piroxeni; diorit cuarțifer, diorit cu piroxeni. A fost descrisă aici o activitate hidrotermală (care a produs fenomene de alterare importante: silicifieri, sericitizări, turmalinizări) și metalogenetică ce a generat mineralizații de sulfuri complexe.

Grupul Rodna – Bârgău Nord cuprinde corpurile subvulcanice din partea de sud a masivului cristalin al Rodnei și din nordul Munților Bârgău, între Valea Someșului și Valea Ilvei, acesta fiind grupul cu extinderea cea mai mare. Corpurile subvulcanice sunt cantonate în șisturi cristaline și în depozite sedimentare paleogene. Sub aspect petrografic există o mare varietate de roci: riolite, riodacite, dacite, andezite (+/-Hb, +/-Px, +/-Bi).

Manifestărilor subvulcanice din sudul masivului Rodnei le sunt asociate fenomene importante de metamorfism hidrotermal și metalogeneză care au condus la acumularea de zăcăminte de sulfuri polimetalice.

Grupul Bârgău Sud cuprinde corpurile situate între Valea Ilvei la nord și Valea Bistriței la sud. Corpurile de roci subvulcanice sunt cantonate exclusiv în formațiuni sedimentare de vârstă Paleogen – Miocen inf. și sunt, raportat la celelalte grupuri, mult mai monotone sub aspect petrografic fiind formate din andezite cu hornblendă, cu piroxeni și hornblendă, andezite cu piroxeni. Sunt menționate de asemenea procese de metamorfism hidrotermal dar de intensitate mai redusă decât celelalte sectoare.

3.1.4. ELEMENTE STRUCTURALE

Unitatea geotectonică majoră în care se încadrează regiunea studiată este orogenul carpatic fiind un orogen alpin. Unitățile structurale ale acestui orogen, prezente în cadrul acestei regiuni sunt:

-sistemul de pânze central-este-carpatice care aparțin unității majore a Dacidelor mediane, respectiv Getidelor estice;

-cuvertura sedimentară post-mezocretacică;

-magmatitele subsecvente alpine de vârsta neogenă.

Tectonica masivului cristalin al Rodnei se înscrie în tectonica de ansamblu a zonei cristalino-mezozoice a Carpaților Orientali. Majoritatea cercetătorilor care au studiat elogia acestei zone, sunt de acord cu structura în pânze a acesteia.

Pânzele central-est-carpatice se succed de sus în jos, în ordinea următoare: pânza bucovinică, pânza sub-bucovinică și pânzele infrabucovinice.

Autorii hărților scara 1:50000, pentru Munții Rodnei, susțin că structura în pânză de șariaj a masivului este evidentă, atât prin superpoziția unei mezozone precambriene peste o epizonă paleozoică, cât și prin laminările și fenomenele de diaftoreză care însoțesc aceste contacte anormale.

În regiune se disting de jos în sus următoarele unități șariate:

-pânza de Rodna (pânză sub-bucovinică) constituită din seria de Rebra și seria de Tibău;

-pânza de Anieș (pânză infrabucovinică), cu poziție superioară, în alcătuirea căreia intră seria de Bretila (mezometamorfică) și seria de Repedea (epimetamorfică);

-pânza de Valea Vinului ( infrabucovinică), cu poziție inferioară,constituită din seria de Bretila și serile epimetamorfice de Rusaia și Cimpoiasa.

Definitivarea structurii în pânză a Munților Rodnei a avut loc în faza austrică a ciclului alpin. Pânzele acestui masiv au fost afectate post-oligocen de un sistem de falii orientate NV-SE, cu un joc pe verticală. Aceste dislocații reprezintă fracturi de sprijin pe cele două sisteme disjunctive principale care delimitează la sud și la nord horstul Rodnei: falia Someșului și falia Dragoș Vodă.

Cuvertura sedimentară posterioară tectogenezei mezocretacice, aparține zonei flișului transcarpatic și depozitelor sedimentare din Bazinul Transilvaniei.

În compartimentul situat la sud de falia Dragoș vodă, această structură prezintă o serie de anticlinale și sinclinale, în general răsturnate și faliate. Direcția structurilor este în general vest-est cu vergențe sudice sau estice. Apar de asemenea elemente tectonice rupturale dintre care amintim faliile de la: Romuli, Valea Strâmbă, Bichigiu, Suplai, Parva, Lunca Ilvei, Mureșenii Bârgăului, etc.

Suprafețe extinse din partea de sud-vest, sunt ocupate de către depozitele molasice aparținând părții nord-est a Depresiunii Transilvaniei. În cadrul acestei zone apar anticlinale și domuri, aproape toate convergente spre nord-vest. Principalul element structural din acest sector este un anticlinal normal, orientat nord-vest – sud-est, în lungul căruia mai multe puncte, apar diapire de sare care străpung depozitele badeniene. La definitivarea edificiului structural al întregii regiuni, un rol important l-au avut mișcările din fazele savică și stirică veche și nouă care au determinat compartimentarea întregii regiuni prin generarea și reactivarea unui sistem de falii de bloc. Mișcările structurii genetice de tip disjunctiv, din fazele mai noi (Miocen, Pliocen), au reactivat faliile de compartiment și au generat altele noi, provocând mișcarea diferențiată pe verticală a blocurilor de cristalin.

Deși nu prezintă o unitate structurală propriu-zisă, magmatitele neogene care traversează sau acoperă unitățile prezentate anterior, constituie o categorie aparte.

Punerea în loc a corpurilor eruptive a condus la definitivarea aspectului morfologic și structural, caracteristic pentru această regiune. Corpurile intruzive, a căror distribuție a fost în mare parte controlată de elemente structurale rupturale preexistente, au determinat boltirea formațiunilor sedimentare din acoperiș sau uneori dislocarea acestora.

3.2. SECTORUL SUBVULCANIC BÂRGĂU NORD

Vulcanitele Sectorul Bârgău-Rodna-Țibleș au fost cercetate de L.Pavelescu (1980), Lidia Jude (1965). Principala caracteristică a acestui sector este reprezentată de rocile care se intercalează sub formă de corpuri intruse în șisturi cristaline aparținând zonei cristalino-mezozoice, respectiv Dacidelor mediane (M. Săndulesu, 1983) sau Getidelor estice (I. Balintoni, 1997); sau în depozite sedimentare paleogene ce reprezintă cuvertura sedimentară post mezo-cretacică ce aparține zonei flișului transcarpatic (Antonesu, 1978) și respectiv bazinului Transilvaniei.

Fig.1. Harta geologică a regiunii Măgura-Ilvei (după Harta 1:200 000, foaia Vișeu) (delimitarea zonei studiate)

Grupul Bârgu Nord (Fig.1.) cuprinde corpuri intruzive situate între valea Someșului la nord si aproximativ valea Ilvei la sud. Astfel, de la vest spre est, avem corpurile Bucnitori și Măgura Sturzilor alcătuite preponderent din dacite, corpul de andezite cuarțifere cu hornblendă și granați din dealul Mal, corpurile Măgura Rodnei, Măgura Arsente, Arșița și Chicera alcătuite din andezite și microdiorite cu hornblendă și piroxeni respectiv microdiorite și diorite cu piroxeni și hornblendă, și in fine corpuri ce alcătuiesc masivul Cornii care are extinderea cea mai mare fiind alcătuit din andezite și microdiorite cu amfiboli, piroxeni, cuarț.

Corpurile sunt cantonate în depozite sedimentare paleogene (Eocen inf.- Miocen inf.) și au în general forme de zăcământ concordante ( lacolite, silluri) și subordonat discordante ( apafize, dik-uri).

Morfologic se prezintă sub forma unor corpuri masive cu formă conică ce se înalță destul de accentuat față de sedimentarul din jur, de unde și denumirea de “măguri”.( Măgura Rodnei-1187m , Măgura Arsente-1117m, Măgura Neagră-1089m) (Fig.2., 3.).

Toate cele trei structuri intruzive sunt cantonate în depozite sedimentare Oligocene reprezentate printr-o alternanță de șisturi argiloase-marnoase și gresii micacee. În acord cu Antonescu et.al, 1978, acestea formează mai multe anticlinale si sinclinale ale căror axe sunt orientate pe direcția NV-SE.

Structura Măgura Rodnei este situată pe direcția sinclinalului Cormaia-Rodna Veche și a anticlinalului Maieru-Lunca Ilvei. Structua Măgura Arsente se află pe direcția sinclinalului Maieru și a anticlinalului Sângeorz Băi – Măgura-Lunca Ilvei. Depozitele sedimentare în care este cantonată Structura Măgura Neagră formează un monoclin cu direcția est-vest și înclinări spre sud. Toate aceste elemente structurale au influențat punerea în loc a corpurilor intruzive și au determinat formarea unor structuri intrusive cu o arhitectură interioară complexă.

Deși aparent sunt niște corpuri masive și omogene, aceste măguri au o structură internă foarte heterogenă, fiind alcătuite dintr-o alternanță de silluri și dyk-uri cu pachete de roci sedimentare pe alocuri intens corneificate și care au suferit deranjamente majore față de poziția lor inițială.

Corneificarea accentuată a pachetelor de marne, argile și gresii, intercalate în masa de roci eruptive, a determinat creșterea durității acestora în așa fel încât eroziunea nu a mai acționat diferențiat și astfel au rezultat aceste măguri cu formă conică.

Structura intruzivă Măgura Arsente este reprezentată de o structură complex dezvoltată in ambii versanți ai văii Ilva, între lacalitățile Măgura Ilvei si Ilva Mare.

Valea Ilvei traversează structura de la est la vest, separând doua massive eruptive: Măgura Arsente la nord și Măgura Arșița la sud, formând pe această porțiune un defileu îngust cu versanții abrupți si lung de cca. 2 km (Fig.3.).

Datorită lucrărilor la zi, carierele permit observarea în detaliu a arhitecturii interne a Structurii Măgura Arsente.

În extremitatea estică a structurii apare o brecie eruptivă care se dezvoltă sub forma unui corp cilindric din care se ramifică mai multe filoane care intersectează rocile înconjurătoare. În masa rocilor eruptive, foarte importante sunt enclavele homeogene si alogene, de forma angulară, reprezentate prin aglomerări de minerale melanocrate și respectiv fragmente din rocile metamorfice și sedimentare străbătute de magmă.

Măgura Arșița este situată la sud de valea Ilvei, separată din punct de vedere geomorfologic de valea Arșița în două corpuri independente: Măgura Arșița (905m) și Chicera (1020m)(Fig.3.).

4. MINERALOGIA ȘI PETROGRAFIA ROCILOR ANDEZITICE DE LA ARȘIȚA ȘI TURNURI

Corpurile Măgura Arsente și Arșița sunt alcătuite din andezite și microdiorite cu hornblendă și piroxeni respectiv andezite și microdiorite cu piroxeni și hornblendă. Corpurile sunt cantonate în depozite sedimentare paleogene (Eocen inferior- Miocen inferior) și au în general forme de zăcământ concordante. Cele două structuri intruzive sunt cantonate în depozite sedimentare Oligocene reprezentate printr-o alternanță de șisturi argiloase-marnoase și gresii micacee (Ureche, 1999). Antonescu et al. (1978) consideră că acestea formează mai multe anticlinale si sinclinale ale căror axe sunt orientate pe direcția NV-SE.

Rocile andezitice prezente în zonă au o culoare neagră cenușie cu nuanțe verzui, aspectul este omogen, spărtura neregulată, textura compactă masiva, iar structura porfirică. În funcție de gradul de diferențiere al magmei apare o tranziție de la andezitele din cariera Arșița la cele din cariera Turnuri (Măgura Arsente) fără a se putea stabili o limită precisă între ele. Aceste ocurențe au fost probate atât în vederea studiului mineralogic, petrografic cât și pentru evidențierea domeniilor de utilizare a acestor roci de compoziție andezitică.

Obeservațiile și studiile realizate au permis evidențierea a două tipuri de roci andezitice: cu biotit și piroxeni (Măgura Arșița) și cu hornblendă (Măgura Arsente, deschisă în cariera Turnuri). O particularitate a andezitelor din cariera Turnuri este dată de prezența a două tipuri de noduli.

4.1. Cariera Turnuri

Sub aspect structural, andezitele din cariera Turnuri sunt holocristaline, porfirice. Textura este masivă (Fig.5.).

Fenocristale prezente în andezitele din cariera Turnuri sunt: hornblendă, biotit, feldspați plagioclazi . Acestea sunt prinse într-o masă fundamentală microgranulară alcătuită din feldspați, hornblendă, minerale opace, clorite. (Fig.5.)

Fenocristalele de hornblendă au un grad ridicat de idiomorfism, iar în unele cazuri prezintă structură zonată bine evidențiată (Fig.6.). Pe seama fenocristalelor de hornblendă se formează biotit secundar însă ele sunt afectate cel mai des de procese de cloritizare și/sau epidotizare (Fig.7.).

Cristalele de biotit prezente sunt de doua tipuri: biotit primar și biotit secundar format pe baza hornblendei. Fenocristalele de biotit primar apar în cantitate redusă, iar de cele mai multe ori sunt înconjurați de o bordură de minerale opace.

Feldspații plagioclazi apar ca fenocristale idiomorfe, hipidiomorfe și xenomorfe, dar și ca microcristale în masa fundamentală. De obicei apar cu structuri zonate și macle polisintetice.

Mineralele opace prezente sunt de natură hidrotermală și sunt depuse pe fisuri sau sunt fin diseminate în masa rocii. Procesele secundare ce apar în masa rocii sunt reprezentate de cloritizări, calcitizari sericitizări și biotitizări.

Andezitele din cariera Turnuri conțin noduli de compoziție intermediară și ultrabazică, constituiți preponderent din minerale mafice. Au dimensiuni maxime de ordinul centimetrilor ( 4–5 cm in diametru) și contrastează coloristic în raport cu roca gazdă (Fig. 8.). Acești noduli sunt de două tipuri:

-primul tip de noduli de compoziție intermediară au o structură holocristalină, grăunțoasă; conțin cristale de hornblendă idiomorfe și hipidiomorfe, iar spațiile dintre cristalele de hornblendă sunt ocupate de feldspați. Asociația mineralogică a acestor noduli, cu o participare a feldspaților mai mare de 20%, dovedește o compoziție dioritică. Prezența cristalelor de dimensiuni mari dovedesc faptul că nodulii s-au format în facies de adâncime, cu rată scăzută de răcire a topiturii magmatice (Fig.6.).

-cel de-al doilea tip de noduli de compoziție ultrabazică prezinta caracteristici structurale diferite: nucleul lor este constituit din clinopiroxeni echigranulari cu orientări diferite (Fig.9.), înconjurat de o coroană de hornblendă. Compoziția acestora este tipică piroxenitelor hornblendice. Cristalele de hornblendă din partera externă a nodulilor au dimensiuni variabile, cele mai mari având același ordin de mărime ca și fenocristalele din roca gazdă(Fig.10.).

Relațiile spațiale cu roca gazdă precum și caracteristicile compoziționale ale nodulilor intermediari și ultrabazici sugerează caracterul lor cosanguin cu roca gazdă.

4.2. Cariera Arșița

Sub aspect structural, andezitele din carierela Arșița, la fel ca și cele din cariera Turnuri, sunt holocristaline, porfirice. Textura este masivă.

Principalele speciile minerale care intră în compoziția andezitului de la Arșița sunt: feldspați plagioclazi, hornblendă, biotit și piroxeni.

Fenocristalele de feldspați prezintă macle polisintetice cu structuri zonate (Fig.12. ).

Hornblenda suferă procese de biotitizare. Biotitul primar de cele mai multe ori este înconjurat de o bordură de minerale opace iar cel secundar apare în urma procesului de biotitizare a hornblendei (Fig.14.).

Piroxenii primari formați direct din topitură prezintă fenocristale uneori maclate polisintetic, tipice augitului (Fig.13, 15.).

5. METODE DE PRELUCRARE ȘI UTILAJE FOLOSITE

Metodele de prelucrare a andezitelor sunt atât manuale, transmise din tată în fiu, cât si metode moderne realizate cu ajutorul gaterelor speciale.

Metoda manuală de prelucrare a andezitelor este cioplirea, realizată cu ajutorul dălților și a ciocanelor (Fig.16.).

Procesul de prelucrare al andezitului cu ajutorul utilajelor se compune din 4 etape:

1.Gaterisirea

2.Tăiere

3.Finisarea

4.Tăierea finală la dimensiuni

5.Fiamarea

1.Gaterisirea este operatia de pregătire a blocurilor pentru tăierea la celelalte utilaje. În cazul dimensiunilor mari, din blocurile agabaritice se pot tăia plăci de diferite grosimi și marimi . Operația se execută pe utilaje numite gatere monolamă ( o singură lamă) (Fig.17.). Pricipiul de funcționare al gaterului este transformarea mișcării de rotație în mișcare rectilinie alternativă prin sistemul de transmisie bietă-manivelă. Lama gaterului execută mișcarea rectilinie, iar avansul gaterului se reglează printr-un reductor montat pe gater care prin pinioane cu dinți pentru lanț transmite mișcarea de avans șuruburilor de avans. Viteza mișcării rectilinii a lamei este aproximativ de 100-140 curse duble pe minut. Avansul se poate regla între 0-90 cm/min.

Pentru productivitate mare se folosesc gatere multilame ( pachete de lame în număr de 30-80 lame).

2.Tăierea se face gatere cu două discuri diamantate, unul vertical,cu diametrul cuprins intre 900-1200 mm, și un disc orizontal, cu diametrul de 400-450mm. Prin tăierea cu aceste utilaje se obțin plăci de lungimi până la 2,80 m și lățimi până la 40 cm (Fig.19.).

Funcționarea mașinilor de acest tip este automatizată prin programarea unui invertor care transmite toate comenzile și le afișează pe un display pentru urmărirea de către muncitor a corectitudinii comenzilor. Utilajul este compus din 4 stâlpi de susținere cu grinzi pe care sunt fixate două traverse pe care circulă unitatea operativă cu cele două motoare și discurile discurile de tăiere. Mișcarea acetor utilaje este atât mecanică ( pinioane-cremaliere) precum și hidraulică ( cilindru- pistoane).Productivitatea maximă a acestui tip de utilaj este de 10m2/h.

Tăierea bucăților de piatră folosite ca și pervaz exterior se execută pe mașini de tăiat cu masă de tăiere care permite prelucrarea acestora la dimensiuni de până la 1,5m lățime și 3m lungime. Aceste gatere permit tăierea dreaptă și unghiulară datorită faptului că atât masa utilajului cât și unitatea operativă cu discul, se pot roti de la 1-360o. Precizia acestor gatere este de max. 1mm iar productivitatea aprox. 40m2/h (Fig.20., 21.).

3.Finisare

Finisarea și lustruirea se execută pe utilaje prevăzute cu mai multe capete de șlefuire pe sub care trece o bandă transportoare, ce deplasează plăcile de andezit. Utilajul este compus din 2 calibratoare cu segmenți diamantați și 8 capete de șlefuire cu diferite corpuri abrazive din carbură de siliciu de granulații diferite, precum și un cap de lustruire prevăzut cu inserții ce conțin acid oxilic și alte elemente de lustruire. Productivitatea este aprox. 10m2/h (Fig. 21., 22., 23.).

4.Tăierea finală la dimensiunile dorite se execută pe gatere cu 2 sau 3 discuri diamantate în funcție de dimensiunile cerute (Fig.24.).

Intrumentele folosite la tăierea andezitelor sunt lame și discuri dintr-un aliaj special de oțel prevăzute cu segmenți diamantați formați dintr-un aliaj de oțel-titan în care sunt încorporate granule de diamant industrial.

Pentru răcirea pânzelor se folosește apă, fiecare disc diamantat trebuind să fie răcit cu o cantitate de apă corespunzătoare fiecărui diametru. Pentru andezite vitezele periferice ale discurilor sunt de 30 m/sec.

5.Fiamarea este operația de ardere cu propan și oxigen sau cu flacără oxiaccetilenică la o temperatură de aprox. 1200oC prin care se obține o suprafață grunzoasă. Utilajul este prevăzut cu o masa tranportoare cu reglaj special și cu un arzător care execută mișcarea de translație pe plăcile de andezite. După ardere plăcile se curăță cu perii rotative din sârmă de oțel sau pe mașina de lustruit cu ajutorul periilor diamantate (Fig.25.).

6. DOMENIILE DE UTILIZARE

Andezitele sunt roci magmatice efuzive (eruptive) alcatuite din feldspați, hornblendă, biotit, piroxeni si cuart. Au o culoare cenușiu-albăstruie sau chiar negricioasa și, în general, sunt roci compacte.

Datorită calităților pe care le posedă, andezitele sunt utilizate în diferite domenii:

– în stare naturală: ca piatră brută (Fig.26.), piatră spartă, criblură, piatră de pavaj (Fig.27, 28 și 29.) În stare naturală acestea se folosesc pentru lucrări de artă inginereacă sau construcții hidrotehnice, poduri, tunele, galerii, cheiuri, canale, poduri.)

– roci ornamentale: placaje(Fig.31.), decorațiuni, coloane, piese de mobilier, fundații și materiale de zidărie (Fig.30.) etc.

– agregate naturale pentru betoane, mortare pentru tencuieli și zidărie etc.( – agregate naturale sfărâmate artificial: piatră brută, piatră spartă( savură, split, piatră spartă mare) (Fig.32);

Tehnologiile moderne de prelucrare a andezitelor permit folosirea acestora ca roci ornamentale. Tăierea blocurilor în plăci de dimensiuni variate, urmată de șlefuire sau fiamare permit utilizarea lor pentru placarea diferitelor suprafețe atât în exterior cât și interior.

7. CONCLUZII

Obiectul de studiu al acestei lucrări îl reprezintă caracterizarea mineralogică și petrografică a rocilor din cele două cariere, Turnuri și Arșița, și evidențierea domeniilor de utilizare.

Metodele de studiu folosite pentru prezentarea caracteristicilor mineralogice și petrografice sunt:

-observarea în teren și prelevarea de probe;

-studii microscopice în lumină polarizată pe secțiuni subțiri confecționate din probele prelevate din teren.

Zona de interes face parte din lanțului vulcanic neogen: Munții Oaș, Gutâi, Țibleș, Bârgăului, Călimani, Gurgiu, Harghita, ce mărginește Carpații Orientali în partea lor vestică fiind poziționată în interiorul prismei de acreție a Carpatilor Orientali.

Perimetrul studiat este reprezentat de două corpuri intruzive, Măgura Arsente și Măgura Arșița, ce aparțin zonei subvulcanice bine dezvoltată în Munții Bârgăului și Rodnei.

Cele două corpuri intruzive, cantonate în depozite sedimentare Oligocene, sunt caracterizate printr-o alternanță de șisturi argiloase-marnoase și gresii micacee și se prezintă sub forma unor corpuri masive cu formă conică ce se înalță destul de accentuat față de sedimentarul din jur, de unde și denumirea de “măguri”.

Structurile aflorează foarte bine între localitățile Măgura Ilvei și Ilva Mare, fiind separate de Valea Ilvei, Măgura Arsente la nord și Măgura Arșița la sud. Lucrările la zi, carierele deschise în fiecare corp vulcanic permit observarea în detaliu a arhitecturii interne a celor două copuri intruzive.

Rocile eruptive dezvoltate între localitățile Măgura Ilvei și Ilva Mare sunt reprezentate de roci andezitice ce se caracterizează printr-o culoare neagră cenușie cu nuanțe verzui, un aspect omogen, spărtură neregulată, textură compactă masivă, iar structura porfirică, holocristalină. În funcție de gradul de diferențiere al magmei apare o tranziție de la andezitele din cariera Arșița la cele din cariera Turnuri (Măgura Arsente) fără a se putea stabili o limită precisă între ele.

Obeservațiile și studiile realizate au permis evidențierea speciilor minerale care intră în compoziția andezitelor: feldspații plagioclazi, hornblenda, biotitul, piroxeni, care funcție de concentrația lor în masa rocii caracterizează tipul petrografic principal specific fiecărei entități subvulcanice astfel: andezite cu biotit și piroxeni (Măgura Arșița) și cu hornblendă (Măgura Arsente, deschisă în cariera Turnuri).

Diferența dintre cele două corpuri este accentuată de prezența în andezitele din cariera Turnuri a nodulilor de compoziție intermediară și ultrabazică, constituiți preponderent din minerale mafice. Nodulii au dimensiuni maxime de ordinul centimetrilor ( 4–5 cm in diametru) și contrastează coloristic în raport cu roca gazdă.

Primul tip de noduli de compoziție intermediară au o structură holocristalină, grăunțoasă; conțin cristale de hornblendă idiomorfe și hipidiomorfe, iar spațiile dintre cristalele de hornblendă sunt ocupate de feldspați. Asociația mineralogică a acestor noduli, cu o participare a feldspaților mai mare de 20%, dovedește o compoziție dioritică. Prezența cristalelor de dimensiuni mari dovedesc faptul că nodulii s-au format în facies de adâncime, cu rată scăzută de răcire a topiturii magmatice.

Cel de-al doilea tip de noduli de compoziție ultrabazică prezintă caracteristici structurale diferite: nucleul lor este constituit din piroxeni echigranulari cu orientări diferite, înconjurat de o coroană de hornblendă. Compoziția acestora este tipică piroxenitelor hornblendice. Cristalele de hornblendă din partera externă a nodulilor au dimensiuni variabile, cele mai mari având același ordin de mărime ca și fenocristalele din roca gazdă.

Relațiile spațiale cu roca gazdă precum și caracteristicile compoziționale ale nodulilor intermediari și ultrabazici sugerează caracterul lor cosanguin cu roca gazdă.

Domeniie de utilizare a acestor roci sunt multiple, însă metodele moderne de prelucrarea, care implică diferite tipuri de gatere, permit întrebuințarea lor ca roci ornamentale.

BIBLIOGRAFIE

Anastasiu, L., Dumitrescu, R., Semeka, Al., (1956). Studiu petrografic al eruptivului din Munții Bârgăului. D. S. Com. XL. București, 40-68;

Antonescu, F., Popescu, T., Duțu, C., (1980). Contribuții la cunoașterea stratigrafiei și tectonicii regiunii Sângeorz Băi, Lunca Ilvei. D. S. Inst. Geol. Geof. Vol. LXV/4, București, 87-110;

Antonescu, F., Popescu, T., Duțu, C., Roșu, V. (1978). Contribuții la cunosașterea stratigrafiei și tectonicii regiunii Sângeorz-Băi. D.S. Inst. Geol. Geof. Vol. LXV, București, 107-111;

Balintoni, I., Mosony. E., Puste, A. (1997). Informații și interpretări litostratigrafice, metamorfice și structurale, privitoare la Masivul Rodna, Carpații Orientali. Studia Univ. Babeș-Bolyai, XLII, 2, Cluj Napoca, 52-66;

Balintoni, I., Seghedi, I., Szacacs, A. (1997). Review of the neogene post-collision magmatism – tectonic interplay in the intercapathian region. Studia Univ. Babeș – Bolyai, XLII, 2, Cluj Napoca, 3-16;

Bercia, I., Krautner, H., Mureșan, M., (1976). Pre-Mezozoic Metamorphites of the East Carpathians; An. Inst. Geol. Geof., L, București, 37-70;

Bulgaru, Gh., (1966). Cercetări stratigrafice în bazinul văii Sălăuța. Acad. R. S. România, Stud. Cerc. Geol. – Geof- Geogra. (Geol), t. 11/1, 245 – 249, București ;

Csontos, L., (1995). Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian area: a review. Acta. Vulcanologica, 7 (2), 1-14;

Giușcă, D., (1974). Petrologia rocilor endogene. Ed. Tehn. București, 475 p.;

Krautner, F., Mirăuță, E., (1970). Asupra prezenței devonian-carboniferului în cristalinul Carpaților Orientali, D. S. Inst. Geol., vol. LV, 2, Bucuresti, 26-32;

Krautner, H.G., Kraunter, Fl., Colios, E., Udrescu, C., Andar A., (1979). Harta metalogenetică a RSR, scara 1:50 000, Foaia Rodna, raport arh.;

Krautner ,H.G., Kraunter, Fl., Szasz L., (1983). Harta geologică a RSR, scara 1:50 000, Foaia Ineu IGG București;

Krautner, H.G., Kraunter, Fl., Szasz, L., Udubașa, G., Istrate, Gh., (1978). Harta geologică a RSR, scara 1:50 000, foaia Rodna Veche IGG București;

Krautner, H., (1968). Vederi noi asupra masivului cristalin al Rodnei. St. Cerc. Geofiz. Geogr., Ser Geol., 13 (2), 30-39 ;

Krautner, H., Krautner, F., (1970). Formațiunile cristaline din versantul nordic al Masivului Rodna, D. S. Inst. Geol. , vol. LVIII, nr. 4, București, 56-70;

Krautner, H.G., Kraunter, Fl., Szasz L.,(1982): Harta geologică a RSR, scara 1:50 000, Foaia Pietrosu Rodnei IGG București;

Krautner, H.G., Kraunter , Fl., Szasz L., Udrescu, C., ( 1989). Raport preliminar, Harta geologică scara 1:50 000, Foaia Rebra IGG București

Krautner , Th., (1938). Des kristaline Massif von Rodna. An. Inst. Geol. Roma., XIX, București, 164-287;

Kräutner, Th., (1930). Câteva date asupra geologiei Munților Rodnei și Bârgău. Dări de seamă ale ședințelor Institutului Geologic București, vol. XII, Extras 19 pg., București;

Mânzăraru, L. (1992). Feldspați plagioclazi din Eruptivul munților Bârgău. An. Univ. Buc. Științ. nat., XI/31, București, 11-19;

Mânzăraru, L., (1965). Studiu mineralogic și petrografic al corpurilor subvulcanice din partea de NV a Munților Bârgău. Stud. tehn. ec. I/1, București, 25-36;

Mutihac,V., (1973). Geologia României. Ed.Tehnică, București, 647 p.;

Pavelescu, L., (1980). Petrografia rocilor magmatice și metamorfice. Ed. Tehnică, București, 447 p.;

Peltz, S., Vasiliu, C., Udrescu, C., Bratosin, I., (1971). Petrologia magmatitelor zonei subulcanice neogene din Carpații orientali. An. I. G. G. XXXIX, București, 107-121;

Peltz, S., Vasiliu, C., Udrescu, C., Bratosin, I., (1971). Petrologia rocilor bazaltice pliocene și cuaternare din România. An. I. G. G. XXXIX, București, 143-169;

Rădulescu, D., (1973). The plate tectonics concept and the geological structure of the Carpathians. Tectonophysic, 16.;

Rădulescu, D., (1981). Petrologie magmatică și metamorfică. Ed. did. ped. București, 367 p.;

Rădulescu, D., Dumitrescu, R., (1982). Petrologia endogenă a teritoriului României. Univ. București, 120 p.

Roman, Ș., (1969). Contribution à la connaissance du Quaternaire de la depression intracarpatique de Ciuc. VIII. Congr. INQUA, Etudes sur la Quateraire dans le Monde, Vol. 2, 607-611, Paris;

Săndulescu, M., (1983). Geotectonica României. Ed. Tehnică, București, 336 p.;

Săndulescu, M., (1994). Overview on Romanian Geology. Rom. J. Tect. & Reg. Geol., 75, Suppl 1, 3-15, Bucharest;

Ureche, I., (1999). Petrologia magmatitelor neogene din Munții Bârgăului, Teza de doctorat. Biblioteca de Geologie, Universitatea ” Babeș Bolyai” Cluj Napoca, 270 p.;