Carpatii Orientali au aparut si s-au dezvoltat in ansamblul structural al Orogenului carpatic, prezentand trasaturi comune intregului sistem orogenetic, fiind in primul rand un rezultat al aceleiasi regenerari alpine, dar ofera insa si unele caractere structurale proprii, care le confera individualitate .

Particularitatile structurale ale Carpatilor Orientali conduc la concluzia ca acestia si-au inceput evolutia prin aparitia unui rift, independent de rifturile celorlalte segmente. Acesta s-a format pe zona de jonctiune dintre structurile hercinice si unitatile de vorland consolidate anterior, adica la marginea marii placi eurasiatice. Riftul initial, care a evoluat ca geosinclinal, a aparut in Triasic si a cunoscut o perioada de extensie pana spre sfirsitul Jurasicului. Odata cu Cretacicul incepe perioada de compresiune insotita de migrarea axei geosinclinalului cu formarea faciesurilor sinorogene si generarea primelor structuri tectonice. Astfel, in Cretacicul mediu, in timpul fazei austrice au aparut dacide timpurii, iar spre sfarsitul Cretacicului, in faza subhercinica apar dacidele tarzii.

Totodata axa fosei de acumulare se deplaseaza mai spre est. Fenomenul de compresiune si, probabil, si o subduclie a marginii platformei din fata, continua si in Tertiar, cand aria de acumulare sufera o noua deplasare, limitandu-se in cele din urma la o zona depresionara marginala, cu rol de avanfosa. Miscarile orogenice ating un prim paroxism in Miocenul mediu, faza stirica, cind se realizeaza moldavidele timpurii. Ultima faza, definitorie in aranjamentul tectonic al Carpatilor Orientali, are loc in Sarmatianul inferior, cand miscarile fazei moldavice duc la formarea structurilor moldavidelor tarzii, cu pozitia cea mai externa.

Dupa ridicarea Carpatilor Orientali, are loc scufundarea unor arii restranse, luand astfel nastere depresiunile posttectonice intramontane. In zona de contact dintre Carpatii Orientali si masivul median transilvan se produce punerea in loc a vulcanitelor neogene .

In continuare, edificiul carpatic a suferit actiunea factorilor modelatori care au desavarsit morfostructura actuala.

Evolutia in timp si spatiu a Carpatilor Orientali se reflecta in structura actuala, distingandu-se mai multe zone cu caractere litofaciale si structurale proprii, dispuse

1

zonar.Astfel, in stricta corelare cu etapele evolutive, in Carpatii Orientali se deosebesc urmatoarele zone:

a)zona cristalino-mezozoica(zona central-carpatica)b)zona klippelor si a flisului transcarpatic-vestc)zona flisului carpatic-estd)zona de molasa( Depresiunea Pericarpatica)e)zona vulcanitelor neogeneIn continuare voi trata zona cristalino-mezozoica a

Carpatilor Orientali.Zona cristalino-mezozoica este situata in partea

centrala a Carpatilor Orientali si se intinde din valea Dambovitei spre nord pana la Carpatii Ucrainieni.Acestei zone ii corespund: Muntii Rodna, Muntii Bistritei, Muntii Gurghiu, Muntii Haghimas, Muntii Persani si masivele Postavaru, Piatra Mare, Bucegi, Leaota si Piatra Craiului.

Ca unitate structurala alpina, zona central-carpatica corespunde primei etape din evolutia geosinclinalului Carpatilor Orientali. In cuprinsul ei afloreaza formatiunile fundamentului reprezentate prin sisturi cristaline., Acestea s-au format in perioadele prealpine, cand zona cristalino-mezozoica a evoluat in cadrul unei arii mult mai largi . Sisturilor cristaline regenerate li se adauga invelisul alpin in care se deosebesc:

a)invelisul preaustric cuprinzind formatiunile mezozoice pana la Cretacicul inferior ,inclusiv ;

b)invelisul posttectonic realizat dupa diastrofismul mezocretacic, cand zona central-carpatica s-a comportat ca o regiune cu o oarecare stabilitate.

In istoria geologica a zonei central-carpatice se disting asadar trei etape evolutive concretizate in continutul petrogenetic si litofacial precum si in structo-geneza si anume:

a)o etapa prealpina in care au luat nastere sisturile cristalofiliene;

b) o etapa alpina in care au luat nastere depozitele care formeaza invelisul preaustric si cand zona central-carpatica s-a individualizat ca unitate structogenetica;

c)o etapa alpina postaustrica in care s-a format invelisul posttectonic.

In evolutia alpina, in structura actuala a zonei central-carpatice se dosebesc trei compartimente:

- nordic-compartimentul moldav,

2

- median-compartimentul Persani -sudic-compartimentul Leaota Bucegi -Piatra Mare.

O perioada s-a considerat ca toate masivele de sisturi cristaline prealpine din Carpatii Orientali ar fi rezultat in urma unei singure faze de metamorfism care s-ar fi petrecut in timpul orogenezei hercinice. In aceasta conceptie cercetarile urmareau ca pe baza studiului petrografic sa se deosebeasca diversele zone metamorfice, criteriul fiind mai ales acela al mineralelor tipomorfe.

Cercetarile din ultimii ani s-au orientat spre stabilirea unor succesiuni stratigrafice in stivele de sisturi cristaline, care este si singura cale in descifrarea evolutiei geologice a terenurilor respective. Studiile intreprinse in acest sens au condus la realizarea unei stratigrafii, pentru unele sectoare destul de detaliata, si la obtinerea unor date de ordin paleontologic, geocronologic si paleomagnetic care permit sa se faca unele aprecieri asupra varstei formatiunilor premetamorfice, precum si asupra varstei metamorfismului. Cercetarile au condus si la concluzia ca masivele cristaline prealpine reprezinta formatiuni a caror metamorfozare a avut loc in diferite faze separate intre ele prin discordante de metamorfism. In prezent toti cercetatorii sunt de acord din acest punct de vedere. Nu acelasi lucru se intampla insa si in ceea ce priveste delimitarea riguroasa a diverselor cicluri orogenice, dat fiind ca discordantele metamorfice sunt mult mai greu de sesizat, cel putin in anumite situatii.

Pe baza discordantelor metamorfice si a unor resturi de organisme gasite in sisturile cristaline s-a dedus ca metamorfitele din zona central-carpatica apartin la trei cicluri tectono-magmatice:

3

a)prebaikalian, b)baikalianc)hercinic Prezenta ciclului Caledonian, sustinuta de unii cercetatori, nu este suficient de concludent argumentata.

Sisturile cristaline afloreaza in toate cele trei compartimente ale zonei central carpatice.

In compartimentul moldav, sisturile cristaline se pot urmari, pe distanta de mai bine de 240 km, de la nord de granita pana in regiunea Ciuc. Spre est vin in contact tectonic cu zona flisului carpatic, iar spre vest inainteaza sub forma unor promotorii, remarcindu-se de la N spre S: promontoriul Bistrei si promontoriul Vaserului (separate intre ele prin depresiunea Ruscovei), iar mai spre S promotoriul Rodnei; intre acesta si promontoriul Vaserului este depresiunea Borsa.In compartimentul Muntilor Persani, sisturile cristaline afloreaza pe o arie restrinsa formind insula de la Girbova.In compartimentul sudic, metamorfitele alcatuiesc culmea Leaota.

Ciclul tectono-magmatic prebaikalian. Cele mai vechi formatiuni sunt reprezentate prin acumulari vulcano-sedimentare formate intr-o arie geosinclinala. Acestea au fost metamorfozate regional in conditiile faciesului amfibolitic, in timpul unei orogeneze prebaikaliene. Din ele au rezultat, in principal, diverse tipuri de gnaise, amfibolite, micasisturi, calcare cristaline, mai ales cu hematit, sisturi sericito-cloritoase cu biotit etc. Compozitia lor mineralogica si petrografica indica o predominare initiala a materialului detritic reprezentand acumulari sinorogene. La acestea se adauga produsele unui vulcanism bazic initial, fapt ce face posibila descifrarea evolutiei geosinclinalului prebaikalian. In timpul orogenezei s-a manifestat si magmatismul plutonic cand au fost puse in loc masive de granitoide.

4

Ansamblul sisturilor cristaline rezultat in urma orogenezei prebaikaliene poate fi desemnat sub numele de grupa sisturilor cristaline mezometamorfice, dat fiind ca este produsul unui ciclu tectono-magmatic si reprezinta continutul unui geosinclinal in spatiu.

In zona central-carpatica, sisturile cristaline mezometamorfice afloreaza pe arii relativ restranse.Unele din aceste arii sunt alungite in directia lantului muntos, punand in evidenta zone de ridicare axiala. Aceasta situatie sugereaza ideea ca cel putin o parte din sisturile cristaline mezometamorfice apar normal de sub cele epimetamorfice. Este mai greu de admis ca acestea ar reprezenta ferestre tectonice.In compartimentul moldav, sisturile cristaline mezometamorfice afloreaza in promontoriile Bistra si Vaser si in Muntii Rodna. In Muntii Bistritei se intalnesc pe cursul superior al raului Bistrita la Bretila si intre localitatile Iacobeni si Vatra-Dornei.Spre sud apar in regiunea Barnar.Se mai intalnesc la marginea compartimentului moldav. In celelalte compartimente, sisturile cristaline mezometamorfice se intalnesc pe o arie foarte restrinsa in masivul Garbova.

Sisturile cristaline din grupa mezometamorfica se separa in doua serii:a)seria de Haghimas-Rarau-Bretilab)seria de Rebra-Barnar.

Cele mai vechi formatiuni cunoscute in zona cristalino-mezozoica sunt gnaisele de Rarau.

Sisturile din seria de Haghimas-Rarau-Bretila au luat nastere prin metamorfozarea unor formatiuni vulcano-sedimentare in conditiile faciesului amfibolitelor cu almandin.Pe langa metamorfismul foarte avansat, aceasta serie se mai caracterizeaza si prin fenomoene de migmatizare metablastica si metasomatica . Dezvoltarea

5

tipica a seriei de Haghimas–Rarau-Bretila se intalneste in zona de margine, in masivele Haghimas si Rarau, desi nu aici apare cu dezvoltarea cea mai completa. Este reprezentata prin micasisturi muscovito-biotitice ± granat, sisturi cuartito-biotitice ± granat si paragnaise muscovito-biotitice ± granat. La acestea se adauga amfibolite sub forma de intercalatii. In intreaga suita de roci se gasesc gnaise granitice si gnaise oculare rosii (gnaise de Rarau) a caror geneza nu se poate considera elucidata, desi s-au emis numeroase ipoteze. Urmarind succesiunea de detaliu in Muntii Haghimas, M. Muresan a deosebit un complex terigen-tufogen acid si un complex terigen.

Complexul terigen-tufogen a c i d ocupa o pozitie inferioara si are o grosime de cateva sute de metri. Este reprezentat prin micasisturi retromorfozate si milonitizate, in care se intercaleaza gnaise cuarto-feldspatice cu muscovit. La partea superioara a acestui complex se individualizeaza un nivel de gnaise oculare de culoare alba, reprezentind un bun reper stratigrafic, bine deschis in imprejurimile localitatii Balan.

Complexul t e r i g e n este suprapus precedentului si are o grosime de circa 500 m. Acesta este alcatuit preponderent din micasisturi cuartito-muscovito-biotitice si subordonat din paragnaise cu biotit. In Muntii Rodna, sisturile cristaline incluse in seria de Haghimas-Rarau-Bretila au o grosime mai mare, in jur de 3000 m, succesiunea fiind mult mai completa. H. Krautner a separat patru complexe: 1)complexul gnaiselor si amfibolitelor, 2)complexul gnaiselor albe, 3)complexul amfibolitelor 4)complexul gnaiselor de Rebra-Anies Spre N, in promontoriul Vaser si cel al Bistrei, apare aceeasi serie cu dezvoltare similara.

6

Seria de Rebra-Barnar include sisturi cristaline mezometamorfice cu trecere spre faciesuri epimetamorfice, rezultate in urma metamorfozarii unor formatiuni sedimentare si magmatogene bazice. Afloreaza pe arii destul de intinse in Muntii Rodna, apoi in lungul Bistritei in zona lacobeni-Vatra Dornei, prelungindu-se mult spre sud. Sisturile cristaline ale acestei serii ocupa o arie destul de intinsa in zona Bistrita-Barnar, care se intinde spre S depasind cu mult valea Bistritei. Cea mai sudica zona in care afloreaza seria de Rebra-Barnar se intalneste in regiunea izvoarelor Muresului .

Cercetarile mai recente au condus la concluzia ca sisturile cristaline care anterior fusesera descrise drept serii distincte, ca «seria de Bistrita-Barnar», « seria de Rebra », « seria de lacobeni- Vatra Dornei», prezinta unele caractere litostratigrafice si metamorfice comune si ca ansamblul acestora apartine de fapt aceleiasi serii. In toate zonele de aflorare, sisturile cristaline ale seriei de Rebra- Barnar vin in relatii tectonice cu serii mai tinere, incat nu se cunoaste care este substratul normal si prin urmare nu se cunoaste cu certitudine primul termen al seriei de Rebra-Barnar. Aceasta nu vine niciodata in contact cu seria de Haghimas-Rarau-Bretila peste care ar trebui sa se dispuna in mod normal. Se poate considera insa ca apartine tot ciclului prebaikalian. O caracteristica a seriei de Rebra- Barnar o constituie dezvoltarea mare a carbonatitelor.

Stratigrafia sisturilor cristaline din seria de Rebra-Barnar este destul de cunoscuta; succesiunea de detaliu, in care s-au delimitat mai multe complexe, este valabila pentru intregul compartiment moldav cu unele deosebiri neesentiale.

Urmand coloana stratigrafica stabilita de I. Bercia et al., in seria de Rebra-Barnar se pot deosebi trei complexe:

a)complexul inferior terigen, b)complexul mediu carbonatic c) complexul superior terigen.

7

Complexul inferior este constituit in principal din roci terigene reprezentate prin diferite varietati de paragnaise si micasisturi si din roci magmatogene bazice (amfibolite). La acestea se adauga intercalatii de carbonatite, de obicei calcare cristaline. Rocile complexului inferior apar in imprejurimile localitatii Bilbor cu o grosime de 500 m apoi in imprejurimile localitatii Dirmoxa si pe valea Negrisoara unde ating grosimea de 1000m.

Complexul mediu se caracterizeaza prin predominarea rocilor carbonatice, in timp ce rocile terigene si magmatogene sunt subordonate. Acesta are o mare raspandire, insa prezinta largi variatii de grosime putand atinge 2000 m. Se intalnesc dolomite si calcare cristaline cu tremolit ± talc care pot atinge grosimea de 1000 m si diferite varietati de micasisturi sub forma de intercalatii. Nu se remarca deosebiri esentiale de la o arie de aflorare la alta. Analizele de varsta absoluta facute asupra unor galene provenind din acest complex din Muntii Rodna au indicat valori intre 385—650 mil. ani, iar analizele asupra muscovitului din pegmatite arata 800 mil. ani.

Complexul superior se caracterizeaza printr-o reducere sensibila a carbonatitelor in favoarea materialului terigen. Totodata, in cadrul acestui complex se rernarca largi variatii litofaciale, incat difera de la o arie de aflorare la alta. In aria de aflorare de la izvoarele Muresului, complexul superior are o grosime de aproape 2000 m si este reprezentat prin roci predominant terigene, in principal sisturi cuartitice-biotitice si sisturi grantoase cu biotit. La acestea se adauga sub forma de intercalatii, cuartite negre, calcare, paragnaise biotitice si amfibolite.In regiunea lacobeni-Vatra Dornei, complexul superior atinge grosimea de 2500 m si este reprezentat in baza printr-un orizont de sisturi terigene alcatuit din diferite varietati de micasisturi, in grosime de 1000 m. Peste orizontul de micasisturi urmeaza un al doilea cu o grosime de 300-400 m alcatuit din diverse tipuri de amfibolite carora li se asociaza sisturi clorito-biotitice cu albit, epidot, calcit si

8

sisturi muscovito-biotitice cu profiroblaste de albit. In acest orizont sunt cantonate acumularile de minereu de Fe de tip Lahn-Dill din regiunea lacobeni. Succesiunea complexului superior se incheie cu un orizont gros de 1200 m reprezentat predominant prin sisturi muscovitice cu biotit si granat. Pe alocuri se intilnesc sisturi cu hornblenda .In Muntii Rodna, complexul superior are o grosime in jur de 6000 m pe valea Rebra este reprezentat prin roci terigene cu intercalatii de amfibolite si calcare.In cuprinsul complexului superior, mai ales in orizontul dinspre baza, se remarca variatii ale intensitatii metamorfismului de la faciesul amfibolitelor cu almandin spre faciesuri epizonale sericito-cloritoase cuartitice si sisturi amfibolitice cloritoase, incat nu se poate realiza o orizontare mai detailiata aplicabila in tot masivul Rodna.

Ciclul tectono-magmatic baikalian . Dupa incheierea ciclului prebaikalian si a fazei de gliptogeneza care i-a urmat, domeniul carpatic in care evolua si zona central-carpatica si-a reluat functia de arie de acumulare, evoluand ca zona labila in care s-au desfasurat toate procesele unui ciclu tectono-magmatic. Formatiunile vulcano-sedimentare acumulate au fost metamorfozate regional in conditiile faciesului sisturilor verzi, in timpul orogenezei baikaliene. Ansamblul acestora alcatuieste grupa sisturilor epimetamorfice . In zona cristalino-mezozoica, grupa sisturilor cristaline epimetamorfice afloreaza in toate cele trei compartimente.

In compartimentul moldav, epimetamorfitele ocupa suprafete intinse si au fost descrise sub numele de «seria de Tulghes».

Seria de Tulghes anterior, cuprindea toate sisturile cristaline cu metamorfism de tip epimetamorfic. Cercetarile mai recente au constatat ca de fapt exista si sisturi cristaline foarte slab metamorfozate care apartin altui ciclu

9

tectono-magmatic. In conceptia actuala, acestea nu mai sunt incluse in seria de Tulghes. Seria de Tulghes include sisturi cristaline rezultate in urma metamorfozarii unor formatiuni vulcano-sedirnentare in conditiile faciesului sisturilor verzi si se caracterizeaza prin predominarea rocilor magmatogene acide asupra celor bazice.

Cercetarile recente au dus la stabilirea succesiunii stratigrafice de detaliu, mai ales pentru jumatatea nordica a compartimentului moldav. Pe criteriul litofacial, in seria de Tulghes s-au separat trei complexe , care se succed pe verticala, remarcandu-se si frecvente variatii laterale.

Complexul inferior cuprinde sisturi cuartitice-grafitoase cu intercalatii de metatufuri acide, la care se adauga cuartite negre, calcare cristaline si subordonat roci verzi tufogene bazice. Acest complex se intalneste in Muntii Tulghes, iar spre N in Muntii Bistritei si Rodna. Modificarile laterale de facies constau in reducerea grafitului si a metatufurilor acide care devin subordonate.

Complexul mediu are o grosime intre 1000 si 2000 m. In zona lacobeni-Brosteni fiind reprezentat prin cuartite negre, grafitoase, sisturi verzi tufogene bazice si calcare. Metatufurile acide sunt subordonate. In acest complex sunt cantonate acumularile de minereu de mangan de pe aliniamentul Ciocanesti-Iacobeni-Sarul Dornei si de pe aliniamentul Brosteni-Borca. in partea estica, in regiunea localitatilor Fundul Moldovei-Pojorata, se remarca o inlocuire laterala a cuartitelor de la V catre E printr-un facies pelitic cu intercalatii de metatufuri bazice.

Complexul superior se caracterizeaza prin predominarea metatufurilor acide, la care se adauga sisturi sericito-cloritoase, sisturi sericito-grafitoase, sisturi

10

verzi si subordonat cuartite negre. Tot in acest complex sunt cantonate acumularile de sulfuri complexe.

In compartimentul Persani, sisturile cristaline epimetamorfice, afloreaza pe o arie foarte restransa, alcatuind masivul Garbova. Au fost descrise sub numele de «seria de Garbova » si se prezinta slab metamorfozate, in ele recunoscandu-se caracterele stratonomice ale depozitelor premetamorfice

In compartimentul sudic, sisturile cristaline epimetamorfice alcatuiesc culmea Leaota. In baza suitei cristaline se separa un nivel gros de 10-15 m, alcatuit preponderent din amfibolite cu epidot, carora li se asociaza sisturi sericitoase cu hornblenda.

Ciclul tectono-magmatic hercinic . Ultimul ciclu

din evolutia prealpina a zonei central-carpatice corespunde Paleozoicului, cand structurile baikaliene au fost regenerate, iar domeniul carpatic a devenit arie geosinclinala. Formatiunile vulcano-sedimentare acumulate au fost metamorfozate in conditiile faciesului sisturilor verzi incipient. Ansamblul acestora poate fi desemnat sub numele de grupa sisturilor ankimetamorfice.

Sisturile cristaline ankimetamorfice se intalnesc numai in compartimentul moldav unde au o pozitie clara discordant-transgresiva peste formatiunile cristalofiliene mai vechi. Pe suprafete mai intinse se intalnesc in Muntii Rodna, iar pe arii mai restrinse in Muntii Bistritei. Frecvent

11

apar in situatii tectonice, fiind prinse intre diversele serii ale grupei mezometamorfice sau ale grupei epi-metamorfice.

Succesiunea mai completa a sisturilor cristaline ankimetamorfice a fost descrisa de H. Krautner in Muntii Rodna, sub numele de seria de Repedea. Sunt reprezentate printr-o alternanta de roci vulcanogene cu roci tufogene grafitoase, putandu-se separa:

a)un complex vulcanogen bazal, b)un complex grafitos detritogen inferior, c)un complex vulcanogen mediu, d)un complex detritogen grafitos superior e)un complex vulcanogen superior.Complexul vulcanogen bazal se dispune

transgresiv peste seria de Haghimas-Rarau-Bretila si este reprezentat prin sisturi verzi si sisturi sericito-grafitoase, la care se pot adauga si calcare, uneori rubanate.

C o m p l e x u l d e t r i t o g e n - g r a f i t o s i n f e r i o r e s t e r e p r e zentat prin sisturi sericitoase-grafitoase cu intercalatii de cuartite negre, meta-conglomerate si sisturi verzi. O mare dezvoltare o au calcarele care, dupa reducerile si indintarile laterale ce se observa, pot fi socotite ca reprezentind recifi. I

Complexul vulcanogen mediu este alcatuit predominant din metatufuri bazice, metabazite si subordonat sisturi sericito-cloritoase, calcare si cuartite.

C o m p l e x u l d e t r i t o g e n - g r a f i t o s s u p e r i o r e s t e r e p r e zentat in baza printr-o alternanta de metaconglomerate, cuartite negre, sisturi grafitoase si sisturi cloritoase, urmate de calcare si dolomite rubanate cu intercalatii de sisturi sericito-grafitoase. Se incheie cu un orizont de meta-graywacke.

Complexul vulcanogen superior include o al ternanta de metatufuri bazice si sisturi sericito-cloritoase, urmate de metatufuri acide.

12

13

Bibliografie

Geologia Romaniei,.V. Mutihac, L.Ionesi, Editura Tehnica,1973

Geotectonica Romaniei, M.Sandulescu, Editura Tehnica, Bucuresti, 1984

14