Raport științific privind implementarea proiectului PN-II-ID-PCE ...

1

Raport științific

privind implementarea proiectului PN-II-ID-PCE-2011-3-0030

Obiectivul principal al proiectului a constat în determinarea vârstelor metamorfice în complexele de soclu

din România, determinând astfel momentul consolidării acestor socluri, verificând gradul lor de coerență și

efectuând corelații între ele, pentru a aduce contribuții la studiul evoluției geotectonice a unităților

geologice de soclu metamorfic ale României. Determinările de vârstă preconizate au fost efectuate asupra

unui mineral format îndeobște prin procese metamorfice, monazitul, iar metoda alesă a fost analizarea

elementelor parentale și a termenilor finali ai seriilor naturale de dezintegrare radioactivă (U, Th, Pb) cu

microsonda electronică.

Am considerat esențială pentru atingerea obiectivelor proiectului probarea pe cât posibil sistematică a

unităților de soclu și omogenizarea informației, ținând cont de gradul de cunoaștere, poziția structurală și

datele petrologice și geocronologice existente. Până în prezent au fost recoltate, preparate și analizate

următoarele probe, repartizate în diverse unități de soclu și contexte structurale ale lanțului carpatic:

Proba Tip de rocă Locul recoltării Unitatea Context și particulari-

tăți structurale

Tl4 metagranit (de

Tilișca)

p. Tilișca, m. Cibin Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa, Complexul de Valea

Căprăreasa

granitoid deformat intrus în

roci de grad ridicat intens

migmatizate

VNGt gnais cu granat,

disten și feld-

spat potasic

Valea Neagră, m. Căpățânii Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa, Complexul de Valea

Căprăreasa

roci de grad ridicat cu

granat, disten și feldspat

potasic în contrast cu

metamorfismul dominant

din suită

12Tr2 gnais (Dobra) Dobra, v. Sebeșului Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa

roci gnaisice la limita

Complexului de Valea

Căprăreasa

10VRal rocă biotitică

cu corindon

Valea Romanilor, m.

Căpățânii

Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa

asociație nesaturată, poziție

structurală neclară

9402 micașist cu

granat, disten,

staurolit și rutil

V. Taia, m. Șureanu Pânza Getică, unitatea variscă de

Semenic, micașisturile de

Negovanu Mare

monazit în formare, relicte

de fosfați (scorzalit, florencit)

în incluziunile distenului

9516 Ibid. p. Conțu, m. Lotrului Ibid. asociație bine păstrată în

echilibru textural

2252HA rocă cu mega-

blaste de disten

și staurolit

p. Jigureasa, m. Orăștiei Pânza Getică, talpa unității

varisce de Semenic, baza

micașisturilpr de Negovanu Mare

rocă recristalizată pe

contact tectonic, monazit în

formare pe seama apatitului

9618A micașist cu

granat, sillima-

nit și staurolit

p. Hoteagu, m. Lotrului Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa

metamorfism de grad mediu

cu sillimanit și staurolit struc-

tural inferior metamorfismului

cu tendință de presiune

ridicată

9685 Micașist cu gra-

nat și sillimanit

Cataractele Lotrului Pânza Getică, unitatea variscă de

Voineasa

echilibrare mineralogică și

texturală intensă la nivelul

sillimanit ± staurolit

11Bo3 gnais cu granat,

biotit, sillimanit și

relicte de staurolit

Lăpușnicul Mic, Borăscu Pânza Getică, unitatea variscă de

Armeniș

amprentă de presiune

scăzută în interiorul unei

structuri în formă de dom

11Bo6 gnais sillimanitic cu Lăpușnicul Mic, m. Godeanu Pânza Getică, unitatea variscă de presiune scăzută și

2

granat, cordierit

pinnitizat, ilmenit

și spinel

Armeniș creșterea temperaturii cu

descompunerea relictelor

de grad mediu

11Bo10 gnais sillimanitic

cu biotit cloritizat

Lăpușnicul Mic, Borăscu Pânza Getică, unitatea variscă de

Armeniș

amprentă intensă de

presiune scăzută în regim

sindeformațional, retro-

morfism ulterior

11Rv1 gnais biotitic p. Orevița, m. Almăj Pânza Getică, unitatea variscă de

Orevița

solz tectonic varisc cu

poziție structurală neclară

11Rav5 micașist cu

granat

v. Bârzu, m. Almăj Pânza Getică, unitatea variscă de

Orevița

solz tectonic varisc cu

poziție structurală neclară

162a gnais cu cordierit m. Cocora, m. Căpățânii Pânza Getică, Complexul diapir

de Ursu

dom de presiune coborâtă

constituind un complex de

exhumare diapiră, cu

intense procese anatectice

CCC2 granit

peraluminos cu

cordierit

vf. Ciocovanul, m.

Căpățânii

Pânza Getică, Complexul diapir

de Ursu

granitoid anatectic asociat

complexului de exhumare

diapiră

11RM2 șist cuarțos cu

granat

Râul Mare, m. Retezat Danubianul Superior, formațiunea

de Rof

intercalație pelitică în

unitățile de soclu ale

Danubianului Superior

11LP408 rocă cu sillimanit

și andaluzit

Fîntîna Bradului, m. Vâlcan Danubianul Inferior, Pânza de

Schela, unitatea variscă de Vâlcan-

Pilugu, grupul de Lainici-Păiuș,

formațiunea cuarțitică

incluziune în granitoidul

sincinematic de Șușița din

soclul de Vâlcan-Pilugu

12Rc1 diatexit cu

feldspat negru

p. Răchiții, m. Vîlcan Danubianul Inferior, Pânza de



formațiunea cuarțitică

produs al migmatizării

sinmetamorfice intense a

complexului de Lainici-Păiuș

12Ung skarnoid calcic

cu grafit

p. Ungurelașu, m. Parâng Danubianul Inferior, Pânza de



formațiunea carbonato-grafitoasă

rocă de contact metasomatic

sinmetamorfic între litologii

incompatibile chimic

11Sca3b șist micaceu cu

amfiboli și disten

p. Scărișoara, Motrul Sec Danubianul Inferior, Pânza de

Lainici, unitatea variscă de Parâng-

Retezat, grupul de Drăgșan,

formațiunea de Dobrota

rocă conservând asociația

de maxim metamorfic în

unitatea de Parâng-Retezat

11GR3d gnais cu biotit Globurău, m. Cernei Domeniul Danubian, Unitatea de

Ogradena, limita Neamțu/Corbu

soclu al unităților danubiene

meridional-occidentale

11Top1 micașist cu granat

și sillimanit

Topleț, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de

Ogradena, formațiunea de Vodna



11PM1 gnais biotitic p. Mraconia, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de

Almăj, formațiunea de Poiana

Mraconia



13NS micașist cu granat,

disten și staurolit

vf. Scorțari, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de

Almăj, formațiunea de Poiana

Mraconia



11Nt5a gnais biotitic p. Neamțu, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de

Ogradena, formațiunea de Neamțu



11Il1a gnais biotitic cu

sillimanit

v. Rudăria, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de

Almăj, formațiunea de Ielova


meridional-occidentale,

asociația de maxim

metamorfic

12Bc1 șist sericitos Bocșa Română Unitatea de Bocșa, formațiunea soclu al unităților externe

3

de Bocșița-Drimoxa față de Pânza Getică

12Lc1 șist sericitos Moldova Nouă - Moldovița Unitatea de Locva, formațiunea

de Locva

12Tr1 gnais biotitic Laz, v. Sebeșului Domeniul “supragetic”, Sebeșul

de nord, gnaisele de Laz-Căpâlna

soclu al unităților externe

față de Pânza Getică

12Mo2A micașist cu granat p. Mogoș, m. Lotrului Domeniul “supragetic”, Unitatea

de Uria, formațiunea de Sibișel


față de Pânza Getică,

asociația de maxim

metamorfic

12Mo3 micașist cu granat p. Mogoș, m. Lotrului Domeniul “supragetic”, Unitatea

de Uria, formațiunea de Sibișel


față de Pânza Getică

12Sc gnais biotitic cu

porfiroblaste de

oligoclaz, granat,

disten și staurolit

p. Șinca, m. Făgăraș Masivul Făgăraș, Unitatea de

Măgura Câinenilor

soclu al unităților centrale

ale masivului Făgăraș

12Bo2C gnais micaceu cu

granat și disten

p. Boia Mică, m. Făgăraș Masivul Făgăraș, Unitatea de

Măgura Câinenilor

soclu al unităților centrale


12MS micașist biotitic

cu granat și

disten

p. Moașa Sebeșului, m.

Făgăraș

Masivul Făgăraș, Unitatea de

Pârâul Moașa, subformațiunea

de Șerbota

soclu al unităților nordice


12MS1 micașist cu

megablaste de

staurolit

p. Moașa Sebeșului, m.

Făgăraș



de Șerbota



12MA2a micașist biotitic p. Moașa Avrigului, m.

Făgăraș



de Șerbota



12VB1 amfibolit cu

granat

p. Pietros, Cumpenița Masivul Făgăraș, Complexul de

Cumpăna, formațiunea de

Muntele Lăcșor

soclu al unităților

meridionale ale masivului

Făgăraș

12VB2 metagranitoid p. Pietros, Cumpenița Masivul Făgăraș, Complexul de

Cumpăna, granitoidul de Valea

Bolovanului

soclu al unităților

meridionale ale masivului

Făgăraș

12Cl2 micașist cu granat

retromorfozat

V. Călineștilor, m. Lotrului Unitatea de Câineni (Călinești) soclul lamelor tectonice

dispuse între Pânza Getică și

Masivul Făgăraș

12Ri11 gnais fin Rîușorul Rucărului Masivul Leaota, nivelul gnaisului

de Preajba


Masivului Leaota

12BgC micașist

porfiroblastic

v. Bugheanu, m. Iezer Masivul Leaota, Complexul de

Bughea


Masivului Leaota

mb gnais micaceu

cu granat

v. Ghimbavului, m. Leaota Masivul Leaota, Complexul de

Bughea


Masivului Leaota

LTg2 corneeană cu

paramorfoze

de disten după

andaluzit

Râul Târgului, m. Iezer Masivul Leaota, Unitatea de

Voinești, contactul Granitului de

Albești


Masivului Leaota, contactul

granitului de Albești, efecte

de presiune ridicată

12Ri1C micașist cu granat,

disten și cloritoid

Rîușorul Rucărului Masivul Leaota, Unitatea de

Voinești


Masivului Leaota

05Tb1A gnais milonitic cu

granat și disten

V. Țîbra, m. Leaota Masivul Leaota, Unitatea de

Voinești

relicte prevarisce, metamorfism

varisc de presiune ridicată

10Iz micașist cu granat Râul Doamnei, m. Făgăraș Masivul Leaota, Unitatea de Iezer unitățile de soclu ale

Masivului Leaota

12SJ micașist cu porfiro-

blaste de granat

și staurolit

Sălciua de Jos, Muntele

Mare

Sistemul pânzelor de Biharia,

Pânza de Baia de Arieș,

complexul de Baia de Arieș


Munților Apuseni

4

12Rd1 gnais micaceu

cu granat

V. Vinului, Rodna Veche Pânza Subbucovinică, Pânza

variscă de Rodna, grupul de

Rebra (Rb2)

unitățile de soclu

subbucovinice ale Carpaților

Orientali

12Rd4 micașist cu

granat și

staurolit

V. Vinului, Rodna Veche Pânza Subbucovinică, Pânza

variscă de Rodna, grupul de

Rebra (Rb3)


subbucovinice ale Carpaților

Orientali

12Be2a gnais micaceu

cu granat

p. Békeny, Gheorgheni Pânza Bucovinică, Unitatea

variscă de Rarău

unitățile de soclu bucovinice

ale Carpaților Orientali

12Ib1 micașist retro-

morfozat cu

granat și cloritoid

V. Fierului, Iacobeni Pânza Infrabucovinică, Unitatea

de Iacobeni, Unitatea variscă de

Rarău, grupul de Bretila


infrabucovinice ale

Carpaților Orientali

Selecția probelor s-a desfășurat în momentul recoltării și în urma confecționării unor preparate

microscopice pentru analiza petrografică în laboratoarele instituției gazdă. Pentru identificarea probelor

fertile am prevăzut confecționarea de secțiuni subțiri și lustruite duplicat anterior analizelor și

determinarea conținutului de monazit la microscopul petrografic, alături de identificarea prin

spectroscopie Raman. Din cauza dificultăților legate de granulația măruntă a cristalelor de monazit (de

obicei zeci de microni) și de pregătirea suprafețelor pentru spectroscopia Raman concomitentă cu

observația microscopică, dar și datorită faptului că laboratorul unde am efectuat analizele nu a perceput

costuri de preparare a secțiunilor subțiri lustruite standard pentru analize, am constatat că e mai eficient să

ne concentrăm asupra selecției probelor cu șanse de a obține informație relevantă decât asupra evitării cu

orice preț a investigării la microsondă a unor probe sterile. Din experiența acumulată prin studiul primelor

preparate au fost deduse criterii de selectare a probelor ulterioare, în funcție de corelația între

caracteristicile petrografice și conținutul de monazit. Monazitul apare de regulă în roci de grad mediu cu

staurolit și silicați de aluminiu (Kohn & Malloy, 2004), creșterea sa la grade inferioare fiind inhibată de

concentrații mari ale Ca și Al (Wing et al., 2003), situație în care ar apare, ca rezervor al lantanidelor și al

thoriului, allanitul. Din experiența noastră acumulată monazitul apare abundent în roci intruzive

peraluminoase și este adesea prezent în gnaise și șisturi pelitice de grad mediu; la grade inferioare bugetul

de lantanide este guvernat de prezența mai multor faze minerale carbonatice, fosfatice și silicatice (fig. 1).

A B

Fig. 1 Asociație minerală premergătoare apariției monazitului, micașisturi cu porfiroblaste de oligoclaz și granat, Formațiunea de Valea Dobriașului, Masivul Leaota. A – incluziunile din porfiroblastele feldspatice; B – detaliu din imaginea precedentă; zrn – zircon, rt – rutil, syn – synchysit, bst – bastnäsit, prs - parisit, brt – britholit, tht – thorit, Bt – biotit, Plg - plagioclaz

Nici reacțiile implicând allanitul, nici prezența silicaților de aluminiu nu au prin ele însele un rol

determinant în apariția monazitului în roci, existând și alți factori esențiali, cum ar fi concentrația în fosfor,

5

presiunea apei, pre-existența unor generații de monazit mai vechi. În cazul secvențelor metamorfice

juvenile prograde apariția monazitului este uneori inhibată chiar în cazul prezenței silicaților de aluminiu,

prin persistența echivalenților hidratați, cum ar fi rhabdofanul sau brockitul, asociat cu minerale din familia

apatitelor substituite care pot găzdui thoriul și lantanidele, cum ar fi britholitul (fig. 2).

A B Fig. 2 Asociație minerală premergătoare apariției monazitului, micașisturi cu granat, staurolit și disten subordonat, Formațiunea de Iezer, Masivul Leaota, nivelul micașisturilor faneroblastice (Gheuca, 1988; Gheuca & Dinică, 1996), Râul Doamnei. A – agregate colomorfe de britholit, concrescut cu minerale fosfatice hidratate B – agregat de rhabdofan (rhb) hipidiomorf, ciuruit de microincluziuni.

Identificarea și selecția granulelor pentru analiză s-a efectuat direct asupra preparatelor pentru

microsondă prin imagistică în electroni respinși (BSE) și spectre energodispersive cu un detector EDS atașat

microsondei (fig. 3).

a

b

c

d

e

Fig. 3 Spectre de emisie Röntgen ale fazelor minerale reprezentate în fig. 1-2, detector energodispersiv: a – synchysit, b – parisit, c – bastnäsit (în fundal spectrul înregistrat cu detector de înaltă rezoluție al bastnäsitului de la Ditrău), d – thorit, e – agregat de britholit, apatit (în parte soluții solide) și rhabdofan

Prin reglarea luminozității și a contrastului în imaginile de electroni respinși au fost evidențiate atât

granulele de monazit, având masa atomică medie mai mare decât a mineralelor însoțitoare, cât și structura

lor internă marcată de zonalitatea chimică. Zonalitatea de masă a granulelor, alături de imaginile de

distribuție a elementelor componente, a fost folosită pentru selectarea punctelor de analiză. Deși zonele

bine definite au șanse să se fi format în momente distincte, ceea ce prin analiza de vârstă ar permite

datarea duratei unui proces metamorfic sau a intervalului dintre două evenimente succesive, zonalitatea

chimică a monazitului îmbracă aspecte morfologice complexe, cu implicații genetice de aceeași

complexitate. Raporturile dintre zonalitatea chimică și episoadele de creștere, resorbție și modificare prin

difuzie sunt indicate atât de aspectele morfologice, cât și de concentrațiile elementelor și corelațiile

acestora, fiind determinate de transformările minerale la scara rocii și redistribuirea elementelor chimice

în decursul echilibrărilor succesive, realizate în măsuri și prin procese diferite (fig. 3).

6

a b c d

A. Zonare magmatică cu caracter penecontemporan; a - structură concentrică uneori trunchiată cu nucleu relativ omogen (moștenit) în granitul de Ciocovanu, Complexul de Ursu din Pînza Getică; b-d: zonalitate de aglutinare cu fracționarea Th (c) și a Y până la epuizarea din topitura generatoare (d), urmată de supracreștere cu ambele elemente în partiție cu topiturile reziduale

a b c d B. Zonalitate monometamorfică progradă în șisturile micacee porfiroblastice ale Formațiunii de Sibișel, cu fracționarea intensă a Th (b) care marchează continuarea foliației exterioare și ușoară fracționare a Y (c), a cărui distribuție relativ omogenă indică partiția de echilibru cu matricea; zonalitatea lantanidelor (Ce-d) se corelează negativ cu cea a Th, indicând substituția izomorfă în timpul fracționării acestuia. Punctele de analiză cantitativă se disting pe imaginea de electroni respinși în urma degradării suprafeței preparatului în zonele de incidență a fasciculului de electroni. Urma fasciculului nu se distinge în imaginile de distribuție elementală, arătând că degradarea superficială a preparatului (sau adesea doar a peliculei conductoare) nu afectează determinarea conținuturilor chimice.

a b c d e C. Zonalitate monometamorfică progradă în șisturile micacee ale Formațiunii de Baia de Arieș, cu fracționarea concomitentă a Th (b), U (b) și Y (c) în detrimentul lantanidelor (e) urmată de o supracreștere cu grad de substituire mai scăzut, în echilibru cu xenotimul care arată cele mai mari concentrații de Y și U, fiind sărac în lantanide ușoare (granul cenușiu în partea dreaptă superioară, d) și granatul porfiroblastic din matrice

a b c

D. Zonalități polistadiale în rocile Formațiunii de Armeniș: supracreșterea discordantă unui înveliș bogat în Y peste un nucleu corodat în care se observă fracționarea U (a), îmbogățirea marcată în Y indică formarea monazitului în timpul descompunerii intensive a granatului; b-c: distribuție complexă a Y și U, îndicând fracționare inițială, urmată de scădere a concentrațiilor în

7

timpul partiției cu alte faze, cu un stadiu final discordant de creștere a unui înveliș bogat în Y care corodează celelalte zone

a b c d e f E. Zonalități polistadiale în rocile Unității de Voineasa, Suita metamorfică de Lotru din Pânza Getică. Supracreștere bogată în Y (c) contemporană cu descompunerea masivă a granatului din matrice, în jurul unui nucleu cu zonare concentrică (a-c), însoțită de nucleerea în jurul incluziunilor. În afară de supracreșteri și coroziuni marginale, domeniile discordante tardive bogate în Y corodează relicte cu zonalitate de creștere concentrică (f). Granulul zonat din partea dreaptă superioară în (d) și (f) este zircon.

a b c d e f F. Zonalitate de supracreștere polimetamorfică în gnaisele cu granat din partea superioară a Formațiunii de Voinești, masivul Leaota. Un nucleu cu compoziție complexă este supracrescut de un înveliș mai bogat în Th (b), dar mai sărac în U (c) și Y (d) , crescut concomitent cu neoformare masivă de granat în matricea rocii, cu tendință de zonare oscilatorie. Lantanidele tind să se îmbogățească la margine, odată cu descreșterea Y fracționat în granat.

a b c d e G. Nucleu moștenit de monazit cu zonalitate concentrică (c, d) supracrescut de o anvelopă magmatică în care au fracționat U (b), Y (c) și parțial Th (a). Nucleul este îmbogățit în Nd (d), iar supracreșterea este mai bogată în La (e), a cărui concentrație se corelează invers cu Th. Metagranit de Valea Bolovanului, complexul de Muntele Lăcșor, masivul Făgăraș.

a b c d

e f g h H. Structură de tip nucleu moștenit cu supracreșteri magmatice, aceeași probă. Nucleul mai bogat în Nd (g) concentrează și Th (a), corelat pozitiv atât cu Ca (b), cât și cu Si (c), pe când anvelopa de supracreștere prezintă fracționarea concomitentă a U (e)

8

și Y (f). Agregatul prezintă o coroană dublă, cu porțiunea proximală constituită din apatit cu conținuturi maxime de Ca (b) și P (d), iar cu cea distală compusă dintr-un termen intermediar al supergrupului apatitului cu conținuturi de lantanide, U, Th, Y, Fe, Al, Si, S. Coroana este probabil postmagmatică, formată prin alterare deuterică.

a b c I. Falsă zonare concentrică formată prin recristalizarea monazitului mai bogat în Y (c), decuplat de Th (b), asociat cu xenotim (masă atomică medie mai mică – a, conținut foarte ridicat de Y – c). Porțiunile mai bogate în Y apar spre margine, dar și în poziție centrală, unde monazitul este idiomorf și relativ lipsit de incluziuni, conținând domenii relicte mai grele. Vârstele zonei recristalizate bogate în Y sunt mai tinere.

Fig. 4 Exemple de zonalități chimice ale monazitului în funcție de istoria sa de cristalizare și condițiile de formare și evoluție

Analizele chimice cantitative au fost efectuate cu ajutorul unei microsonde electronice Cameca SX-100

echipată cu 5 spectrometre, aflată la Institutul de Mineralogie și Cristalochimie al Universității din

Stuttgart. Procedura de măsurare a fost pusă la punct împreună cu specialiștii acestui institut, interesați de

colaborarea cu echipa proiectului pentru punerea la punct a unei metodologii analitice, respectiv

obținerea, prelucrarea și interpretarea cu o precizie corespunzătoare a rezultatelor de vârstă. Pentru

determinarea corectă a efectului de matrice, analiza elementelor majore și a celor minore s-a desfășurat

concomitent, folosind condiții experimentale de natură a maximiza intensitatea semnalului pentru o

precizie cât mai mare în analiza elementelor minore, în special a plumbului. Tensiunea de accelerare a

fasciculului de electroni folosită a fost 20 kV, cu o intensitate a curentului de 200 nA. În cazul analizei altor

faze minerale cu conținuturi mari ale unor elemente cum ar fi Y (xenotim) sau Th (thorit, thorianit), pentru

reducerea timpilor morți intensitatea curentului a fost coborâtă la 50 nA. Scăderea intensității semnalului

nu a afectat precizia analitică de măsurare a Pb în cazul mineralelor thorifere sau uranothorifere, dar a dus

la rapoarte acrofază/fond dezavantajoase în cazul xenotimului. Cele cinci spectrometre au fost configurate

cu cristalele LIF (radiația LaLα, CeLα, NdLβ, SmLβ), LLIF (EuLβ, GdLβ, DyLβ, PrLβ), LPET (PbMα), TAP (SiKα,

YLα) și PET (ThMα, PKα, SKα, CaKα, UMβ). Pentru analiza plumbului, în scopul evitării interferențelor

nedorite, am folosit modul diferențial în analiza amplitudinii pulsului, iar raportul dezavantajos dintre

semnal și fond la concentrații scăzute a fost compensat prin prelungirea timpului de măsurare, astfel încât

un detector a fost dedicat în întregime analizei Pb în timpul unei măsurători individuale (500 s acrofaza și

500 s fondul). Timpii de măsurare au variat de la 20-40 s (semnal și fond) în cazul elementelor prezente în

concentrații mari (Ce, La, P), crescând la 140 s în cazul Th și 200-400 s în cazul lantanidelor mai grele decât

Ce și al U, respectiv 500 s în cazul Pb. Pentru evitarea interferențelor spectrale au fost selectate spre

măsurare liniile Lβ ale Nd, Sm, Gd, Dy și Eu, respectiv linia Mβ a uraniului. Pentru alegerea avantajoasă a

liniilor de bază în cadrul fișierelor de măsurare a fost folosită simularea cu ajutorul programului Virtual

WDS (Reed & Buckley, 1996) a liniilor de emisie la compoziții date. Interferențele care nu au putut fi evitate

au fost compensate cu factori de corecție determinați empiric prin “măsurarea” elementului care suferă

interferențe pe standardele elementelor care determină interferențele. Astfel la radiația PbMα aparentă se

adună contribuțiile radiațiilor YLγ2-3 și ThMz2-3, de aceea valoarea măsurată a fost corectată pentru cele

două elemente cu factori proporționali cu concentrațiile acestora. Aceeași situație ar fi apărut prin

măsurarea liniei PbMβ, peste care se suprapune linia UMz2, în această situație fiind necesar să se

9

compenseze și conținutul de U măsurat, deoarece liniile UMα și UMβ suferă interferența radiațiilor ThMβ,

respectiv ThMγ. Am preferat măsurarea liniilor UMβ și PbMα, aplicând corecțiile relativ mici pentru

concentrația de Y și Th determinate măsurând liniile YLα și ThMα. În cazul determinării concentrației de

lantanide, selectarea alternativă a liniilor α sau β nu rezolvă complet problema interferențelor – Eu aflat în

poziție mediană în seria lantanidelor suferă interferențe spectrale puternice ale DyLα2 afectând linia EuLβ1

și ale PrLβ2 și NdLβ3 peste linia EuLα1, corecția necesară fiind substanțială. În cazul Ho, prezent de obicei

în concentrații mici, peste HoLα1 se suprapune linia mai intensă GdLβ1, iar fondul liniei mai puțin intense

HoLβ1 suferă interferențe din partea SmLγ3, EuLγ1, DyLβ și LuLα1, astfel încât elementul poate fi măsurat

cu o sensibilitate redusă analizând linia HoLβ1. Linia YbLα1 suferă multiple interferențe din partea

lantanidelor mai ușoare, astfel încât în cazul monazitelor este de preferat să fie măsurate lantanidele doar

până la Dy, relațiile concentrație-senzitivitate ale celor mai grele neaducând contribuții care nu pot fi

neglijate nici la determinarea efectului de matrice, nici la caracterizarea chimică a monazitelor.

Determinarea concentrației elementelor s-a realizat folosind etaloane chimice cristalizate în majoritate

sintetice: fosfați ai lantanoidelor (inclusiv Y) pentru elementele acestei grupe și P, oxizi tetravalenți pentru

U și Th, galenă pentru Pb, respectiv wollastonit pentru Si și Ca.

Datele analitice au fost prelucrate pentru stabilirea formulei structurale, a compoziției normalizate la

chondrite și a vârstei fiecărui punct de analiză. În cazul prelucrării datelor pentru calcularea vârstei am

elaborat și folosit un procedeu propriu (Săbău, 2012), care permite formularea explicită a dependenței

vârstei de conținuturile de U, Th, (Y) și Pb analizate. Astfel a devenit posibilă și calcularea erorilor standard

de vârstă ale fiecărui punct de analiză prin propagarea erorilor de conținut în această formulă explicită,

respectiv tratarea statistică riguroasă a fiecărei analize în procesul de determinare a populațiilor de vârste

relevante din punct de vedere geologic.

Într-un stadiu inițial am încercat să folosim etaloane de vârstă pentru calibrarea rezultatelor, aparent cel

mai potrivit fiind monazitul pegmatitic larg cristalizat de la Moacir (Brazilia), care a fusese caracterizat

chimic și izotopic în mod amănunțit (Seydoux-Guillaume et al., 2002). Analizele efectuate asupra unui

fragment cristalin centimetric de la Moacir, disponibil la Universitatea din Stuttgart, au dat vârsta de

476.9±9.3 Ma, cu un grad de încredere de 95%, MWSD = 0.35 și probabilitatea de 0.70, în acord cu valorile

citate de Seydoux-Guillaume et al. (2002, 2004), 474±1 Ma în sistemul U-Pb și 479 Ma în sistemul U-Th/He

(determinat de R. Pik). Gasquet et al. (2010), având în cadrul colectivului și un cercetător care a participat

la determinările efectuate de Seydoux-Guillaume et al. (2002) susțin necesitatea reanalizării standardului

Moacir și obțin prin ID-TIMS vârste 207Pb/235U de 504.3 ± 0.2 Ma pentru acesta, remarcând și o ușoară

discordanță inversă datorită dezechilibrului în sistemul 206Pb/238U. Vârstele medii 206Pb-207Pb calculate

rămân de 473.3±0.6 Ma. Alte determinări efectuate după ce valabilitatea vârstei determinate de Seydoux-

Guillaume et al. (2002) a fost pusă la îndoială au furnizat valorile de 502 ± 3.5 Ma (Axel Gerdes, Frankfurt,

LA-ICPMS 207Pb/235U), 508 ± 3.5 (Gerdes, 208Pb/232Th). 500-510 Ma (Seibel, Tübingen, TIMS, discordanță

inversă). Văzând rezultatele acestor determinări, am reanalizat fragmentul de monazit de la Moacir al

Universității din Stuttgart în două sesiuni. Prima măsurătoare a fost efectuată asupra unui domeniu

restrâns din cristal, obținându-se o vârstă medie de 521.6±5.1 Ma cu un grad de încredere de 95%, MWSD

= 0.15 și probabilitatea de 0.96. La a doua sesiune am acoperit o suprafață de 400x600 μm obținând vîrste

variabile între 488 ± 6 Ma și 431.5 ± 5.8 Ma, cu o tendință de variație sistematică de-a lungul traversei de

măsurare, dar acuratețe bună în cadrul microdomeniilor. O investigație amănunțită a întregii suprafețe

urmează să fie efectuată în cadrul următoarei sesiuni analitice. În urma rezultatelor obținute am înțeles că

pe de o parte monazitul de la Moacir nu are omogenitatea necesară pentru a fi folosit ca etalon, iar pe de

altă parte pentru determinarea chimică U-Th-Pbt a vîrstei monazitului folosirea unui standard de vârstă nu

10

este o necesitate, în cazul determinărilor chimice de vârste fiind esențială calibrarea atentă a conținuturilor

cu ajutorul etaloanelor chimice potrivit alese. Mai degrabă folosirea unui asemenea standard este necesară

în cazul măsurătorilor izotopice, pentru calibrarea rapoartelor analizate pentru anumite domenii de vârstă.

Pentru verificarea rezultatelor analitice am folosit o evaluare complexă, prin compararea vârstelor

efectuate prin metode izotopice asupra rocilor magmatice cu o poziție structurală bine definită, analiza

diferențelelor între formațiuni prin criterii geologice, respectiv comparația cu date obținute de alte

colective care efectuează datări prin metode izotopice (PN-II-ID-PCE-2011-3-0100), cu care ne-am aflat în

relații de colaborare și schimb de informații în decursul desfășurării proiectului.

Am pus la punct și aplicat o metodologie de prelucrare a datelor analitice, de la conținuturi în elemente

care suferă dezintegrare radioactivă și descendenții lor finali, pînă la obținerea spectrelor de vîrstă și

identificarea evenimentelor termotectonice (Săbău & Negulescu, 2013). Analizele individuale din cadrul

fiecărei probe au format spectre de vârstă, adesea extinse pe perioade îndelungate de timp și cu o

structură dificil de interpretat. Prelucrarea lor statistică s-a realizat prin ordonare crescătoare și

identificarea domeniilor congruente prin intermediul gradientului normalizat la erorile individuale.

Domeniile au fost identificate prin recunoașterea alurii caracteristice a distribuției gaussiene în graficul

gradientului normalizat, constând din porțiuni cu concavitatea în sus (fig. 5).

Analizele fiecăruia dintre

domeniile separate au fost

prelucrate prin determinarea

valorii medii și a abaterii

standard, prin ponderare

proporțională cu inversul

pătratului abaterii standard

individuale. În cazul în care

variațiile vârstelor deter-

minate au format domenii

uniform descrescătoare ex-

tinse, a căror medie ponde-

rată prezenta valori sta-

tistice de precizie mai

scăzută, domeniile au fost

fragmentate în segmente cu

parametri statistici mai

preciși. În urma încercărilor

iterative, am ales ca prag

inițial de separare a domeniilor valori ale gradientului normalizat de 0.75, iar ca prag acceptabil în cadrul

unui domeniu valori ale probabilității mediei mai mari de 0.5 și valori ale abaterii medii pătratice ponderate

(MWSD) inferioare valorii de 0.5. Valorile medii și abaterile standard ale domeniilor au fost reținute ca

domenii de vîrstă relevante sau au fost supuse unor prelucrări ulterioare. Din valorile individuale și

abaterile standard a fost construită funcția globală de probabilitate (fig. 6a), care a fost proiectată alături

de funcțiile de distribuție a probabilității pentru domeniile separate anterior. Deconvoluția funcției de

probabilitate s-a realizat prin introducerea valorilor medii și de precizie ale domeniilor identificate în

spectrul de vîrstă și ajustarea abaterii standard a domeniilor până la obținerea unei valori acceptabile a

erorilor reziduale față de funcția globală de distribuție a probabilității. Pentru fiecare probă evaluarea

Fig. 5 Separarea domeniilor statistic congruente și parametrii acestora din spectrul de vârstă al Granitului de Ciocovanu, Pânza Getică. Se disting vârste moștenite cu alură descrescătoare și o zonă de platou corespunzănd cu vârstele magmatice, care caracterizează cristalizarea granitului în urma topirii anatectice, urmată de recristalizări minore subsolidus. Curba de variație trasată cu roșu reprezintă gradientul de vârstă normalizat în cadrul graficului ordonat în ordinea crescătoare a vârstelor. Limita domeniilor marcată cu romburi; limitele cu valoare inferioară valorii limită prealabile de 0.75 figurate cu albastru.

0

100

200

300

400

500

600

CC

CF_m

nz22C

C2-9-dark

CC

2-2-darkC

C2-9-dark

CC

2-16cC

C2-18-dark

CC

2-5cC

C2-14r

CC

2-2-darkC

C2-17c-upper

CC

CF_m

nz18C

C2-14c

CC

2-17c-middle

CC

2-4c-rightC

C2-8r

CC

CF_m

nz24C

C2-20r

CC

CF_m

nz15C

CC

F_mnz7

CC

2-11rC

C2-17r-m

iddleC

C2-6r-right

CC

2-18rC

C2-9c-left

CC

2-15rC

CC

F_mnz14

CC

2-9r-leftC

CC

F_mnz16

CC

CF_m

nz9C

C2-5r

CC

2-7r-rightC

C2-4r-left

CC

2-4r-rightC

CC

F_mnz4

CC

2-17-darkC

C2-6r-left_2

CC

2-12rC

CC

F_mnz6

CC

2-19-darkC

C2-18c_1

CC

2-3rC

C2-17r-upper

CC

2-6r-left_1C

CC

F_mnz25

CC

2-18cC

C2-18r

CC

2-8r_1C

C2-6r-left

CC

2-8cC

C2-11c

CC

2-17c-lower

CC

CF_m

nz12C

C2-19r

CC

CF_m

nz23C

C2-17r-low

erC

C2-7c-right

CC

2-7c-leftC

CC

F_mnz10

CC

2-7r-leftC

CC

F_mnz1

CC

CF_m

nz21C

C2-12c

CC

2-10rC

CC

F_mnz8

CC

2-13cC

CC

F_mnz5

CC

2-19cC

CC

F_mnz20

CC

CF_m

nz11C

C2-2r

CC

2-9c-rightC

C2-13r

CC

2-9r-rightC

C2-15c

CC

CF_m

nz13C

C2-19r

CC

2-6c-leftC

C2-10c

CC

CF_m

nz19C

C2-2c

CC

2-6c-rightC

C2-20c

CC

2-4c-left

CCCF

0

0.75

1.5

Mean = 135.9±7.6 [5.6%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 5 rej. MSWD = 0.25, probability = 0.81





Mean = 444±12 [2.7%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 3 rej. MSWD = 0.24, probability = 0.79


414±18 , 2 0.00034, 0.99

329±12, 2 0.76, 0.38


Mean = 207±11 [5.3%] 95% conf.

11

datelor de vîrstă cu semnificație geologică s-a făcut pe baza domeniilor de vîrstă sau a maximelor rezultate

în urma deconvoluției funcției de probabilitate (fig. 6b).

a b

Fig. 6 Prelucrarea statistică a spectrului de vârstă pentru proba din fig. 5. a - Graficul valorilor analitice și cu reprezentarea funcției globale de distribuție a probabilității și a funcțiilor de probabilitate ale domeniilor de vârstă separate în fig. 5; b – deconvoluția funcției de probabilitate folosind ca date inițiale domeniile separate pe baza gradientului de vârstă normalizat . Medalionul prezintă graficul erorilor reziduale scalat pentru a se vedea distribuția acestora.

Modificarea iterativă a valorilor erorii standard a domeniilor pentru minimizarea erorilor reziduale a fost

efectuată automat, folosind minimizări alternative/succesive ale integralei erorilor reziduale, ale valorilor

extreme și ale sumei pătratelor erorilor reziduale. Deconvoluția a fost considerată corespunzătoare în

cazul unei distribuții omogene a rezidualelor la valori absolute mai mici de 5x10-4 unități de probabilitate.

Domeniile de vârstă rezultate în urma deconvoluției au fost analizate în vederea identificării semnificației

geologice. Domeniile distincte la nivelul probabilității de 95% au fost interpretate ca evenimente distincte,

iar celelalte stadii ale unor procese care s-au desfășurat pe o durată mai îndelungată de timp sau momente

care nu au putut fi distinse la nivelul rezoluției de investigare.

În urma aplicării procedurii de prelucrare a datelor folosită au rezultat următoarele caracteristici, privind

atît aplicabilitatea metodei, cît și distribuția evenimentelor termotectonice în formațiunile studiate:

spectrele de vîrstă ale monazitului au toate șansele de a conserva vîrsta evenimentului metamorfic

generator, dar înregistrează puternic amprenta unor evenimente ulterioare, mai ales în cazul unor

decompresiuni cu creștere de temperatură (Săbău & Negulescu, 2012a).

soclul metamorfic al multor unități din Carpații Meridionali constă dintr-o alternanță tectonică de

metamorfite varisce juvenile și fragmente crustale de vîrstă mai veche remobilizate și parțial

remetamorfozate (Suita de Lotru, Masivul Leaota) (Săbău & Negulescu, 2012b). Spectrele de vârstă

ale monazitului prezintă o rezoluție destul de bună pentru distingerea acestor situații.

ulterior momentului de maximă intensitate a metamorfismului, manifesta prin intensitatea cea mai

mare a amprentei structurale și cel mai adesea prin temperaturile cele mai înalte, apar suprapuneri

paragenetice în timpul colapsului tectonic și al proceselor de exhumare, cu durată îndelungată. În

cazul Suitei Metamorfice de Lotru amprenta termică se înregistrează pînă la sfîrșitul Permianului,

continuînd prin fenomene de denudare localizate, sub forma unor domuri de gnaise și granitoide

exhumate în stare plastică și amplasate chiar pînă la finele Jurasicului, în regim extensional (Săbău

& Negulescu, 2012c).

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

100 150 200 250 300 350 400 450 500 550

n

Age, Ma

experimental distributionprobability functionpooled age clusters

CCCF

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

0.035

100 150 200 250 300 350 400 450 500 550

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals

CCCF

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

100 200 300 400 500

12

Complexitatea spectrelor de vârstă obținute, mai ales în cazul unor unități cu evoluție polistadială, pune

mari dificultăți de interpretare. Din acast motiv este necesară aplicarea unor criterii discriminante

suplimentare, prin interpretarea integrată a spectrelor de vârstă cu caracteristicile petrografice al

formațiunilor gazdă, gradul și natura echilibrării chimice a granulelor de monazit cu fazele coexistente,

relațiile texturale în care sunt implicate generațiile succesive de monazit. În special compoziția chimică a

monazitului și variația acesteia în decursul evoluției cristalului în rocă oferă informații importante despre

regimul de creștere, natura mediului și transformările ulterioare (Săbău et al., 2013). Dacă relațiile

texturale din rocă pot fi descrise doar calitativ și pot fi supuse unor interpretări cu un anumit grad de

subiectivitate, caracteristicile chimice al monazitului oferă criterii cantitative. Procedura de prelucrare a

datelor chimice pe care am aplicat-o (Săbău & Negulescu, 2013) constă din:

calculul formulei structurale din analiza chimică completă și reprezentarea în diagrame discriminante a cationilor principali din rețeaua monazitului

separarea de populații sau tendințe de evoluție în aceste diagrame (Fig. 7a)

normalizarea conținuturilor la chondrite și reprezentarea în diagrame de lantanide normalizate

gruparea analizelor în populații după aspectul în diagrama normalizată la chondrite și verificarea concordanței cu populațiile separate în diagramele ternare

caracterizarea formei curbelor de variație a analizelor individuale prin parametri cantitativi cum ar fi rapoartele normalizate La/Nd, Nd/Gd, Gd/Y, U/Th, respectiv Y/Y* și Eu/Eu*, unde Y* = DyCN

2/GdCN, iar Eu* = √SmCN*GdCN

urmărirea graficelor de variație a parametrilor de mai sus în paralel cu spectrul de vârste (Fig. 7b) și corelația dintre ele, cu regruparea iterativă a populațiilor separate

a b Fig 7. Diagrame cationice ternare și diagrame normalizate la chondrite caracteristice pentru proba caracterizată ]n fig. 5-6. Cele 6 populații distincte chimic din (a) se corelează relativ bine cu domeniile de vârstă (b), în special în cazul domeniului magmatic, care corespunde cu populațiile 5 și 6

Urmând procedurile expuse mai sus, au fost investigate monazite din soclul cristalin al Carpaților

Meridionali, al Carpaților Orientali și parțial al Munților Apuseni. Celelalte unități structurale enumerate în

propunerea de proiect nu au putut fi investigate în primul rând datorită reducerii substanțiale a finanțării

în anul 2013, impusă de autoritatea contractantă în ciuda contractului de finanțare aprobat inițial.

Fondurile mult reduse alocate acestui an nu au reușit să acopere nici măcar costurile de personal, nelăsând

disponibilități pentru recoltarea probelor de pe teren, respectiv prepararea și analizarea acestora. Ne

exprimăm speranța că suma transferată spre alte destinații a fost folosită eficient.

Soclul cristalin al Carpaților Meridionali a fost investigat relativ detaliat, urmărind unitățile structurale și

petrografice relativ bine cunoscute din literatura existentă. În cadrul unităților Danubiene am procedat la

datarea soclului din Danubianul Inferior cu unitățile sale varisce de Vâlcan-Pilugu și Parâng-Retezat, litologii

1E+3

1E+4

1E+5

1E+6

U* Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Ygroup 1 group 2 group 3

group 4 group 5 group 6

U+Th+Ca

Y+Nd+MREE

LREE

Y

Nd+MREE

LREE

CCCF

0

100

200

300

400

500

600

CC

CF_m

nz22C

C2-9-dark

CC

2-2-darkC

C2-9-dark

CC

2-16cC

C2-18-dark

CC

2-5cC

C2-14r

CC

2-2-darkC

C2-17c-upper

CC

CF_m

nz18C

C2-14c

CC

2-17c-middle

CC

2-4c-rightC

C2-8r

CC

CF_m

nz24C

C2-20r

CC

CF_m

nz15C

CC

F_mnz7

CC

2-11rC

C2-17r-m

iddleC

C2-6r-right

CC

2-18rC

C2-9c-left

CC

2-15rC

CC

F_mnz14

CC

2-9r-leftC

CC

F_mnz16

CC

CF_m

nz9C

C2-5r

CC

2-7r-rightC

C2-4r-left

CC

2-4r-rightC

CC

F_mnz4

CC

2-17-darkC

C2-6r-left_2

CC

2-12rC

CC

F_mnz6

CC

2-19-darkC

C2-18c_1

CC

2-3rC

C2-17r-upper

CC

2-6r-left_1C

CC

F_mnz25

CC

2-18cC

C2-18r

CC

2-8r_1C

C2-6r-left

CC

2-11cC

C2-17c-low

erC

CC

F_mnz12

CC

2-19rC

CC

F_mnz23

CC

2-17r-lower

CC

2-7c-rightC

C2-7c-left

CC

CF_m

nz10C

C2-7r-left

CC

CF_m

nz1C

CC

F_mnz21

CC

2-12cC

C2-10r

CC

CF_m

nz8C

C2-13c

CC

CF_m

nz5C

C2-19c

CC

CF_m

nz20C

CC

F_mnz11

CC

2-2rC

C2-9c-right

CC

2-13rC

C2-9r-right

CC

2-15cC

CC

F_mnz13

CC

2-19rC

C2-6c-left

CC

2-10cC

CC

F_mnz19

CC

2-2cC

C2-6c-right

CC

2-20cC

C2-4c-left

CCCF

0

0.75

1.5

0.1

1

10

(La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN

123456

13

ale Danubianului Superior care conțin monazit, respectiv unitățile danubiene din Banatul de sud, parțial

corelate în literatura de specialitate, ca și unitățile danubiene superioare, cu litologii din Danubianul

Inferior. În cadrul unității varisce de Vîlcan-Pilugu există date convingătoare privind evoluția panafricană,

atît ca metamorfism, cât și în ceea ce privește intruziunea corpurilor de granitoide. Analizele efectuate au

urmărit evidențierea unor detalii, cum ar fi relația dintre maximul metamorfic și intruziunea granitoidelor

pre/sin-cinematice de tip Șușița, respectiv vîrsta migmatizării intense și caracteristice acestui soclu. Pentru

rocile skarnoide nemigmatizate din complexul carbonato-grafitos al Grupului de Lainici-Păiuș datarea

uranothoritului și a thorianitului uranifer a indicat vârste de 629.5±3.5, respectiv 633.9 ± 3.2 Ma. Spectrul

de vârstă al monazitului din enclave ale granitului de Șușița prezintă distribuția din fig. 8a.

a b

Fig. 8 Spectre de vârstă din rocile unității de Vâlcan-Pilugu. a – granitoide pre/sincinematice; b – migmatite feldspatice

Concentrația cea mai mare din spectrul de vârste se plasează în jurul valorii de 575 ± 4.08 Ma, care

marchează cel mai probabil maximul termic asociat intruziunii granitelor de Șușița. Vârstele proterozoic

superioare corespunzând apexului de la 616.7 ± 4.44 reprezintă valori moștenite din evoluția metamorfică

anterioară intruziunii granitului, comparabile cu vârstele metamorfice din skarnoidele nemigmatizate și

neintruse de granitoide. Vîrstele mai tinere subordonate corespund evoluției din paleozoicul inferior și se

regăsesc în migmatitele din fig. 8b. Rezultă din datele prezentate că Grupul de Lainici-Păiuși a avut o

evoluție metamorfică în timpul Ediacaranului inferior, care a culminat cu intruziuni granitoide puse în loc

spre limita superioară a Proterozoicului, iar în timpul Cambrianului s-au menținut condiții metamorfice de

grad ridicat de care se leagă și migmatizarea caracteristică a grupului, conform datelor obținute ulterioară

intruziunilor granitice de tip Șușița și Tismana.

Deși ideea că soclurile metamorfice ale Danubianului au avut în totalitate o evoluție panafricană este

împărtășită de majoritatea cercetătorilor, cu toate datele recente care arată vârsta variscă a intruziunilor

din unitatea de Parâng-Retezat, toate datele noastre de vârstă arată clar consolidarea variscă a tuturor

celorlalte socluri din unitățile Danubiene, corespunzând complexelor cristaline de Drăgșan, Ielova,

Vodna/Corbu, Neamțu și Poiana Mraconia. Demne de semnalat sunt spectrele de vârstă din soclurile de

Vodna și Drăgșan, care nu numai că nu înregistrează vârste mai vechi decât cele varisce, dar o fracție

abundentă din monazitele analizate indică vârste permiene târzii sau chiar mai tinere decât limita Permian-

Triasic (fig. 9). O situație aparte o prezintă rocile complexului de Drăgșan, care pe de o parte include

ortognaise (de Făgețel) cu vârste de intruziune de 810 Ma (Balintoni et al., 2011), iar pe de altă parte

vârstele metamorfice dominante ale monazitului se plasează în intervalul 267 ± 7.1 Ma. Această situație

implică fie intruziunea gnaiselor de Făgețel în roci sedimentare și metamorfozarea întregului ansamblu

abia în timpul orogenezei varisce, urmată de încălecări varisce târzii sau imediat post-varisce, fie faptul că

fixed nfit sigma

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

500 550 600 650

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesresidualspooled regression

11LP408

-5.E-04

-3.E-04

-1.E-04

1.E-04

3.E-04

5.E-04

500 600

Φ

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

0.035

0.04

350 400 450 500 550

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters

11Rc1

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

350 450 550

14

suita de Drăgșan s-a constituit prin imbricarea tectonică variscă a unor unități cu evoluție anterioară

diferită. Din păcate majoritatea litologiilor suitei nu conțin de regulă monazit, care ar fi putut oferi date

pentru clarificarea situației, iar relațiile de intruziune ale gnaiselor de Făgețel sunt mai degrabă

interpretate decât identificate pe teren.

a

b

Fig. 9 Spectre de vârstă ale monazitelor tinere din unitățile danubiene a – grupul Drăgșan; b – formațiunea de Vodna

Celelalte unități de soclu danubian prezintă spectre de vârstă metamorfică indubitabil varisce; cele mai

vechi se găsesc în complexul de Ielova (gruparea dominantă la 368.8 ± 3.32 Ma - fig. 10a), net deosebit de

litologii asemănătoare din Domeniul Getic. Se remarcă și micașisturile cu granat și disten identificate în

seria de Poiana Mraconia (Stan, 1984; Plissart, 2012), care prezintă un spectru varisc tipic.

a b Fig. 10 Spectre de vârstă ale monazitelor caracteristice unităților danubiene a – complexul de Ielova; b – formațiunea de Poiana Mraconia

Rocile Suitei Metamorfice de Lotru ale Pânzei Getice au furnizat spectre de vârstă complexe, documentând

imbricarea variscă a unor fragmente de soclu mai vechi cu metamorfite juvenile, urmată de colaps orogen

și exhumare diferențiată, culminând cu amplasarea unor complexe de denudare gnaisice-granitice (Săbău

& Negulescu, 2012 a,b,c).

Strategia de probare a avut ca țintă roci prevarisce identificate în Unitatea de Voineasa, inclusiv

metagranitoidele de Tilișca și rocile lor gazdă și șisturi micacee aflate în diverse poziții structurale, în relații

paragenetice și texturale relevante pentru momente bine definite în constituire și evoluția complexului de

soclu. În cadrul unității structurale superioare au fost investigate cele mai vechi asociații conținând

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

0.065

0.075

275 300 325 350 375

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clustersSeries2

13NS

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

275 325 375

fixed nfit sigma

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

300 350 400

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesregressed age clustersresiduals

11Il1A

-3.E-04

-1.E-04

1.E-04

3.E-04

300 350 400

Φ

fixed nfit sigma

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

0.035

0.04

0.045

0.05

0.055

200 250 300 350

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agespooled regressionresiduals

11Top1

-3.E-4

-2.E-4

-1.E-4

0.E+0

1.E-4

2.E-4

3.E-4

200 250 300 350

Φ

fixed nfit sigma

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

0.035

0.04

0.045

100 150 200 250 300

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesresiduals

11Sca3b

-3.E-4

-2.E-4

-1.E-4

0.E+0

1.E-4

2.E-4

3.E-4

100 150 200 250 300

Φ

15

monazit, incluse în porfiroblastele de disten și conținând monazite în echilibru cu faze fosfatice

precursoare (fig. 11), agregate de monazit formate în timpul încălecării unității superioare (de Semenic)

peste restul complexului metamorfic, respectiv litologii tipice ale unităților constituente.

c. Spectre energodispersive ale fazelor fosfatice coexistente cu monazitul

Fig. 11 Incluziune polifazică în megablaste de disten (ky) cu relicte dinaintea maximului metamorfic: monazitul (mnz) coexistă cu faze fosfatice precursoare (florencit – flo, lazulit - lzl), rutil (rt), corindon (crm), paragonit (prg). Cu excepția rutilului și monazitului, fazele din interiorul incluziunii nu mai sunt prezente în matricea rocii. a – imagine microscopică cu nicoli parțial încrucișați, b – imagine în electroni respinși, c – spectre Roentgen ale florencitului și lazulitului

Datele obținute plasează metamorfismul rocilor unității de Semenic și stivuirea tectonică a Suitei

Metamorfice de Lotru în orogeneza variscă, astfel încât maximul metamorfic de grad mediu cu tendință de

presiune ridicată se plasează în jurul vârstei de 350 Ma, iar încălecarea Unității de Semenic se produce cel

mai probabil cu puțin înaintea recristalizărilor din talpa unității, cu neoformare de monazit abundent pe

seama apatitului. Este de remarcat că incluziunile polifazice cu conținut de fosfor și lantanide conservate în

disten au avut o evoluție ulterioară includerii în sistem închis și reflectă reechilibrarea sistemului U-Th-Pb

chiar ulterior formării unei noi generații de monazit pe seama apatitului în matricea exterioară, explicabilă

prin evoluția eratică a mediului din interiorul incluziunii prin izolare chimică și creșterea presiunii prin

reacțiile de deshidratare care s-au produs la creșterea temperaturii pe traseul prograd, urmată de răcire în

timp ce cantitatea de fluide încapsulate se menține constantă. În matricea rocii recristalizarea monazitului

apare pe panta retrogradă, timp de încă 50 Ma de la edificarea paragenezei de maxim (Fig. 12).

Fig. 12 Spectrul de vârstă al monazitelor din Unitatea de Semenic a – incluziuni izolate în porfiroblaste de disten, b – monazit format predominant imediat în urma stivuirii tectonice, c – recristalizare post-tectonică a monazitului în paralel cu corodarea cristalelor de apatit, d – spectrul de vârste din matricea rocii, conservând asociația de maxim metamorfic

În afară de metamorfitele indubitabil juvenile, în Suita de Lotru apar intercalate roci care nu numai că

reprezintă un soclu mai vechi dezmembrat și inclus în stiva de matamorfite, dar care prezintă readaptări

varisce neglijabile atât în ce privește asociațiile mineralogice, cât și în ceea ce privește spectrul de vârste

înregistrat de granulele de monazit. Metagranitele de Tilișca prezintă un platou dominant de vârste ale

monazitului la 459.5 ± 2 Ma, interpretat ca fiind episodul dominant de cristalizare din magmă, care începe

la 484 ± 12.5 Ma. Un maxim satelit la 442 ± 8 Ma a înregistrat recristalizarea monazitului în timpul unui

metamorfism suprapus la puțin timp după amplasarea intruziunii, caracterizat de asociații de grad ridicat și

presiuni relativ ridicate. Această amprentă este cea mai pronunțată și în rocile gazdă, care în urma

deconvoluției spectrului de vârste prezintă maxim larg în spectrul vârstelor la 466 ± 20 Ma, urmat de un

apex la 426 ± 16 Ma (Fig 13). Readaptările varisce sunt cu totul subordonate, fiind sesizabile în granitul de

Tilișca.

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

200 250 300 350 400

Φ

Age, Ma


9402

-1.5E-3

-1.E-3

-5.E-4

0.E+0

5.E-4

1.E-3

1.5E-3

200 300 400

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

200 250 300 350 400

Φ

Age, Ma


2252HA

-5E-4

0E+0

5E-4

200 300 400

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

200 250 300 350 400

Φ

Age, Ma

probability function

deconvolved ages

residuals

pooled age clusters

9516

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

200 300 400

16

a b Fig. 13 Spectre de vârstă ale rocilor din Complexul de Valea Căprăreasa, care reprezintă un soclu mai vechi remobilizat în orogeneza variscă, slab reechilibrat în timpul metamorfismului dominant al suitei gazdă. a – metagranitele de Tilișca; b – gnaise biotitice cu granat, disten și feldspat potasic de Valea Vătafului

Rocile unității mediane de Voineasa prezintă un spectru de vârste surprinzător de tinere, acoperind

intervalul 300 – 225 Ma cu o dezvoltare aparent continuă, corelată cu variații ale compoziției monazitului

(Fig. 14). Persistența vârstelor până la nivelul Triasicului indică exhumări diferențiate ale rocilor unității.

a b c Fig. 14 Spectre de vârstă ale rocilor micacee din Unitatea de Voineasa, înregistrând o evoluție de “întinerire” treptată, cu o bună corelație între chimismul monazitului și momentul formării, extrem de evidentă în (a)

Aceeași tendință de prelungire a readaptărilor metamorfice post-varisce, legate de exhumare diferențiată

a maselor de roci în stare fierbinte se constată în unitatea inferioară de Armeniș. În general vârstele

monazitelor tind să devină mai tinere cu gradul metamorfic și cu creșterea gradientului termobaric în

asociațiile metamorfice de echilibru (Fig. 15).

Fig. 15 Chimismul și spectrul de vârstă al monazitelor din rocile de grad ridicat ale Unității de Armeniș

Termenul extrem al acestei tendințe e manifestat de Complexul de Ursu, care este echilibrat în condiții

metamorfice de grad ridicat și presiune coborâtă, conține granitoide peraluminose și foarte magneziene

alături de gnaise cu cordierit, sillimanit și feldspat potasic și străpunge limitele dintre unitățile Suitei de

Lotru, metamorfozând termic rocile înconjurătoare. Vîrstele înregistrate de granulele de monazit ajung

până la 165,6 ± 13 Ma, ecouri târzii manifestându-se până la 136 Ma (Fig. 5-7).

Soclul metamorfic al masivului Leaota reprezintă un alt caz de imbricare al unor subunități de soclu, cu

alternanță de unități reciclate și unități juvenile, în care nu a fost sesizată situația de exhumare diferențiată

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

0.035

0.04

300 350 400 450 500 550

Φ

Age, Ma


Tl4

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

300 350 400 450 500 550

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

200 250 300 350 400 450 500 550 600

Φ

Age, Ma


VNGt

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

200 300 400 500 600

150

200

250

300

350

400

9618A_m

nz4_59618A

_mnz4_6

9618_mnz13_4

9618a-8prof69618a-6c_19618a-9prof19618_m

nz2_dk9618a-8prof89618a-6c9618a-6r_49618a-9prof29618a-10prof59618a-8prof109618a-2r_19618a-1r_19618a-8prof79618a-2r_29618A

_mnz9_4

9618a-3r_19618a-6r_29618a-79618a-10prof19618a-8prof99618a-7_19618a-10prof49618_m

nz13_29618A

_mnz11_base

9618a-4r_19618A

_mnz11_tipco

9618a-8prof19618a-4r9618A

_mnz9_2

9618a-3r9618_m

nz3_li9618a-1r9618A

_mnz9_8

9618a-59618a-10prof79618a-8prof59618a-9prof59618a-9prof89618a-2r9618a-6r_19618a-8prof39618a-9prof99618a-8prof29618a-8prof49618a-6r9618a-9prof69618a-1c9618a-6r_39618a-3c_19618a-3c9618a-10prof69618a-9prof109618A

_mnz9_5

9618a-7_29618a-10prof29618a-9prof79618A

_mnz9_7

9618a-10prof89618a-10prof99618a-10prof39618a-9prof119618a-7_39618a-2c_19618a-9prof49618A

_mnz11_core

9618a-4c_29618a-5_19618a-9prof39618a-4c_19618_m

nz13_39618_m

nz13_19618a-4c9618a-2c9618a-9prof129618a-1c_19618A

_mnz4_1

9618_mnz2_li

9618A_m

nz4_39618_m

nz129618_m

nz13_49618_m

nz10_1

9618A

0

0.75

1.5

2.25

0.1

1

10

100

(La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN

123456

0

50

100

150

200

250

300

350

4009685_m

nz39685_m

nz59685-4_49685_m

nz7_19685-8_19685-1_29685-19685-7_89685-1_19685-6_29685-89685-8_79685-49685-2_69685-3_59685-8_29685-1_39685-69685-8_109685-59685-7_109685_2a9685_m

nz69685-6_19685-5_39685-2_19685-3_39685-29685-79685-8_119685-8_89685-5_19685-6_39685-3_49685-2_49685-6_49685-7_69685-7_79685-2_29685-8_99685-4_19685-39685-7_59685-4_29685-7_99685_1m

nz9685-2_39685-2_59685_m

nz7_39685-4_39685-6_59685-5_29685_m

nz3_a9685_m

nz7_29685-7_49685-8_49685-8_59685_1m

nz9685_2a_19685-3_19685-3_29685-7_29685-7_39685-8_69685-8_39685_m

nz49685-7_1

9685

0

0.75

1.5

0.1

1

10

100 (La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN

12345

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

150 200 250 300 350

Φ

Age, Ma


9685

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

150 250 350

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

0.065

175 225 275 325 375

Φ

Age, Ma


9618A

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

175 275 375

Y+MREE

LREE 11Bo3

11Bo6

11Bo10

U+Th+Ca

-0.005

0.01

0.025

0.04

100 150 200 250 300

Φ

Age, Ma

probability functionpooled regressiondeconvolved agesresiduals

11Bo3

-0.001

0.004

0.009

0.014

0.019

150 200 250 300

Φ

Age, Ma

probability functionresidualspooled regression

11Bo6

-0.005

0.015

0.035

0.055

0.075

0.095

75 125 175 225 275

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved agesresidualspooled regression

11Bo10

17

și formare de complexe cu nucleu metamorfic, iar tectonica sinmetamorfică se manifestă doar în anumite

porțiuni ale stivei. Structura generală (Negulescu, 2013) este dată de o succesiune de unități între care

există contraste metamorfice, cu intensitatea metamorfismului descrescând marcat spre partea

superioară, de la grad mediu spre ridicat până la grad foarte scăzut. În interiorul succesiunii se evidențiază

un complex de acreție-subducție (Bughea) cu o structură generală de melanj cu blocuri (Negulescu &

Săbău, 2012). Pentru unitățile gnaisice inferioare există date de vârstă care documentează o evoluție

dominant prevariscă, cu argumente clare oferite de vârsta intruziunii granitului da Albești de 472.7 ± 7.3

Ma (Balintoni et al., 2009), ale cărui relații de intruziune implică existența unui soclu mai vechi. Acest soclu

este inclus de majoritatea autorilor sub denumirea de Cumpăna, prin asimilare, alături de alte unități cu

aspect mai mult sau mai puțin similar, cu complexul cu același nume din masivul Făgăraș, cu compoziție

gnaisică și gradul metamorfic cel mai înalt din masiv. Vârstele de monazit pe care le-am obținut reflectă

conservarea amprentei prevarisce în litologii competente din partea superioară a Complexului de Voinești

în care este intrus granitul de Albești (Fig. 16).

a b Fig. 16 Spectre de vârstă pentru roci gnaisice din partea superioară a Complexului de Voinești. a – corneene remetamorfozate de la contactul granitului; b – gnaise cu granat și disten puternic deformate, afectate de o amprentă metamorfică de înaltă presiune

Spectrul de vîrste reflectă momentul intruziunii, precum și un eveniment metamorfic de înaltă presiune

post-intruziune, recunoscut și în asociații metamorfice suprapuse. Relicte anterioare intruziunii granitice

sunt evidențiate doar calitativ, cu o slabă rezoluție, iar amprenta variscă este variabilă. Aceasta devine

foarte puternică în litologii incompetente, cum ar fi șisturile din complexele de Bughea și Voinești (Fig. 17).

a

b

c

d

Fig. 17 Spectre de vârste reflectând o puternică restructurare mineralogico-texturală în litologii incompetente ale părții inferioare a suitei din metamorfice din masivul Leaota (a-b), ocazional păstrând relicte prevarisce (b), în comparație cu roci varisce juvenile din poziție structurală inferioară complexului de Voinești. a – blocuri retromorfozate din melanjul de Bughea; b, c – șisturi din partea superioară a complexului de Voinești; d - micașisturi de Iezer monometamorfice, structural inferioare unității de Voinești

În rocile șistoase puternic readaptate metamorfic și structural ale complexului de Voinești relictele

prevarisce apar accidental (Fig. 17b). Prezența unei amprente metamorfice cu tendință de presiune ridicată

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

300 350 400 450 500 550 600 650

Φ

Age, Ma


deconvolved ages

residuals

pooled age clusters

LTg2

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

300 400 500 600

-0.005

0

0.005

0.01

0.015

0.02

0.025

0.03

200 250 300 350 400 450 500 550

Φ

Age, Ma


deconvolved ages

residuals

pooled age clusters

05Tb1a

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

200 300 400 500

280

300

320

340

360

380

400

420

440

460

480

500

mb_m

nz6_1mb_m

nz1dkmb_m

nz3mb_m

nz7mb_brab4

mb_m

nz2_1dkmb_m

nz5mb_m

nz6_2mb_m

nz2_3dkrmb_brab4_2

mb_m

nz1_3mb_m

nz1limb_m

nz2_2brmb_gr1

0

0.75

1.5

2.25

3



-0.005

0.015

0.035

0.055

0.075

0.095

0.115

0.135

0.155

300 350 400 450 500

Φ

Age, Ma


12Ri1c

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

300 400 500

200

250

300

350

400

450

500

550

600

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nz

Ri2a1_m

nzcomb


0

100

200

300

400

500

600

10Iz_mnz1

10Iz_mnz6

10Iz_mnz10

10Iz_mnz3

10Iz_mnz13

10Iz_mnz5

10Iz_mnz16

10Iz_mnz15

10Iz_mnz8

10Iz_mnz7

10Iz_mnz14

10Iz_mnz9

10Iz_mnz12

10Iz_mnz2

10Iz_mnz11

10Iz_mnz4

10Iz


0

0.75

1.5

18

și grad scăzut spre mediu cu disten, granat și cloritoid, realizată la temperaturi (și presiuni) mai mici decât

în litologiile gnaisice ale căror asociații minerale nu s-au mai readaptat, alături de spectrele de vârstă mai

tinere, indică o considerabilă exhumare însoțită de răcire în timpul orogenezei varisce în această parte a

succesiunii litologice.

În josul stivei nu se mai recunosc relicte varisce sau mai vechi, rocile prezentând asociații metamorfice clar

prograde paragenetic și structural, cu monazite exclusiv varisce sau chiar fără monazit, cu asociații

precursoare fosfatice-silicatice-carbonatice (Fig. 17 c, Fig. 2). Această situație implică o stivuire tectonică

sinmetamorfică variscă la partea inferioară a stivei, cu relații de imbricare soclu/metamorfite juvenile, și

pune sub semnul întrebării existența unui teren/grup de Cumpăna la partea inferioară a unităților de soclu

din Carpații Meridionali. Unitățile superioare complexului de Voinești prezintă un grad scăzut, cu păstrarea

unor contraste metamorfice din ce în ce mai evidente în susul stivei și grad metamorfic puternic

descrescător, ceea ce dovedește stivuire tectonică în condiții de adâncime redusă. Unitățile superioare

complexului de Bughea nu conțin monazit, iar vârsta lor paleozoică este documentată de conținutul

palinologic (Vaida, 1999).

În cadrul masivului Făgăraș vîrsta variscă a metamorfismului dominant este documentată prin metode

izotopice (izocrone minerale Sm-Nd - Drăgușanu & Tanaka, 1999). Totuși, asemenea situației din Suita de

Lotru a Pînzei Getice și Masivul Leaota, apar documentate relații de intruziune ale unor roci granitoide

prevarisce, ceea ce pune problema unui soclu mai vechi în care s-a realizat această intruziune. Balintoni et

al. (2010) citează vârste U-Pb de 440.4 ± 4.8 Ma pentru metagranitoidele de Valea Bolovanului, care

prezintă structuri coronitice similare cu granitoidele de Tilișca și mai ales Albești menționate anterior,

documentând suprapunerea unei amprente metamorfice cu tendință de presiune ridicată. Monazitele din

aceste granitoide prezintă deasemenea coroane duble cu minerale fosfat-silicatice conținînd lantanide (Fig.

4H). Spectrul de vîrstă al acestor metagranite este clar prevarisc, zonalitatea granulelor indicând și

supracreșteri în jurul unor nuclee moștenite (Fig. 18a). Vârstele măsurate se repartizează în intervalul 462-

518 Ma, indicând fie intruziunea granitului într-un soclu cristalin panafrican (reprezentat prin formațiunea

gazdă de Muntele Lăcșor), fie formarea lor prin anatexia unei cruste cu intensă reactivare termotectonică

panafricană. Rocile gnaisice micacee atât din formațiunea mediană a Masivului Făgăraș (Măgura

Câinenilor), cât și din unitățile din estul și nord-estul masivului indică vârste varisce (Fig. 18b), acoperind

însă și intervalul Permian-Triasic Inferior (până la 275-240 Ma) în cazul domurilor de roci micacee din zona

Avrig-Sebeșul de Jos. Structura generală este, asemenea Suitei de Lotru, de stivuire tectonică

sinmetamorfică variscă și exhumare diferențiată odată cu instalerea colapsului orogen post-paroxismal.

a b

Fig. 18 Spectre de vârstă din Masivul Făgăraș. a – granitul de Valea Bolovanului; b – gnaise micacee din Măgura Câinenilor

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

0.065

0.075

375 425 475 525 575

Φ

Age, Ma


12VB2

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

350 450 550

-0.005

0.015

0.035

0.055

0.075

0.095

0.115

0.135

0.155

250 275 300 325 350

Φ

Age, Ma


deconvolved ages

residuals

pooled age clusters

12Sc

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

200 250 300 350 400

19

Lamele cristaline incluse tradițional în unitățile “supragetice” (Codarcea et al., 1966) au fost mai puțin

caracterizate petrologic decât unitățile de soclu anterior menționate; ele se caracterizează prin asociații

retrograde datorate în mare măsură retromorfismului dinamic, grad metamorfic dominant scăzut și

conținut ocazional în monazit. În Unitatea de Uria conținând formațiunea de Sibișel a fost descrisă o

asociație metamorfică cu granat și staurolit, conținând și cloritoid (Dessila-Codarcea, 1964; Mânecan,

1989). Am regăsit această asociație, cu observația că părțile neretromorfozate ale Formațiunii de Sibișel

indică o evoluție monometamorfică progradă, cu zonalitate de creștere a granatului, alături de păstrarea

unor pseudomorfozede granat după minerale tabulare/bacilare, foarte probabil clorit și cloritoid. Acestea

formează incluziuni abundente în granat, pe cînd în matrice cloritoidul are tendința să dispară odată cu

apariția staurolitului. Spectrul de vârste este bine grupat și indică o vârstă permiană a metamorfismului

(Fig. 19a). Soclul unității de Călinești, constituit din gnaise micacee porfiroblastice asemănătoare acelora de

Iezer sunt în general intens retromorfozate, conținând totuși relicte abundente de granat. Nu am reușit

pînâ în prezent să identificăm monazit care să poată fi datat în această formațiune.

În unitatea gnaisică din Sebeșul de N am analizat intercalații mai biotitice din gnaisele oculare. Spectrul de

vârste identificat este surprinzător deoarece valorile se plasează în intervalul 108-130 Ma (Fig 19b). Aceste

vârste mezocretacice indică exhumări substanțiale în stare fierbinte în această perioadă, cu reechilibrări

metamorfice intense și se suprapun parțial peste magmatismul calcoalcalin care bordează spre sud

unitatea. În orice interpretare este exclus un șariaj mezocretacic care să reprezinte planul ipotetic de

încălecare al unei pânze supragetice, ci mai degrabă este vorba de un plan de decolare și exhumare

diferențiată, posibil asociat și unor mișcări de decroșare importante.

a

b

Fig. 19 Vîrste metamorfice din unitățile de soclu externe Pânzei Getice. a – unitatea de Uria; b – gnaise de Laz-Căpâlna

Din formațiunea de Bocșa a Unității de Bocșița-Drimoxa am analizat o probă care este și singura în care am

identificat monazit detritic. Monazitele prezintă compoziții dispersate, de la granule lipsite de U și Th la

granule lipsite de Pb. Spectrul de vârstă conține puncte în domeniul 415-516 Ma, precum și două vârste

cuprinse în intervalul 275-325 Ma, posibil recristalizate în timpul Permianului și al Carboniferului Superior.

Granulele recristalizate cu vârstă nedeterminabilă sunt aparent contemporane cu metamorfismul de grad

scăzut, fără a oferi indicații de vârstă pentru acesta.

În Carpații Orientali am probat unitățile de soclu care constituie elemente varisce stivuite în cadrul pînzelor

alpine ale zonei cristalino-mezozoice. Am identificat pînă în prezent monazit în gnaise și șisturi micacee ale

unității de Rarău (complexul de Bretila), în unitatea de Rodna, precum și în roci manganifere bogate în

granat din fromațiunea de Tulgheș a Unității de Putna. Soclul cristalin al unităților infrabucovinice

-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

0.055

0.065

0.075

200 225 250 275 300 325

Φ

Age, Ma


12Mo2

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

200 300

50

70

90

110

130

150

170

190

12Tr1‐mnz3

12Tr1‐…

12Tr1‐mnz1

12Tr1‐mnz2

12Tr1‐mnz5

12Tr1‐…

12Tr1‐mnz6

12Tr1‐…

12Tr1‐mnz1

12Tr1‐…

12Tr1‐…

12Tr1‐mnz4

12Tr1

0

0.75

1.5


20

investigat prezintă un spectru de vârste dominant varisc, contemporan cu neoformarea masivă retrogradă

de clorit; pentru asociația precursoare cu granat și cloritoid am identificat subordonat vârste în domeniul

434-468 Ma. În gnaise micacee ale Formațiunii de Bretila am identificat vârste carbonifere, fără a avea un

număr suficient de analize pentru prelucrare statistică. În unitatea de Rodna am identificat în mod

surprinzător în partea bazală a seriei de Rebra un spectru de vârste dat de compoziții omogene ale

monazitului din micașisturi cu granat și disten în intervalul 75-108 Ma, urmat de vârste și mai tinere care

coboară până în Eocen (Fig. 20a). Această situație necesită analize suplimentare pentru explicare și

interpretare.

În Munții Apuseni am identificat monazit suficient de abundent în micașisturi cu granat și staurolit ale

Unității de Baia de Arieș. Vîrstele rezultate se plasează în domeniul 104-180 Ma, cu frecvența cea mai mare

la nivelul Jurasicului Superior, asociate unei parageneze minerale prograde (Fig. 20b). Monazitul prezintă o

structură zonară progradă, astfel încît acest spectru de vârste caracterizează după toate probabilitățile

metamorfismul dominant. Implicațiile structurale ale acestei situații se află încă în elaborare.

a b Fig. 20 Vârste metamorfice mezozoice în domeniul subbucovinic din Carpații Orientali (a) și unitatea de Baia de Arieș din Munții Apuseni (b)

Concluzii și direcții de continuare a cercetării:

Activitatea desfășurată în proiect a adus contribuții privind procedurile de analizare și prelucrare a datelor, în condițiile în care pe plan mondial nu există o metodă standardizată de obținere a vârstelor chimice U-Th-PbT ale monazitului, în ciuda avantajelor evidente pe care le prezintă metoda în studiul formării și evoluției terenurilor metamorfice, în estimarea gradului de coerență al unităților de soclu și implicațiile geotectonice și geodinamice ale acestor date.

În prezent metoda de datare chimică U-Th-PbT a monazitului prezintă două caracteristici principale, pe de o parte lipsa unei proceduri general acceptate alături de tendința de a deveni un monopol al laboratorului de la Universitatea Amherst, Massachusetts. Aici există o infrastructură extrem de puternică și costisitoare, o microsondă fabricată anume pentru determinări de vârstă, alături de o acțiune de intensă promovare a rezultatelor, bazată uneori pe tendința de a exagera precizia datelor prin manipularea caracteristicilor statistice. Astfel, prelucrarea datelor analitice se produce cu ignorarea erorilor analizelor individuale, iar abaterea standard a populațiilor este substituită prin abaterea standard a mediei analizelor constituente, considerate măsurători individuale echivalente, a căror eroare nu este estimată, așa cum rezultă din procedura expusă de Williams et al. (2006). În același laborator se pregătesc “hărți de vârstă“ ale granulelor (Gonçalves et al., 2005), creând impresia unei precizii rezonabile în situația în care imaginile de distribuție a cationilor pe care se bazează acestea au rate de înregistrare a impulsurilor cu patru ordine de mărime mai mici decît o analiză obișnuită de microsondă cu o precizie acceptabilă pentru Pb (0.1 s timp de

0

20

40

60

80

100

120

12Rd4‐m

nz31b

12Rd4‐m

nz29

12Rd4‐m

nz22

12Rd4‐m

nz23

12Rd4‐14mnzb

12Rd4‐m

nz34a

12Rd4‐3mnz2

12Rd4‐19mnzacore

12Rd4‐8mnz

12Rd4‐m

nz31a

12Rd4‐m

nz25

12Rd4‐m

nz24bcore

12Rd4‐26mnzcore

12Rd4‐20mnzrim

h

12Rd4‐17mnz

12Rd4‐12mnz1

12Rd4‐m

nz30

12Rd4‐m

nz34c

12Rd4‐18mnz

12Rd4‐3mnz1

12Rd4‐11mnz

12Rd4‐19mnzcriml

12Rd4‐11mnz

12Rd4‐2mnz

12Rd4‐13mnz

12Rd4‐9mnz

12Rd4‐20mnzrim

l

12Rd4‐19mnzbrimu

12Rd4‐4mnz

12Rd4‐m

nz34b

12Rd4‐m

nz21b

12Rd4‐12mnz2

12Rd4‐m

nz21a

12Rd4‐ 26mnzrim

12Rd4‐14mnza

12Rd4‐6mnz

12Rd4‐18mnza

12Rd4‐10mnz

12Rd4‐15mnz

12Rd4‐m

nz24d

12Rd4

0

0.75

1.5


0.01

0.1

1

10

100




-0.005

0.005

0.015

0.025

0.035

0.045

50 75 100 125 150 175 200 225

Φ

Age, Ma

probability functiondeconvolved ages

residuals

12SJ

-5E-4

-3E-4

-1E-4

1E-4

3E-4

5E-4

50 100 150 200

21

măsurare individual fără măsurarea fondului, față de 500 s fond și 500 s semnal). Abordarea noastră s-a bazat pe strategia expusă de Montel et al. (1996), cu îmbunătățiri esențiale privind calculul și reprezentarea parametrilor statistici, selectarea populațiilor congruente după criterii cantitative și deconvoluția spectrelor de vârstă (Săbău & Negulescu, 2013). Schema generală a constat în caracterizarea analizelor individuale prin parametrii lor statistici, calcularea funcției de distribuție a probabilității, gruparea analizelor în populații congruente, calcularea domeniilor de vârstă ale acestora, deconvoluția funcției de distribuție a probabilității și evaluarea vârstelor astfel obținute prin coroborare cu datele paragenetice și structurale, respectiv natura și variația chimismului populațiilor de monazit.

Am elaborat o metodă de calcul explicită a vârstelor radiometrice pe baza conținuturilor de elemente radioactive și termenii finali ai seriilor lor de dezintegrare, permițînd estimarea erorilor de vârstă ale analizelor individuale pornind de la erorile aleatoare de conținut, care permite prelucrarea statistică riguroasă a rezultatelor analitice (Săbău, 2012). Procedura de prelucrare ulterioară a datelor se bazează pe evaluarea grupărilor statistice ale domeniilor de vîrstă, separate după criterii cantitative, în conexiune cu date cantitative de variație a chimismului, respectiv observații calitative privind succesiunea de cristalizare a mineralelor și a domeniilor lor chimice intragranulare, date paragenetice și texturale ale asociațiilor de minerale index în determinarea naturii și intensității metamorfismului. Toate calculele asociate procedurilor folosite, precum și reprezentările grafice ale parametrilor au fost efectuate cu rutine proprii de calcul și fișiere standardizate, în majoritate în format Microsoft Excel, permițând intervenția operatorului în orice moment al prelucrării datelor. O parte a prelucrărillor statistice au fost efectuate cu rutina Isoplot, larg folosită în aplicațiile geocronologice (Ludwig, 2012).

Datele originale au fost comunicate în sesiuni științifice internaționale și publicate în reviste de specialitate.

Au fost realizate progrese notabile în îmbunătățirea gradului de cunoaștere al soclurilor metamorfice, evidențiindu-se situații de imbricare ale unor socluri de vârste diferite, evoluții de exhumare diferențiată în context tarde- și postorogenic, cu efecte în clasificarea și paralelizarea unităților de soclu. Investigațiile geocronologice s-au desfășurat în unități de soclu ale Carpaților Meridionali, Orientali și în Munții Apuseni, rezultatele fiind până în prezent comunicate parțial.

Pentru continuarea investigațiilor se impun următoarele direcții principale:

problematizarea, sintetizarea și publicarea datelor rezultate în urma cercetării, rămase încă nevalorificate

probarea și analizarea unităților de soclu necercetate până acum, cum ar fi unitățile de soclu metamorfic din Orogenul Nord-dobrogean și insulele cristaline de pe rama Bazinului Transilvaniei

îmbunătățirea gradului de detaliere prin probare, efectuarea de analize și determinări geocronologice suplimentare în unități care au fost recunoscute vârste metamorfice alpine, necunoscute ca atare până în prezent (Unitatea de Rodna a Carpaților Orientali, unitățile tectonice de soclu din nordul masivului Sebeș, Unitatea de Baia de Arieș a Munților Apuseni)

probarea cu mai mare rezoluție și reexaminarea pe teren a unităților de soclu în care au fost identificate imbricări ale unor socluri de vârste și istorii diferite, despre care nu există referințe bibliografice amănunțite pentru caracterizarea petrologică și de evoluție metamorfică, așa cum ar fi suita de Drăgșan a unității varisce de Parâng-Retezat din domeniului Danubian Inferior, respectiv complexele cristaline ale Masivului Făgăraș

examinarea, interpretarea, corelarea și armonizarea datelor geocronologice obținute cu datele existente privind natura și vârsta depozitelor de cuvertură, determinări geocronologice alternative și modele structurale elaborate pentru diversele unități tectonice

Mulțumim colegului mai experimentat Nae Stan pentru un eșantion (13NS) recoltat dintr-o zonă unde

n-am mai ajuns în acest an.

Publicații elaborate necitate în referințele bibliografice:

ISI Web of Science:

22

Zagorchev I., Balica C., Balintoni I., Kozhoukharova E., Săbău G., Dimitrescu R., Negulescu E. (2012)

Isotopic Data on the Age of the Krupnik Granite Pluton and its Host Rocks, Kresna Horst, Krupnik

Mountain, SW Bulgaria, CR Acad Bulg Sci 65, no. 7, 977-984

Indexate în baze de date:

Săbău G., Negulescu E. (2012) Microprobe U-Th-Pb Dating of Monazite: Top-Down, Bottom-Up or au

Rebours? GEOS 2012, Conference Proceedings, Paper 41, (Print ISSN: 2251-3353, E-Periodical

ISSN: 2251-3361)

Zagorchev I., Balica C., Balintoni I., Kozhoukharova E., Săbău G., Negulescu E. (2012) Palaeozoic

Evolution of the Ograzhden Unit (Serbo-Macedonian Massif, Bulgaria and Macedonia), Geologica

Macedonica 3, 13-18

Participări la manifestări științifice internaționale:

Negulescu E., Săbău G., (2012) Chromian nodules hosted in eclogitized picritic basalts in the Leaota Massif

(South Carpathians). 34th

International Geological Congress, Brisbane, Australia 5-10 August 2012 -

Metamorphic Rocks and Processes: From ocean floor to subduction zone metamorphism.

Negulescu E., Săbău G. (2012) Chromium-rich lawsonite in high-Cr eclogites from the Făgăras Massif

(South Carpathians) CONTROL ID: 1487786, AGU Fall Meeting 2012

Bibliografie

Balintoni I. C., Balica C., Ducea M. N., Chen F., Hann H. P., Şabliovschi V. (2009) Late Cambrian–Early

Ordovician Gondwanan terranes in the Romanian Carpathians: A zircon U–Pb provenance study,

Gondwana Res. 16/1, 119-133.

Balintoni I., Balica C., Ducea M. N., Hann H. P., Şabliovschi V. (2010) The anatomy of a Gondwanan

terrane: The Neoproterozoic–Ordovician basement of the pre-Alpine Sebeş–Lotru composite terrane

(South Carpathians, Romania), Gondwana Research 17, 561–572

Balintoni I., Balica C., Ducea M.N., Stremţan C. (2011) Peri-Amazonian, Avalonian-type and Ganderian-

type terranes in the South Carpathians, Romania: The Danubian domain basement, Gondwana

Research 19/ 4, 945–957.

Dessila-Codarcea M. (1964) Consideraţii asupra stratigrafiei, genezei şi structurii formaţiunilor

cristalofiliene din Carpaţii Meridionali Centrali (regiunea Răşinari - Cisnădioara - Sadu), Anuarul

Institutului Geologic al României XXXI/1, 195-210

Drăguşanu C., Tanaka T. (1999) 1.57-Ga magmatism in the South Carpathians: implications for the pre-

Alpine basement and evolution of the mantle under the European Continent, Journ. Geol. 107, 736-

738

Gasquet D., Bertrand J.-M., Paquette J.-L., Lehmann J., Ratzov G., De Ascenção Guedes R., Tiepolo M.,

Boullier A.-M., Scaillet S., Nomade S. (2010) Miocene to Messinian deformation and hydrothermal

activity in a pre-Alpine basement massif of the French western Alps: new U-Th-Pb and argon ages

from the Lauzière massif, Bull. Soc. géol. Fr., t. 181, no 3, pp. 227-241

Gonçalves P., Williams M. L., Jercinovic M. J. (2005) Electron-microprobe age mapping of monazite,

American Mineralogist 90, 578-585

Gheuca I. (1988) Versantul sudic al munților Făgăraș, litostratigrafie și tectonică, D. S. Inst. Geol. Geofiz.

72-73/5, 93-117.

Gheuca I., Dinică I. (1996) The metamorphic basement of the Getic Nappe in the eastern margin of the

South Carpathians, IGR 90 Symposium, Excursion Guide C3, An. Inst. Geol. Rom. 69, Suppl. 5, 15 pp.

Ludwig K. R. (2012) Isoplot 3.75 - A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Berkeley Geochron.

Center Special Publ. No. 5, rev. January 30, 75 pp.

Mânecan C. (1989) Consideraţii asupra petrogenezei Seriei de Sibişel, Inst. Geol., Dări de Seamă ale

Şedinţelor LXVIII/5, 65-74

Montel J.-M., Foret S., Veschambre M., Nicollet C., Provost A. (1996) Electron microprobe dating of

monazite, Chem. Geol. 131/1-4, 37-53.

23

Negulescu E. (2013) Semnificația mineralelor și a asociațiilor minerale in determinarea istoriei metamorfice

a cristalinului Masivului Leaota, Ed. Tehnopress, Iași, ISBN 978-973-702-982-9, 100 pp.

Negulescu E., Săbău G. (2012) Chemical zoning of eclogite lenses in subduction complexes: an example

from the Leaota Massif, South Carpathians, Mineralogical Magazine 76/6, 2161

Plissart G. (2012) La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux: études

pétrostructurales des massifs d’Almǎj (Roumanie), de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina

Occidentale (Bulgarie), Université Libre de Bruxelles, Université de La Rochelle/Nantes, École

Doctorale UNITER/SPIGA, thèse de doctorat, Discipline : Sciences de la Terre, Spécialité: Pétrologie

métamorphique – Géologie structurale, 718 pp.

Reed S. J. B., Buckley A. (1996) Virtual WDS, Mikrochim. Acta Suppl. 13, 479-483

Săbău G. (2012) Chemical U-Th-Pb geochronology: a precise explicit approximation of the age equation,

and associated errors, Geochronometria 39/3, 167-179

Săbău G., Negulescu E. (2012a) Extended thermotectonic evolution in the South Carpathian basement units

revealed by U-Th-Pb chemical monazite ages. 34th

International Geological Congress, Brisbane,

Australia 5-10 August 2012 - Metamorphic Rocks and Processes: Accessory phases and trace

elements in metamorphic processes

Săbău G., Negulescu E. (2012b) Chemical U-Th-total Pb ages in recycled metamorphic terranes: the case of

the South Carpathian basement units. Mineralogical Magazine 76/6, 2310.

Săbău G., Negulescu E. (2012c) U-Th-PbT Monazite Gechronology in the South Carpathian Basement:

Variscan Syn-Metamorphic Tectonic Stacking and Long-Lasting Post-Peak Decompressional

Overprints CONTROL ID: 1485915, AGU Fall Meeting 2012

Săbău G., Negulescu E., Theye T. (2013) Monazite Anamnesis – Providing a Quantitative Timeframe for

Metamorphic Petrogenetic Processes, Mineralogical Magazine 77/6, 2110

Seydoux-Guillaume A. M., Paquette J.-L., Wiedenbeck M., Montel J. M. & Heinrich W. (2002)

Experimental resetting of the U-Th-Pb system in monazite. Chem. Geol., 191, 165-181.

Seydoux-Guillaume A. M., Wirth R., Deutsch A., Schärer U. (2004) Microstructure of 24-1928 Ma

concordant monazites; implications for geochronology and nuclear waste deposits. Geochimica et

Cosmochimica Acta 68, No. 11, 2517–2527.

Stan N., Udrescu C., Colios E. (1984) Petrochemical Study of the Cherbelezu and Sfîrdin Granitoids and the

Associated Vein Rocks, D. S. Inst. Geol. Geofiz. vol. LXIX/l (1982), 1. Mineralogie-petrologie-

geochimie, 181-198

Vaida M. (1999) Datarea și corelarea pe baza asociaţiilor palinologice a formaţiunilor cristalofilienlizaţiilor

singenetice și asociate din partea sudică a masivului cristalin al Carpaţilor Orientali și partea estică a

Carpaţilor Meridionali. Teză de doctorat Univ. “Al. I. Cuza”, Iași.

Wing B. N., Ferry J. M., Harrison T. M. (2003) Prograde destruction and formation of monazite and allanite

during contact and regional metamorphism of pelites: Petrology and geochronology. Contrib. Mineral.

Petrol 145, 228–250

Williams M. L., Jercinovic M. J., Goncalves P., Mahan K. H. (2006) Format and philosophy for collecting,

compiling, and reporting microprobe monazite ages, Chem. Geol. 225/1-2, 1-15.

Kohn M. J., Malloy M. A. (2004) Formation of monazite via prograde metamorphic reactions among

common silicates: Implications for age determinations, Geochimica et Cosmochimica Acta 68, No. 1,

101–113

Director proiect,

______________

Date post:	07-Feb-2017
Category:	Documents
Upload:	buicong
View:	237 times
Download:	4 times

Raport științific privind implementarea proiectului PN-II-ID-PCE ...

Documents