C A P I T O L U L I. -

Cercetări geologice asupra zonei cuprifere Bălan

1.1. CADRUL GEOGRAFIC

1.1.1. Delimitarea şi încadrarea perimetrului.

Perimetrul cercetat este situat la poalele versantului vestic al munţilor Hăşmaş, în apropierea oraşului Bălan, regiunea de izvoare a râului Olt, la jumătate de distanţă între oraşele Miercurea Ciuc şi Gheorgheni (la 42 km de amândouă oraşele).

Oraşul Bălan, împreună cu comuna Sândominic sunt situaţi la intersecţia latitudinii de 46^o 35’ N, cu longitudinea de 25^o 48’E.

Sândominicul este comuna situată cel mai amonte (640 m deasupra nivelului mării), şi în acelaşi timp şi cea mai populată comună. Oraşul Bălan se află situat la 760-840 m deasupra nivelului mării.

Geografia acestei zone cercetate poate fi delimitată după cum urmează: La nord pârâul Szánduj care are o direcţie de curgere aprox. E – W; la E şi SE cursul superior al Oltului, respectiv unele masive ale munţiilor Ciucului ca: Terkő şi Naskalat; limita vestică este pârâul Varsăroaia. La sud perimetrul este delimitat de comuna Sândominic.

Harta regiunii cu principalele căi de acces şi relief

1.1.2. Geomorfologia

Specific acestei regiuni este relieful muntos ale cărui cote variază între 840 m în Valea Oltului şi 1376 m în vârful Piatra Scrisă.

Să enumerăm câteva vârfuri mai de seamă :

Vf. Garados ( 940 m ),

Arama Neagră (1535 m) – de aici izvorăşte Mureşul,

Hăşmaşul Mare ( 1792 m ),

Piatra Unică, Hăghimaşul Mic - Ecem( 1707 m ), Terkő- Tercheu ( 1461 m ) masiv calcaros-dolomitic, Fagul Ciobanului (1108 m) şi Garados (940 m).

Valea Oltului, oraşul Bălan, complexul mezometamorfic

şi sistemul rocilor sedimentare a masivului Hăşmaşul Mare

În partea vestică este dominată de relieful înalt al eruptivului neogen, care alcătuieşte masivele Gurghiu şi Harghita, cu morfologie vulcanică caracteristică.

În această zonă relieful formează înălţimi care ajung până la 1800 m, cu numeroase aparate vulcanice, dispuse pe o linie orientată aproximativ N – S.

În zona cristalino mezozoică, la limita estică a perimetrului cercetat, este caracteristic relieful accidentat cu pante abrupte, uneori inaccesibile. În cristalinul mezometamorfic se menţin formele accidentate de teren, pe când în complexul epimetamorfic aspectele devin mai atenuate, cu mici variaţii de altitudine. Contrastul terenurilor epi – mezometamorfice din punct de vedere al aspectului morfologic se observă concludent pe valea Oltului pe cei doi versanţi din jurul oraşului Bălan.

1.1.3. Hidrografia

Hidrografic, regiunea aparţine bazinului superior al reţelei hidrografice a Oltului. Clima subalpină cu precipitaţii anuale relativ abundente a determinat formarea unei reţele hidrografice dense, caracterizată prin cursuri de ape mici, cu debit variabil, dar în general scăzut. Debitul cursurilor de ape variază în funcţie de precipitaţii.

Reţeaua hidrografică este tributară râului Olt, care are ca principali afluenţi din vest: Pârâul Szánduj; Pârâul Sipos cu afluenţii Virgó; Jindieşul de Sus, Jindieşul de Jos, Ruţoc; Pârâul Minei (Q=1,8 l/s ); Pârâul Salamáş; Pârâul Vărăşoaia cu principalii afluenţi: Magasbükk, Voroc, Fagul Cetăţii Mici, Fagul Cetăţii Mari, Drumul Coastei.

Putem aprecia că reţeaua hidrografică în partea vestică este mai puţin dezvoltată decât în partea estică, dinspre mezozonă, unde debitele apelor sunt mai mari.

Dinspre est avem ca afluenţi mai importanţi:

· Pârâul Meggyes cu pârâurile Vaspatak, Csofronkakő, Csofronka

· Pârâul Nagyág

· Pârâul Mesteacăn

· Pârâul Székpataka cu pârâul Gyengeménes

· Pârâul Kovács ( Q= 2,5 l/s ),

· Mihály- (Q=4,3 l/s ),

· Pârâul Szimina

· Pârâul Gálkút

· Pârâul Borvíz (Q= 0,166 l/s ),

· Pârâul Szabók

· Pârâul Szedlaka

· Pârâul Kurta fiind cel mai sudic pârâu din zona cercetată. Restul văilor sunt doar cu caracter torenţial, având cursuri de apă intermitente.

1.1.4. Clima

Datorită aşezării, regiunea este caracterizată de un climat temperat continental subalpin, cu o temperatură de medie anuală de 5° - 6° C.

Să vedem câteva date referitoare la clima regiunii:

Lunile	Tempe-ratura medie	Maxime măsurate Minime măsurate	Nebulo-zitatea	Nr. de zile însorite	Cantitatea de precipitaţii (mm.)	Cantit. max măsurată vreodată pe o lună
Media a mai multor ani	5,4 ^oC	· +35,5 ^oC –30.07.1953 · -40,9 ^oC –25.01.1985		Nr. zilelor însorite 80-100 Nr. zilelor înnorate 150-160	500 – 600 mm	Sândominic 84,2mm-25.07.1952 Bălan: 86,4 mm- 25.07.1952
Ianuarie	-4,-6 ^oC	· +10 ^oC:1955 · -41 ^oC:1985	6 – 6,5	5 - 6 zile	20-30	19,4 /1953
Februarie	-4,-6 ^oC	· +13,6:1951 · -28,8:1950	7 – 7,5	5 - 6 zile	10-30	30,4 /1953
Martie	0 ,-2 ^oC	· +23,3:1951 · -25,7:1955	5,5 – 6	8 – 9 zile	20-30	23,7 /1902
Aprilie	2 , 4 ^oC	· +27,5:1950 · -12,6:1955	6 – 6,5	6 – 8 zile	40-55	27,6 /1954
Mai	10,12 ^oC	· +31,0:1950 · -3,8:1952	6 – 6,5	4 - 7 zile	70-80	60,2 /1916
Iunie	10,12 ^oC	· +30,4:1951 · -2,1:1950	6 – 6,5	6 - 8 zile	80-120	47,0 /1954
Iulie	16,18 ^oC	· +35,5:1953 · +2,5:1951	4,5 – 5,5	8- 10 zile	80-100	84,2 /1952
August	14,16 ^oC	· +34,5:1951 · +1,4:1952	4,5 – 5	10-12 zile	70-80	57,5 /1935
Septembrie	10,12 ^oC	· +33,8:1952 · -3,1:1951	4,5 – 5	10-12 zile	40-50	57,6 /1928
Octombrie	6 , 8 ^oC	· +30,6:1952 · -9,6:1949	5 – 5,5	10-12 zile	30-40	41,0 /1927
Noiembrie	0 , 1 ^oC	· +18,5:1960 · -19,0:1957	6 – 6,7	4 - 6 zile	30-40	35,2 /1913
Decembrie	-4, -6 ^oC	· +15,8:1960 · -23,6:1957	7 – 7,5	4 - 6 zile	20-30	36,0 /1949

· prima zi cu temp. sub O grade poate fi din 1 octombrie (zi de gheaţă)

· ultima zi când mai poate îngheţa - 1 mai

· adâncimea de îngheţ 90-120 cm

· numărul zilelor când ninge este în jur de 40 de zile

· suprafaţa este acoperită de zăpadă timp de 100 – 110 de zile

· valoarea constantei hipo – batimetrice este de 750 – 1000

*Datele provin de la observaţiile şi datele prelucrate între anii 1896-1955 de Academia Militară Naţională şi Institutul Naţional de Climatologie editate în Atlasul Climatologic al R. S. R. – 1966 )

Vânturile stau în strânsă legătură cu circulaţiile atmosferice majore şi cu condiţiile de relief. În general bat din direcţia nord – vest, iar primăvara şi toamna se semnalează vânturi estice, uneori sudice.

1.1.5. Vegetaţia, fauna şi solurile

Vegetaţia naturală aparţine zonei de vegetaţie alpină, subalpină şi este în stânsă legătură cu mediul geografic, ce are un caracter pedoclimatic subalpin, variabilitatea ei fiind legată de litomorfologie.

Vegetaţia de esenţă lemnoasă este reprezentată prin specii de conifere care domină şi specii de foioase răspândite mai ales în partea vestică a regiunii. Vegetaţia ierboasă este reprezentată prin plante furajere, regiunea având păşuni numeroase, cu unele specii caracteristice, chiar preţioase plante medicinale.

Fauna regiunii este dezvoltată sub influenţa directă a reliefului, climei şi a vegetaţiei. Se întâlnesc specii de vânat mare: ursul brun (URSUS ARCTOS), cerbul carpatin (CERVUS ELAPHUS CARPATICUS), căprioara (CAPREOLUS CAPREOLUS), lupul (CANIS VULPIS), vulpea (CANIS VULPES), mistreţul (SUS SCROPHA), precum şi de vânat mic: cocoşul de munte (TETRAO UROGALLUS), alunarul (NUCIFRAGA CARYOCATOCTES), şorecarul (BUTEO BUTEO), piţigoiul de munte (PARUS MONTANUS), şi multe altele, precum şi diferitele specii de rozătoare şi unele reptile. În apele repezi şi reci se întâlneşte păstrăvul (SALNO TRUTTA FARIO).

Solurile predominante sunt cele brune uşor acide. Se mai înâlnesc în zonele înalte soluri brune – gălbui, podzolice brune.

1.1.6. Scurt istoric, populaţia. Aşezări şi căi de comunicaţii

Până în anul 1968 oraşul Bălan a aparţinut comunei Sândominic. Din cauza distanţei mici între cele două localităţi, istoria şi evoluţia lor, unele date geografice, economice şi demografice sunt comune până în actual.

Oraşul nu are extravilan, acestea aparţin comunei Sândominic.

Numărul locuitorilor din Sândominic este de 6676 locuitori. Populaţia se ocupă în principal de creşterea animalelor, cultivarea cartofilor, prelucrarea lemnului, dar marea majoritate a celor care lucrează în industie sunt angajaţi ai S.M. Bălan.

Populaţia activă este de 2325 persoane, din care 3322 femei; 3354 bărbaţi. Numărul copiilor între 0-14 ani este de 1694; celor între 15-55 ani, de 3872; iar cei de peste 55 de ani, de 1110 persoane. Numărul pensionarilor este de 582 persoane, iar 231 persoane sunt şomeri.

Din punct de vedere a religiilor, 32 persoane sunt protestanţi (reformaţi), 5 ortodocşi , 19 unitarieni, 8 Martorii lui Iehova, , 6612 catolici.

Comuna se află desfăşurat pe o arie de 10283 ha, 8000 ha teren agricol, din care 956 ha arabil, 3513 ha păşuni, 3704 ha ; 610 ha păduri.

Învăţământul există de peste 400 de ani. În 9 grădiniţe,4 şcoli elementare, şi o şcoală gimnazială învaţă 1135 copii: 318 în grădiniţe, 357 în calsele I-IV şi 450 copii în clasele V-VIII.

Oraşul Bălan are o populaţie de 8974 locuitori. Singura sursă de venit este mina care funcţionează greu şi cu pierderi. Numărul celor angrenaţi în educţie, în administrţia publică, în spital sau în servicii-prestaţii este foarte scăzut. Numărul populaţiei active este de 3194 persoane, a celor de vârstă şcolară de 2105 copii ( din care 197 în grădiniţe, 1422 copii în clasele I – VIII: 634copii în clasele I - IV şi 788 în clasele V - VIII; 486 elevi învaţă în liceul din localitate ) , 874 de persoane sunt şomeri; restul de 3201 persoane ( marea majoritate a lor casnice) n-au lucrat niciodată ca angajaţi la vreo unitate de stat sau privat, ori sunt elevi, studenţi în alte localităţi.

71% a populaţiei oraşului sunt români, 29% maghiari. Din documentele din mijlocul secolului al XIX-lea reiese că populaţia era atunci în jur de 1000 de persoane , iar anii ’50 cunoaştem 36 de case. În primii ani ai anilor ’60 oraşul avea în jur de 400 de locuitori, iar după ce în anul 1968 localitatea a fost ridicat la rang de oraş, acest număr, până în 1975 s-a modificat la 11.500 de locuitori, iar în 1985 a fost de 16.200. Numărul locuitorilor a scăzut exponenţial după 1989, cauza fiind lipsa locurilor de muncă şi potenţa din ce în ce mai mică a unităţii miniere din oraş.

Din numărul de 2366 de maghiari 9 sunt de religie greco-catolică, 52 Martorii lui Iehova, 62 unitarieni, 746 reformaţi şi 1497 catolici. Din numărul de 6608 de români, 365 sunt catolici, 42 sunt greco catolici şi 6294 sunt de religie ortodoxă.

Numărul celor de etnie germană este de 7, ei sunt evangelici (au slujba împreună cu reformaţii) şi cunosc limba maghiară.

Câteva date despre natalitate în ultimele decenii:

Anul Sândominic Bălan

Născuţi Morţi Născuţi Morţi

1980 128 86 - -

1985 104 70 152 35

1990 - - 57 26

1993 61 91 25 33

1994 72 83 - -

1995 61 88 - -

1996 49 62 - -

1997 - - 10 47

1.1.7. Câteva date asupra situaţiei mediului înconjurător

Cele două localităţi se găsesc într-o ambianţă naturală pitorească dată de frumuseţea munţilor înconjurătoare, de adâncimea văilor, de măreţea pădurilor existente – zicea un călător al secolului XIX.

Vedere dinspre est

(Culmea Revendica) către zona mezometamorfică (Pârâul Fierarilor) şi sistemul rocilor sedimentari (Hăşmaşul Mare, Piatra Singuratică, Hăşmaşul Mic )

Cu începerea prospecţiunilor, şi exploatării a început şi distrugerea frumuseţiilor. Din anii 1950 mina este trecut în proprietatea statului, şi au început construirea forţată şi negândită a minei şi construcţiilor anexe. Datorită defrişărilor de teren, a tăierii excesive a pădurilor, a condiţiilor de trai din ce în ce mai slabe în oraş (oamenii şi-au procurat lemnele de foc pe unde vroiau şi apucau), locul pădurilor dense a fost preluat de creste pustiite de munţi înalţi de peste 3-400 de m, abrupţi, c ae ce a dus la o eroziune excesivă datorită ploilor abundente care se prezintă în ultimii ani.

În afară de problemele aspectuale, a început şi o amplă activitate de poluare a apelor şi aerului. Flotarea minereului înseamnă o mare cantitate de steril, care împreună cu substanţele chimice folosite sunt decantate şi depozitate în mai multe locuri, otrăvind apele (Oltul), peştii şi fântânile oamenilor din Sândominic.

Puţul nr. V

1.2. Cadrul geologic general al regiunii

1.2.1. Istoricul cercetărilor geologico – miniere din perimetru

Date asupra geologiei regiunii, de care ne ocupăm în prezenta lucrare, se găsesc începând din secolul XVIII şi XIX.

Printre primele lucrări în acest sens, putem cita pe cea lui BEUDANT cu care începe etapa premergătoare a cercetărilor. El a elaborat o lucrare cu o hartă geologică a bazinului Ciucului.

În 1834 A. Bone întocmeşte o hartă geologică a regiunii, iar informaţiile din 1849 al lui Bodor Fr. pot fi considerate între primele date apărute în literatura geologică asupra minereurilor de cupru din regiunea Bălan.

A. E. BIELZ în 1854 elaborează o hartă geologică a Transilvaniei.

Începutul etapei ştiinţifice a cercetărilor îl putem considera odată cu cercetările lui HAUER şi STACKE (1863). Ei dau o descriere a zăcământului din regiunea Bălan şi menţionează între altele „porfirogenele” din acoperişul zăcământului şi prezenţa unor şisturi talcoase între rocile cuarţoase – cloritoase în care se află intercalat minereul.

O descriere mai detaliată se datorează lui FRANZ HERBICH (1861, 1871, 1878) care menţionează în versantul stâng al pârâului Minei, lucrări miniere prin care se urmărea în a doua jumătate a secolului trecut, patru aliniamante paralele de minereu intercalate în şisturi cloritoase. Corpurile de minereu erau separate prin pachete de şisturi cu slabe diseminări.

Aceste diseminări treceau lateral în corpuri de minereu lenticulare, constituite din diseminări şi benzi concordante de pirită şi calcopirită. Este remarcabil că HERBICH recunoaşte continuitatea zonei mineralizate până în masivul sienitelor din Ditrău. Contribuţia lui se referă şi la orizontarea sedimentarului din Hăghimaş, în care distinge formaţiuni de vârstă triasică inferioară, triasică superioară, RHAETIANA (facies de ADNETH), liasică dogger (strate de KLAUSS), malm (strate cu ACANTHICUS , calcare de STRAMBERG), şi publică hartă geologică a regiunii la scara 1 : 288.000.

În perioada 1889 – 1907 UHLIG înfiinţează o şcoală tectonică nouă interceptând structura Carpaţilor Orientali în pânze de şariaj. În prima jumătate a secolului XX. zăcământul de la Bălan a fost categorizat în unanimitate de geologi drept o acumulare hidro – termală de sulfuri pre- sau post metamorfice.

În 1906 – 1910 I. ATANASIU face cercetări în zona superioară a văii Trotuşului, iar E. VADÁSZ (1914) descifrează succesiunea stratigrafică în Hăghimaşul Mic.

În 1915 DÖELTER descrie minereul drept o concentrare hidrotermală metamorfozată legată genetic de şisurile cloritoase pe care le considreră tufuri bazice sau diabaze metamorfozate. În perimetrul exploatării menţionează patru corpuri de minereu intercalate concordant şisturilor cristaline, corpuri care se înscriu într-o zonă mineralizată extinsă pe o distanţă de circa 10 km.

În 1924 apar unele informaţii asupra minereului de la Bălan în lucrarea lui SZENTPÉTERI, lucrarea asupra zăcămintelor de cupru din Transilvania. Mai târziu regiunea este cercetată de I.ATANASIU (1927) I.P.VOITESTI (1909 – 1942), iar în 1939 A. CHELARESCU încearcă prin cercetările efectuate să aducă noi argumente în favoarea genezei hidrotermale. Concepţia originii hidrotermale a fost relatată mai complex în 1950 de A. FÖLDVÁRI şi G. PANTÓ. Deşi autorii atrag atenţia asupra faptului că mineralizaţia apare ca şi în munţii ZIPS din Slovacia în stânsă legătură spaţială cu dykeuri de roci metaporfirice acide şi metadiabazice, exclud legătura genetică faţă de aceste roci cristaline pe considerentul că mineralizaţia intersecteză oblic formaţiunile cristaline şi trebuiesc considerate în consecinţă posmetaforice. În schimb recunosc că prin compoziţia petrografică, extinderea largă şi compoziţia mineralogică relativ constantă, zăcământul Bălan se deosebeşte de toate minereurile Carpatice asociate cu roci exclusiv tinere.

Compoziţia uniformă s-ar datora menţinerii pe distanţe mari a omogenităţii soluţiilor hidrotermale, fapt ce ar indica drept sursă un corp intruziv de adâncime.

Activitatea hidrotermală legată de această intruziune ar fi cauzat în rocile înconjurătoare zăcământului, transformări manifestate prin silicifierea porfiroidelor, cloritizarea şisturilor şi a rocilor metaeruptive bazice. Földvári şi Pántó descriu stadiul de dezvoltare a expoatării în 1941 şi recunosc poziţia porfiroidelor în acoperişul mineralizaţiilor. Remarcă ca mineral nou tetraedritul şi încadreză zăcământul Bălan după schema lui SCHNEIDERHÖRN în grupa minereurilor cuprifere cloritoase a mineralizaţiilor epitermale.

În ultimele decenii geneza hidrotermală a fost reafirmată pe baza unor cercetări geochimice şi a analizelor microstructurale. Astfel A. FEKETE, GRECU, MARINESCU, SZABÓ (1965) prezintă analizele privind conţinutul de elemente minore pe a căror bază afirmă geneza hidrotermală. În urma cercetărilor microstucturale efectuate de A. GURAU (1955, 1969) şi A. GURAU, D. RĂDULESCU (1967) se ajunge la concluzia originii hidrotermale postmetamorfice.

Originea premetamorfică vulcanogen sedimentară a zăcământului Bălan a fost enunţată în 1961 de R. DUMITRESCU şi reluată de KRÄUTNER în 1965.

O descriere recentă a zăcământului Bălan este dată de A. FEKETE şi MARGIT ALBERT (1968) care folosea cele mai noi date obţinute în urma deschiderii zăcământului prin mai multe orizonturi miniere.

Un studiu geochimic a fost abordat de KRÄUTNER, POPA, GIUŞCĂ, MÂNDROIU (1969). Cercetări palinologice pentru vârsta relativă au fost executate în ultimul timp de VIOLETA ILIESCU, MARCELA CODARCEA (1963), GEORGETA MUREŞEAN (1970 – 1972).

La descifrarea geologiei destul de complicate a regiunii au adus şi aduc recent importante contribuţii mai mulţi cercetători: H. KRÄUTNER (1970, 1974, 1984, 1986, 1987), I. BERCIA şi colaboratorii (1970), U. ERHAN (1970), B. ALMAŞAN (1986), care au contribuit la formarea opiniei actuale, GH. C. POPESCU (1967, 1971, 1974).

Cea ce priveşte istoricul mineritului în regiune putem spune că mineritul din regiune este menţionat pentru prima dată la începutul secolului XVII., în dealul Arama Oltului şi la Fagul Cetăţii. Lucrările au început în 1600, dar în perioada 1602 – 1790 sunt suspendate. O mărturie a existenţei sale şi la sfârşitul secolului următor s-a păstrat în procesele verbale ale şedinţelor camerelor deputaţilor din 1790 – 1791, când secuii din judeţele Ciuc şi Odorhei solicită scutirea militară pentru minerii din localitatea Bălan.

În jurul anului 1803 centrul de exploatare este mutat mai la nord în zona dealului Bălan şi pârâului Băilor. În 1826 exploatarea trece din proprietatea statului maghiar în proprietate particulară. În această perioadă (1836) au început săparea galeriei ANTONIU, mânată până sub galeria FERDINAND în 1840. Din cauza scăderii preţului cuprului în 1880 activitatea minieră se suspendă şi se redeschide doar în 1902.

După 1913 exploatarea din cadrul „Societăţii de mine din Ungaria” a fost reluată de societatea PHÖNIX din Baia Mare.

În timpul primului război mondial exploatarea este înreruptă, apoi se reia de societatea PHÖNIX exploatând zona până la FALIA MARE I. prin şase orizonturi: IOHANN, HOFFNUNG, VETTER, IOSIF, FERDINAND, ANTONIU.

La începutul secolului XX. în zăcământul Bălan extracţia minereului se face numai din compartimentul tectonic sudic în care este situată în prezent mina centrală.

Între 1930 – 1938 scoaterea minereului este iar suspendată din cauza scădreii conţinutului de cupru.

În urma prospecţiunilor efectuate între 1930 – 1933 de către o echipă suedeză, a fost recunoscută, datorită anomaliilor electrometrice obţinute, continuarea zăcământului şi la nord de faliile II. şi III., astfel încât înaintea celui de al doilea război mondial existenţa de minereu era cunoscută pe o distanţă de 8 km, din ARAMA OLTULUI până la VALEA RUŢOC.

După 1940 exploatarea aparţine societăţii „HUNGARIA”. Prin galeriile situate în perimetrul CENTRAL erau deschise patru corpuri de minereu paralele separate prin pachete de şisturi de 15 – 20 m grosime: „KIESIGE”, „PARALEL”, „BRUCHI”.

Din 1944 se întrerupe exploatarea până în 1948, când se redeschide, şi în decembrie acelaşi an se obţine o productivitate de 40 t/zi minereu. În urma naţionalizării zăcământul Bălan devine proprietatea statului. În 1950 comitetul geologic a executat prospecţiuni geofizice cu aparatul TUCAM în dealul Fagul Cetăţii, obţinând rezultate pozitive. S-a început cerctarea perimatrului cu o serie de galerii de prospectare şi de exploatare, găsindu-se o serie de lentile de minereu intrate azi în exploatare. După 1996 s-a trecut la cercetarea zăcământului şi la nord de falia II. şi III. prin săparea a trei orizonturi accesibile prin galerii de coastă din pârâul Minei şi Valea Ruţoc.

În prezent în cadrul zăcământului FAGUL CETĂŢII orizonturile +340, +390, +440, +490, 540 şi +590, sunt în exploatare. Orizonturile superioare (+640, +690, +740, + 790 ) au fost deja exploatate.

1.2.2. Alcătuirea geologică a regiunii

Structura geologică de ansamblu a regiunii cercetate se caracterizează printr-un eşafodaj de pânze alpine şi prealpine. Rezultatele din suprapunerea tectogenezei alpine peste un orogen prealpin cu şariaje probabil varistice . Vârsta mezocretactică a pânzelor este documentată prin încluderea Albianului ca ultime depozite mari în unităţile şariate şi poziţia transgresivă a conglomeratelor de BÂRNADU (Vraconian – Cenomanian) peste ansamblul pânzelor (Sandulescu, 1984). Vârsta prealpină a unora din contactele tectonice din regiune este indicată de faptul că sunt intersectate de masivul alcalin DITRĂU, şi de faptul că aureola de contact a acestuia afectează formaţiunile metamorfice din mai multe unităţi şariate.

Ca UNITĂŢI ALPINE au fost separate:

- Pânza de Hăghimaş formată din depozite calcaroase de vârstă Titonic - Neocomian

- Pânza Bucovinică formată dintr-o cuvertură sedimentară şi un soclu cristalin în care se disting mai multe unităţi prealpine şariate

- Pânza Subbucovinică formată dintr-o cuvertură sedimentară mezozoică şi ansamblul ei cristalin deschis în fereastra tectonică de la Tomeşti

Elemente prealpine (VARISTICE) din cadrul pânzei Bucovinice sunt reprezentate în regiune prin următoarele unităţi şariate :

a. Pânza de RARAU

b. Pânza de PUTNA

c. Pânza de PIETROŞUL BISTRIŢREI

d. Pânza de RODNA

a. Pânza de RARAU, cuprinzând granitoidele de Hăghimaş şi formaţiuni metamorfice cu gard mediu de metamorfism (faciesul Amfibolitelor ale seriei de Bretila, şariate peste şisturile cu grad scăzut de metamorfism (faciesul şisturilor verzi) ale seriei de TULGHEŞ.

Metamorfitele şi granitoidele din pânza de RARAU se atribuie Proterozocului pe baza vârstelor radiometrice (KRÄUTNER et. al, 1976) şi a faptului că în partea de nord a Carpaţilor Orientali suportă transgresiv cristalinul poleozoicului inferior

b. Pânza de PUTNA cuprinde formaţiunile seriei de TULGHEŞ din regiunea Bălan, atribuită Cambrianului pe baza datelor de ordin palinologic (VIOLETA ILIESCU, GEORGETA MUREŞEAN 1970, 1972), şi vîrstelor radiometrice (ELEOMORA VIJDEA, ŞERBAN, 1971).

c. Pânza de PIETROŞUL BISTRIŢEI se află sub Pânza de PUTNA şi este constituită din formaţiunea de Negrişoara, atribută în mod convenţional Proterozoicului, şi din porfiroidele dacitice de PIETROŞUL.

Această unitate aflorează într-o fâşie îngustă de la Sândominic spre nord, lăţindu-se la est de localitatea Izvorul Mureşului. În cadrul ei porfiroidele de Pietrosul constituie lame de rabataj antrenate sub planul pânzei de Putna.

d. Pânza de RODNA aflorează la vest de Sândominic sub Pânza de Pietroşul Bistriţei. Este constituită din formaţiuni ale seriei de Rebra atribuit proterozoicului. În zona de aflorare predomină calcarele şi dolomitele în care în Munţii Rodnei se intercalează minereurilede plumb şi zinc de tip Valea Blaznei – Cuset.

Întregul eşafodaj de pânze se află şariat peste zona flişului şi prezintă ondulaţii largi ca efect al cutărilor post – oligocene. În regiune se distinge o ondulaţie sinclinală corespunzătoare sinclinalului Hăghimaş şi o bombare anticlinală în dreptul ferestrei tectonice de la Tomeşti. Ultima compresiune tectonică a dat naştere unui sistem conjugat de falii oblice orientate NE – SV şi ENE – VSV care au comparetimentat atât pânzele cât şi cuvertura sedimentară.

1.2.2.1. Formaţiuni metamorfice

1. Seria de Rarău - Bretila

Această serie cuprinde formaţiunile mezometamorfice ce apar în partea vestică a zonei cristalino- mezozoice, şi care sunt şariate peste formaţiunile seriei de TULGHEŞ. Mai înaintee era cunoscut sub numele de seria de HĂGHIMAŞ (A. Streckeisen 1931, KRÄUTNER 1938; BANCILA 1958). După ce a fost paralelizată cu seria gnaiselor de Rarău (M. Mureşean 1967), s-a utilizat mai mult această denumire.

Formaţiunile acestei serii apar în versantul stâng al bazinului superior al Oltului, urmându-se continuu sub forma unei fâsii cu lăţimi variabile. În principal seria alcătuita din roci terigene reprezentate mai ales prin micaşisturi muscovito- biotitice ±granaţi paragnaise şi din roci migmatice, care au o răspândire largă în regiune. În afara acestor tipuri principale de roci eruptive bazice metamorfozate regional.

În cazul migmatitelor, ce constituie cele mai tipice roci ale seriei, se deosebesc în principal migmatite metatectice şi migmatite metablastice. Cele metatectice cuprind o gamă largă de roci în care fondul metasomatizat (paleosoma) în cele mai multe cazuri nu se poate deosebi cu ochiul liber de neosom. În aceste roci raportul metasomatic se materializează prin cuarţ şi feldspat potasic şi variază cantitativ foarte mult. Procesul de cuarţo- feldspatizare este adesea foarte înaintat astfel că structura şi textura rocilor iniţiale este aproape ştearsă, metasomatoza conducând la formarea unor roci granitoide cu o compoziţie granodioritică şi dioritică.

În partea vestică a ariei de răspândire a seriei de Rarău se cunosc şi migmatite metablastice intercalate în formaţiunile terigene ale seriei. Ele corespund gnaiselor oculare descrise şi sunt foarte caracteristice pentru această serie, nefiind întâlnite în seria mezometamorfică de Bistriţa – Barnar. Ele se caracterizează prin prezenţa ochiurilor larg dezvoltate, uneori centimetrice, de feldspat potasic care imprimă rocii un aspect ocular. Rocile migmatice metablastice sunt legate de procesele metasomatice sincrone metamorfismului regional, în care condiţiile termodinamice au permis mobilizarea metamorfică strict locală a unui material leucorcat cuarţo- feldspatic în cuprinsul unor roci terigene psefitice şi psamitice asociate cu material vulcanogen acid (Marcela Codarcea 1967).

În timpul formării pânzei de Rarău (Hăghimaş) rocile mezometamorfice din apropierea planului de şariaj au fost brecifiate, milonitizate şi retromorfozate în bună parte (Mureşean 1967).

2. Seria de Bistriţa – Barnar

Formaţiunile acestei serii (separată de I. Bercia în Munţii Bistriţei 1967) apar în partea de vest a zonei cristalino- mezozoice. În baza seriei se dispune o alternanţă de calcare, şisturi biotitice – cuarţitice şi cuarţite negre – grafitoase. Înspre partea superioară predomină rocile terigene reprezentante mai ales prin şisturi biotitice, cuarţitice şi micaşisturi biotitice, uneori cu clorit.

Formaţiunile acestei serii apar în versantul stîng al bazinului superior al Oltului, urmându-se continuu sub forma floristică considerată caracteristică pentru depozitele precambriene (VIOLETA ILIESCU, MARCELA CODARCEA, 1965).

3. Seria de Tulgheş

Această serie reprezentată prin roci epimetamorfice, se situează între seria Bistriţa – Barnar la vest şi seria gnaiselor de Rarău (Hăghimas) la est.

Seria de Tulgheş formează o stivă de depozite vulcanogen – sedimentare metamorfozate, de vârstă cambrian inferioară care se remarcă prin prezenţa în succesiunea sa la diferite nivele a rocilor magmatogene acide si magmatogene bazice, subordonat. În regiunea Bălan aflorează cea mai mare parte din succesiunea stratigrafică cunoscută a seriei de Tulghes.

Complexul Tg 1 (1200m) se dezvoltă în partea inferioară a seriei de Tulgheş şi se dispune normal peste seria de Rebra – Barnar.

· Oriz. Tg 1.1 – Orizontul care se află sub orizontul metatufurilor riolitice de Szádakút.

· Oriz. Tg 1.2 sau - Orizontul metatufurilor rioliotice de Szádakút (400 m). În limitele regiunii cercetate, succesiunea stratigrafică în seria de Tulgheş începe cu un orizont de metatufuri riolitice, care aflorează în văile Szádakút, şi Magasbükk. Rocile sînt în general de culoare albă, conţin fenoctistale relicte de cuarţ şi feldspat şi prezintă frecvent o rubanare evidentă. Constituţia chimică le plasează în grupa rocilor riolitice (G. Mureşan 1968).

· Oriz. Tg 1.3. –Orizontul Fagul Înalt (400 m) este constituit dintr-un pachet de şisturi sericito – grafitoase şi sericito – cloritoase. Înspre baza orizontului se remarcă un nivel subţire discontinuu de calcare. În jumătatea inferioară mai apar strate subţiri de cuarţite negre, iar în partea superioară a orizontului se intercalează nivele subţiri de metatufuri acide. Succesiunea stratigrafică a orizontului Tg 1.3. se încheie cu cîteva strate subţiri de cuarţite negre situaţie deasupra ultimei intercalaţii de metatufuri acide.

· Orizontul Tg 1.4. Orizontul Virgău (400 m) se caracterizează prin lipsa pigmentului grafitos. Rocile sînt reprezentante cu precădere de şisturi sericito – cloritoase şi şisturi cuarţitice – sericito – cloritoase. Spre partea superioară a orizontului se întîlnesc sporadic şi cu grosini reduse metatufuri acide.

Complexul Tg 2

Acest complex cuprinde o secvenţă predominant grafitoasă şi şisturile verzi situate în partea mediană a succesiunii litologice din seria de Tulgheş.

· Orizontul Tg.2.1. (de Sîndominic 750 m) este constituit preponderent dintr-o alternanţă de şisturi sericito – grafitoase cu şisturi sericito – cloritoase şi şisturi sericitoase. Spre partea mediană a succesiunii se intercalează mai multe strate discontinue de cuarţite negre, bine reprezentate începând de partea de nord a perimetrului cercetat. Deasupra acestor cuarţite se întîlnesc sporadic nivele subţiri de metatufite şi metatufuri bazice.

· Orizontul Tg. 2.2. – Orizontul metatufurilor diabazice de Şipoş (250 m) este constituit preponderent din metatufuri diabazice asociate cu metatufite diabazice, metagabbrouri şi sporadic cu metatufuri acide.

· Orizontul Tg. 2.3. - Orizontul Voroc (400 m) cuprinde o alternanţă tipică (metrică pînă la centimetrică) de şisturi filitice şi şisturi sericito – cloritoase. Se întîlnesc sporadic şi intercalaţii subţiri de cuarţite negre, cuarţite cu sericit.

Complexul Tg.3

Acest complex cuprinde partea superioară a Seriei de Tulgheş caracterizeată pe întreaga extindere a Carpaţilor Orientali printr-un caracter vulcanogen – sedimentar acid cu secvenţe bazice. Acestui vulcanism i se afiliază o metalogeneză importantă în mai multe faze succesive, în decursul cărora au luat naştere concentraţii stratiforme de pirită şi alte sulfuri, intercalate concordant la anumite nivele stratigrafice.

· Orizontul Tg. 3.1 – Bălan (300 m). În acest orizont stratigrafic se află intercalate toate minereurile exploate în regiunea Bălan. Concentraţiile de sulfuri de dispun în două nivele stratigrafice:

a. Nivelul inferior (40 m) cu sulfuri constă din şisturi cloritoase – cuarţitice şi şisturi sericito cloritoase cu deseminări slabe de pirită asociată uneori ce calcopirită. Acest nivel nu reprezintă importanţă economică.

b. Nivelul superior, cu sulfuri (200 m) cuprinde succesiunea de şisturi cuarţitice – cloritoase, în care se află localizată concentraţiile de minereu. Minereurile stratiforme de pirită şi calcopirită sînt dispuse de regulă în două pachete principale de şisturi cuarţitice cloritoase. Între cele două nivele cu sulfuri se dezvoltă un pachet de şisturi sericito – cloritoase, sericito grafitoase şi filite sericitoase.

· Orizontul Tg. 3.2. Orizontul metatufurilor riolitice de Bălan situat în acoperişul nivelului superior cu sulfuri, constituie un reper stratigrafic foarte util pentru delimitarea orizontului Bălan. Este constituit din metatufuri riolitice albe în care se disting fenocristale relicte de cuarţ şi feldspat. Trec lateral în metatufite acide şi prezintă uneori intercalaţii de ordinul metrilor de şisturi sericito - grafitoase, şisturi sericitoase şi şisturi sericito – cloritoase. Grosimea orizontului este extrem de inconstantă, oscilând între 1 – 100 m. Uneori se observă tendinţă de efilare a orizontului.

· Orizontul Tg. 3.3. - Orizontul Valea Băii (400 m) cuprinde şisturi sericitoase, sericito cloritoase uneori slab grafitoase şi şisturi cuarţitice – sericitoase situate între metatufurile riolitice de Bălan şi următorul nivel de metatufuri acide din succesiunea seriei de Tulgheş. În sudul regiunii, spre partea superioară se intercalează un nivel stratigrafic cu diseminări slabe de pirită, fără importanţă economică.

· Orizontul Tg. 3.4. Orizontul metatufurilor riolitice de Szedloka (60 m) cuprinde metatufuri acide plasate deasupra orizontului de Valea Băii. Local se intercalează între aceste metatufuri riolitice roci de natură terigenă, reprezentate prin şisturi sericito – cloritoase .

La nord şi la sud de Valea Oltului în apropierea orizontului Tg. 3.4. aflorează roci metagabbroice, adesea cu stilpnomelan. În majoritatea cazurilor structura relictă a rocii iniţiale poate fi absentă, probabil datorită metamorfismului slab.

· Orizontul Tg. 3.5. - Orizontul Arama Oltului (800 m) reprezintă partea superioară a succesiunii din Seria Tulgheş cunoscută în regiunea Bălan. În partea superioară succesiunea este întreruptă de planul de şariaj al pânzei de Rarău. Acest Orizont este constituit preponderent din şisturi sericito cloritoase

( +cuarţoasă). Spre partea superioară a acestei succesiuni se intercalează cîteva strate subţiri de metatufite acide. Spre partea inferioară a orizontului se intercalează un nivel de şisturi clorito - sericitoase ( + cuarţoase) cu diseminaţie de pirite şi calcopirite numit nivelul cu impregnaţii de sulfuri Arama Oltului.

1.2.2.2. Rocile Sedimentare.

Studiind sedimentarul din cuveta Hăghimaş Ciuc, aflat la est de perimetrul cercetat, putem observa că depozitele sedimentare ce apar în această zonă aparţin a trei serii (transilvană, bucovinică şi subbucovinică), care aparţin la unităţi tectonice independente. Toate aceste trei serii au caractere litofaciale specifice, provenind din zone de sedimentare mai mult sau mai puţin diferenţiate.

Formaţiunile care intră în constituţia cuvetei marginale a sinclinalului Hăghimaş, s-au depus din Triasic până în Cretacic inferior, acoperind discordant şi transgresiv depozitele seriei gnaiselor de Rarău (Hăghimaş).

Triasicul este dezvoltat relativ slab în regiune, întâlnindu-se doar câteva lambouri, petece de împingere, după cum urmează:

· Triasicul inferior, reprezentat prin “stratele de Werfen” se găseşte numai în Ciofronca şi la est de Piatra Unică. Stratele sunt alcătuite din gresii calcaroase diaclazate, fin micafere, conglomerate, marne şi dolomite şistoase în care s-au găsit Myoporia costata, Megalodon triquetur, Gerhilea modiola.

· Triasicul mediu – Anisian şi Ladinian – este reprezentat prin dolomite masive, cenuşii, cu aspect zaharoid şi prin calcare albe şi gălbui cu Diplopora anulata, gresii roşii şi cenuşii cu Daonella lomelli.

· Triasicul superior, are o dezvoltare discontinuă, cunoscându-se din zona Piatra Unică – Hăşmaşul Mare. Este reprezentat prin calcare roşii de Hallstatt cu faună carniană şi noriană: Jovites dacus, Spiriferina gregaria, calcare cenuşii cu Monotis substriatae.

Jurasicul

· Jurasicul inferior (Liasic) este cunoscut în sectorul Piatra Unică, fiind reprezentat prin şisturi marnoase şi calcare roşii de tipul faciesului de Adneth cu o bogată faună hettangiană-sinemuriană: Rhacophylites transilvanicus, Rhacophylites ürmösensis, Phylloceras cylindricum, Aegoceras althii, Aeritites bisulcatus, Aeritites rotiformis, Aeritites stelaris şi prin calcare roşii oolitice, feruginoase, respectiv calcare roşii şi plăci cu Spiriferina haueri, Rhynconella fissicostata, Entolium liassinum, resturi de Involuntina liassica.

· Jurasicul mediu ( Dogger – Aelenian şi Bathonian) este cunoscut numai în câteva puncte, sub formă de lambouri, reprezentat prin calcare fine , în plăci, uneori nisipoase sau calcare grezoase cu Posidonia opalina, Oppelia fisca, Terebratula dorsoplicata, Parkinsonia parkinsoni.

· Jurasicul superior – stratele de trecere de la Jurasicul mediu la cel superior sunt bogate în depozite silicioase. Astfel Callovianul-Oxfordianul cuprinde jaspuri negre, roşii şi verzi cu intercalaţii de şisturi argilitice silicifiate, siltite negricioase, gresii care conţin Belemnites subhastatus. Kimmeridgianul este alcătuit din calcare nodulare roşii, calcare fine roşii cu pete verzi, marnocalcare roşii slab nisipoase, calcare grezoase şi gresii calcaroase cenuşi. Aceste strate, cunoscute şi sub numele de “strate cu Achanticum” cuprind o bogată faună de Phylloceras zignodianum, Phylloceras polyplocum, mai multe specii de Lythoceras,Aepidoceras acanthicum, precum şi resturi de Saccocoma.

Cretacicul

· Tithonicul este asociat cu Neocomianul (Cretacic inf.). Depozitele sunt constituite din calcare masive, alb-gălbui sau cenuşiu deschis, pseudocolitice sau brecioase, calcare colitice roşii slab stratificate. Conţinutul în microorganisme alş acestor roci este destul de ridicat, întâlnindu-se alge calcaroase şi foraminifere ca Lamelleaptichus beyrichi, Lamelleaptichus mortiletti, Tintinopsella carpathica, Calpionellopsis thalmani, Calpionella alpina, Trocholina alpina, Trocholina elongata.

· Barremian - Apţianul sunt reprezentate prin calcare masive şi brecioase roşii şi cenuşii, conglomerate cu intercalaţii de şistoase aleformaţiunii de Wildfliesch. Aceste strate conţin orbitoline: Neohibolites ewaldi, Neohibolites minimus.

· Albianul reprezentat prin calcare şi calcare brecioase, conţin especiile: Hedborgella infracretacea, Hedborgella planispira, Hedborgella trochoidea, Valvulineria loetleri, Dorothia oxycona.

Cuvertura post tectonică este reprezentată prin depozitele Vraconian-Cenomaniene din Cretacicul superior. Aceste depozit econţin conglomerate şi microconglomerate în care sunt intercalate gresii şi marnoargile cenuşii cu Rotalipora greenhornensus, Rotalipora appeninica balernaensis, Rotalipora cushmani-turonica.

În bazinele intramontane ale Ciucului şi Gheorghenilor apar formaţiuni pliocene, reprezentate prin nisipuri, tufuri, aglmerate , gresii, argile cu impresiuni de plante şi cărbuni.

Cuaternarul este constituit din nisipuri grosiere, pietrişuri mărunte, depozite deluvial-pluviale care formează terase, conurile de dejecţie ale văilor principale, precum şi conurile de drohotiş din Hăghimaşul Mic (Ecem).

1.2.2.3 Formaţiunile eruptive

La sud şi sud vest de zona cercetată se află masivul Harghita rezultat al manifestaţiilor vulcanice neogene.

Munţii Căliman, Ghiurghiu şi Harghita constituie partea cea mai tânără a arcului vulcanic andezitic apărut pe crusta continentală a blocurilor transilvane şi panonice ca urmare a coliziunilor cu placa euroasiatică de la marginea estică a bazinului Wienei şi până la curbura Carpaţiilor.

Trăsătura cea mai caracteristică a acestui sector al arcului vulcanic constă în alcătuirea ssa din andezite. Activitatea s-a desfăşurat în două etape majore. Structurile născute în prima etapă au fost complet distruse de eroziune, iar materialul rezultat depus în condiţii subacvatice înpreună cu produse piroclastice sincrone şi un material epiclastic nevulcanic a dat naştere compartimentului structural inferior alcătuit dintr-o formaţiune vulcanogen – sedimentară.

Pe fundamentul constituit s-au ridicat suprastructurile generate în timpul celei de a doua etape de manifestări vulcanice reprezentînd compartimentul structural superior. (D. Rădulescu, Al. Vasilescu, S. Peltz şi M. Peltz).

În cadrul formaţiunii vulcanice D. Rădulescu (19) distinge următoarele secvenţe litologice:

1. Complexul vulcanogen – sedimentar are o alcătuire foarte variată. Depozitele sînt mărturii al unei activităţi îndelungate şi complexe şi nu un produs al unei singur moment exploziv. În cuprinsul lor au putut fi separate trei nivele foarte bine individualizate, în unele dintre ele participarea materialului detritic este evident. Fregmentele din aceste depozite sînt constituite din andezite amfibolice în cea mai mare parte dar şi piroxenice. Grosimea totală a piroclastitelor inferioare este de ordinul a 200–300 m.

2. Complexul andezitelor cu hornblendă brună este dezvoltat numai local. Acestea constituie forma principală dar li se adaugă şi forme cu olivină, forme bazaltoide.

3. Complexul andezitelor cu hornblendă este sincron, probabil în prima sa parte cu cel al andezitelor cu hornblendă brună, dar partea principală este ulterioară formării acestora.

4. Piroclastitele inferioare au aspecte foarte caracteristice. Ele sunt constituite din fragmente mari colţuroase (blocuri de andezite cu hornblendă verde şi mai rar cu hornblend brună). Acestea sunt prinse întro masă fundamentală fină, larg dezvoltată. Grosimea lor nu depăşeşte 100 m.

5. Complexul andezitelor cu hornblendă resorbită şi piroxen cuprinde forme intermediare între rocile anterioare cu hornblendă verde şi cele posterioare cu piroxen. Ele sînt larg dezvoltate.

6. Piroclastitele intermediare cu aspecte texturale asemănătoare acestora din primul nivel dar prezenţa piroxenilor în fragmentele de roci este caracteristică. Ele constitue întotdeauna nivele mult mai subţiri decît celelalte piroclastite,

7. Complexul andezitelor piroxenice cu forme bazaltoide conţinând hipersten, augit, uneori olivină reprezintă ultimul element principal al succesiunii. În cadrul lor intervine un nivel de piroclastite superioare.

Chimismul rocilor se încadrează în cea mai mare măsură în tipul de magmă cuarţ – dioritică, prezenţa altor tipuri fiind cu totul subordonată. Structurile generate sunt foarte bine conservate şi au aspectul unor strato – vulcani, În părţile centrale ale structurilor au fost identificate foarte frecvent înrădăcinările neckurilor sau corpurilor subvulcanice.

În zonele centrale ale aparatelor vulcanice se constată totdeauna efecte ale circulaţiei soluţiilor postvulcanice, caolinizarea şi sericitizarea în efecte deosebite. Apar şi roci metamorfozate cantonate numai în conductele aparatelor vulcanice şi în zonele din interiorul calderelor.

Determinările de vîrstă efectuate pentru andezitul cu hipersten din Munţii Harghita indică vîrsta de 3,92 mil. ani.

1.2.3. Evoluţia geologică şi tectonică a regiunii :

Evoluţia geologico – structurală şi tectonică a regiunii se încadreză în evoluţia de ansamblu a Carpaţilor Orientali. Descifrarea acestora ridică o serie de probleme extrem de complexe cu care sau ocupat numeroşi cercetători fără însă a ajunge la concluzie unică.

După D. Rădulescu (1970) masivul cristalin care este constituit din şisturi mezometamorfice şi epimetamorfice diferă ca timp de formare şi alcătuire geologică. Şisturile seriei mezometamorfice sau format independent de cele epimetamorfice, pe seama unor stive sedimentare detritogene, cu intercalaţii de produse vulacanice.

După cercetări litologice (Marcela Codarcea 1965-1967) relaţiile nemetamorfice dintre diferitele complexe stratigrafice, conţinutul microfloristic ( Violeta Iliescu, Marcela Codarcea, 1965) şi relaţiile stabilite ulterior dintre şisturile mezometamorfice şi cristalinul format mai tîrziu se pare că formaţiunile din care provin şisturile mezometamorfice aparţin în exclusivitate precambrianului mai ales proterozoicului inferior, iar transformarea lor în şisturile cristaline a avut loc în timpul unei faze proterozoice de cutare şi metamorfism.

Seriile epimetamorfice au luat naştere în cel puţin doua faze distincte. Peste soclul cristalin format anterior s-au depus transgresiv roci detritice în alternanţă cu formaţiuni vulcanogen sedimentare şi organogene, care la sfîrşitul proterozoicului au suferit un metamorfism de intensitate slabă, partea superioară a seriei mezometamorfice suferind un metamorfism regresiv.

În decursul etapei hercinice aceste formaţiuni sunt transformate în şisturi cristaline cu un grad de metamorfism farte apropiat de cel baikalian. Situarea noului moment metamorfic în timpul orogenezei hercinice este inpusă de faptul că peste produsele sale provenite din formaţiuni paleozoice, se dispun depozite triasice neafectate de metamorfism, conţinînd în bază orizonturi bazale conglomeratice, metamorfite hercinice remaniate (D. Rădulescu 1965). Dislocaţiile din timpul orogenezei hercinice duc la deplasarea blocurilor spre vest, dînd naştere la încălacrea formaţiunilor epimetamorfice de cele mezometamorfice.

La sfîrşitul paleozoicului sub efectul unor mişcări lente se produce transgresiunea verfeniană pînă liasic inferior când are loc o exondare datorită mişcărilor Kimmerice vechi. La sfîrşitul liasicului – începutul doggerului apele marine inundă din nou regiunea, menţinîndu-se pînă la sfîrşitul jurasicului. Ultimul ciclu barremian – abţian, duce la umplerea cuvetei Hăghimaş.

Structura regiunii se desăvîrşeşte în mai multe faze tectonice:

Orogeneza hercinică a cauzat suprapunerea inversată ale celor două serii metamorfice.

Orogeneza alpină nu a modificat esenţial aspectul structural al fundamentului cristalin, iar în terţiar cristalinul şi-a pierdut plasticitatea iar masa lui a fost supusă unor deformaţii rupt0urale, care au dat naştere unor falii transvsersale şi direcţionale. Aceste falii transversale normale au fragmentat zăcământul în mai multe blocuri, determinând aspectul structural actual al zăcămîntului.

Gh. Popescu (1971) studiind rocile metamorfice şi zăcămîntul Bălan susţine că seria de Tulgheş a fost formată pe seama rocilor mezometamorfice, fiind concordante cu acestea şi ocupând o poziţie mediană între mezoşisturile de Hăghimaş şi Bistriţa – Barnar. După acest autor s-ar putea vorbi de o intensă zonă de mezoşisturi care în timpul orogenezei alpine a fost supusă unor puternice deformări cu caracter direcţional, a căror intensitate maximă a fost în porţiunea mediană a zonei metamorfice. Soluţiile hidrotermane au pătruns în zonele deformate, şi au determinat retromorfismul intens al mezoşisturilor dîînd seria de Tulgheş. Caracterul iniţial mezometamorfic a fost şters şi a rezultat o structură a căror extremitate de est şi de vest păstrează caracterul iniţial mezometamorfic dar cu început de retromorfism.

1.2.4. Cercetări geologice în teren

Cercetările în faza de teren s-au extins cu privire specială asupra a trei perimetre.

1. – perimetrul carierei Franz Johann

2. – perimetrul Fagul Cetăţii est

3. – perimetrul galeriei transversane nr. 18 de pe valea Szabók

Aceste trei perimetre cuprind întreaga stivă de roci incluse în unitatea superioară a seriei de Tulgheş.

1.2.4.1. Perimetrul carierei Franz Johann

Mineralizaţiile din acest perimetru sunt reprezentate de o lentilă majoră de dimensiuni variabile (25-50 m) localizată în şisturi cuarţitice – cloritoase, cuarţite clorito – sericitoase. Toată carierea este săpată în secvenţa inferioară a seriei de Tulgheş 3, cuprinzând orizontul Bălan şi orizontul metatufurilor riolitice de Bălan, dar în adâncime se regăsesc şi orizonturile unităţii Tulgheş 2.

În cadrul orizontului Bălan minereurile stratiforme de pirit şi calcopirit sunt dispuse în mod constant în două nivele: nivelul inferior cu sulfuri şi nivelul superior cu sulfuri.

În carierea Franz Johann orizontul Bălan se prezintă în următorul mod:

Succesiunea începe cu o secvenţă bazală de roci detritice metamorfozate de circa 40 m grosime, constituită din şisturi sericito - cloritoase şi şisturi sericitoase uneori cu aspect filitic în care putem distinge rare intercalaţii subţiri alcătuite din şisturi sericito - grafitoase.

Urmează nivelul inferior cu sulfuri, o stivă cu grosimi de 20 – 70 m, în părţile superioare cu grosimi mai reduse constituit din şisturi cuarţitice cloritoase, cuarţite clorito – sericitoase şi şisturi sericito – cloritoase. Se întâlnesc frecvent diseminări slabe de pirit, mai rar de calcopirit. Succesiunea se continuă cu şisturi sericito – cloritoase cu intercalaţii de şisturi sericito – grafitoase şi şisturi sericitoase, uneori cu aspect filitic. Gorsimea lor valorează între 50-80 m.

Şisturile sericito – cloritoase sînt urmate de nivelul superior cu sulfuri, alcătuit din formaţiuni vulcanogen – sedimentare cu grosimi de 60-140 m care în carieră au un grosime de 50 m. Acest nivel este constituit în cea mai mare parte din roci cuarţoase şi cloritaoase cu care se asociează minereurile exploatate. Între bancurile de roci cloritoase – cuarţoase cu minereu se interpun şisturi sericito - cloritoase pe baza cărora se pot delimita în cadrul nivelului superior cu sulfuri două grupe de strate şi lentile clorito - cuarţoase cu sulfuri având poziţie stratigrafică bine precizată:

- grupul inferior constituit din două strate principale: inferior (1-10 m) şi superior (sub 30 m) în general bogat în minereu cuprifer.

- grupul superior reprezentat tot prin două strate clorito – cuarţoase cu sulfuri (30-40 m). Partea superioară reprezintă un banc de diseminări cu sulfuri în general discontinuu, uneori cu pirit şi calcopirit localizat în şisturi clorito – sericitoase, toate acestea aflându-se sub baza metatufurilor riolitice de Bălan, uneori lipite de aceste metatufuri riolitice.

Metatuful riolitic de Bălan se află în acoperişul nivelului superior cu sulfuri şi formează o fâşie de 15 – 20 m.

Pachetele de roci au planul principal de şistozitate orientat NNV – SSE cu căderi constante spre E, între 30-50 de grade. Spre nord orizontul Bălan se poate regăsi în numeroase lucrări minere pe cursul inferior al văii Ruţoc, în galeria Rozalia ( pe pîrîul Minei şi în tranaversale de acces Sipoş + 60.

Zăcământul, în acest perimetru, se prezintă intens cutat şi cu o alteraţie foarte înaintată. Pe lângă diseminaţiile de pirit şi calcopirit mai putem întâlni în asociaţie sfalerit şi galenit dar cu totul subordonat. Cariera se află în tona oxidică a zăcămîntului, în ea întâlnim un proces de limonitizare foarte intensă şi neominerale pe seama celor primare, ca bornit, covelin, calcozin, azurit şi subordonat malachit.

1.2.4.2. Perimetrul Fagul Cetăţii.

Mineralizaţiile cuprifere din zăcămîntul Fagu Cetăţii se reprezintă sub formă de lentile cu dimensiuni variabile şi sînt localizate în şisturi clorito – cuarţoase, care au deseori caracter filitos. Acestea aparţin seriei de Tulgheş care are în cuprinsul său şisturi cu caracter predominant sericitos, care constituie filite, şisturi grafitoase şi roci porfirogene.

Rocile ce alcătuiesc acest perimetru aparţin orizontului Valea Băilor din unitatea Tulgheş 3 care, se prezintă în felul următor: în partea inferioară se află o stivă de roci constituite predominant din şisturi sericito – cloritoase, peste care se dispune orizontul cu sulfuri de Valea Băiilor cu diseminări interceptate de la adîncimi mai mari de unele lucrări miniere şi forare.

Peste orizontul cu sulfuri de Valea Băiilor se dispune o alternanţă de şisturi sericito – cloritoase uneori cuarţite cu şisturi sericitoase cenuşii, slab grafitoase.

Orizontul cu sulfuri Fagul Cetăţii se dispune peste pachetele de roci menţionate anterior avînd importanţă majoră în activitatea intreprinderii Miniere Bălan. Corespunde aliniamentului cu minereu cuprifer situat sub metavulcnitele riolitice de Szedloka, exploatat în Mina Fagul Cetăţii. Se disting mai multe lentile strat de minereu diseminat şi în benzi separate prin şisturi sericito – cloritoase.

Intercalarea metavulcanitelor riolitice de tip Szedloka în orizontul cu sulfuri se datoreşte unei dedublări tectonice prin dislocaţii direcţionale falia Szabó (H. Kratner, 1986).

Rocile ce alcătuiesc acest perimetru au planul de şistozitate NNW – SSE cu căderi spre E.

Seria de Tulgheş se plasează într-o situaţie inferioară în raport cu formaţiunile seriei de Hăghimaş – Rarău, fapt interpretat de cei mai mulţi cercetători ca o situaţie tectonică (pînză). După unii însă, această situaţie este consecinţa procesului de retromorfism, care a afectat diferenţiat o arie de şisturi mezometamorfice (C.Gh. Popescu 1974).

În zăcămîntul Fagul Cetăţii corpurile de minereu au caracter lenticular cu lungimi în jur de 200-300 m şi grosimi cuprinse între 2-5 m. Practic lentilele sînt concordante cu planul de şistozitate, avînd orientare N 15^o - 48 ^o W şi căderi spre E, cu unghiuri cuprinse între 50^o -60^o. Pe direcţie lentilele se efilează trecând treptat prin porţiuni cu caracter de diseminări la rocile gazdă – şisturile cuarţitice-cloritoase. Uneori lentilele se termină în falii, marcate de oglinzi de fricţiune. Spre culcuş sau acoperiş trecerea de la lentile la rocile înconjurătoare se face de obicei prin minereu diseminat, intercalaţii de mică grosime găzduite de aceleaşi şisturi.

Intervalul mineralizat , care constituie zăcământul Fagul Cetăţii este reprezentat printr-un aliniament principal ce se extinde pe cca. 4,5 km între pârâul Băilor (pârâul Minei) şi cotul Oltului înainte de Sândominic, şi un al doilea aliniament mai restrâns spre vest de 100 m.

În cadrul aliniamentului principal au fost delimitate peste 20 corpuri lenticulare, având dispunere verticală. Aliniamentul principal este compartimentat de fracturi transversale pe structură în trei segmente dintre care cel din mijloc este cel mai important. El este flancat la nord de o falie transversală situată la cca. 2,3 km S de pârâul Băilor, cu cădere de 60⁰ N , iar la sud este delimitat de asemenea de un sistem faliat transversal aflat la cca . 2,7 km de pârâul Băilor , cu cădere de 45⁰ S.

Volumul principal al stivei de şisturi epimetamorfice din regiunea Bălan este constituit din roci de provenienţă detritică, reprezentate prin şisturi sericito-cloritoase şi şisturi sericitoase mai mult sau mai puţin cuarţoase. În această stivă se intercalează la mai multe nivele asociaţii litologice caracteristice acestui perimetru, reprezentate prin cuarţite negre, grafitoase, cuarţite cu sericit, şisturi grafitoase, roci vulcanice metamorfozate (metavulcanite acide) metabazite, roci vulcanice nemetamorfozate – lamprofire si în apropierea suprafeţei aglomerării andezitice.

1.2.4.3. Perimetrul Galeria transversală nr.18

( Pârâul Szabók)

În acest perimetru mineralizaţiile pirito-cuprifere se prezintă lenticular şi sunt mult inferioare celor din Fagul Cetăţii. Mineralizaţiile sunt localizate în şisturi clorito-cuarţoase sau cuarţo-clorito-sericitoase cu caracter filitos. Rocile care apar, reprezintă secvenţa superioară a unităţii Tg. 3, apărând în acest perimetru la partea superioară a orizontului Valea Băii reprezentat prin şisturi sericito-cloritoase cu slabe diseminări de pirită şi calcopirită, după care urmează orizontul metatufurilor riolitice de Szedloka (A) şi orizontul Arama Oltului (B).

A. Această unitate litostratigrafică este caracterizată prin predominanţa metavulcanitelor riolitice de Szedloka şi prin asocierea acestora cu matabazite de Szedloka. Limita superioară a fost considerată deasupra cuarţitului de Szabó, iar cea inferioară sub bancul inferior de metavulcanite riolitice. Metabazitele nu reprezintă un element reper. Ei au caracter intrunziv, cu aspecte structurale relicte şi cu poziţie inconstantă în coloana litologică. Putem recunoaşte următoarea succesiune: în bază metatuful riolitic de Szedloka, ocupând deseori cea mai mare parte din grosimea totală ( 60 m) a orizontului Szedloka. Local se disting intercalaţii de şisturi sericitoase sau sericito-cloritoase, uneori feldspatice. Grosimea acestui element variază de la nord – unde are o tendinţă de reducere, de efilare – la sud unde se remarcă o grosime mare a matavulcanitelor. Peste aceste metatufuri avem o alternanţă de şisturi sericito – cuarţoase, feldspatice, şisturi sericito –cloritoase, cuarţite albe sau verzui şi local nivele subţiri de metavulcanite riolitice. Apar frecvent diseminări cu pirită şi limonitizări. De aici s-ar putea da numele de “Orizontul cu sulfuri Szedloka”. Peste acesta apare cuarţitul de Szabó constituit din cuarţite albe cu sericit, uneori feldspatice, local cu slabe diseminări de pirită. Afloreză în ambii versanţi al văii Szabó.

B.Orizontul Arama Oltului reprezintă partea superioară a succesiunii Bălan. El este delimitat tectonic spre partea superioară de planul de şariaj al pânzei de Rarău , iar la partea inferioară de cuarţitul de Szabó. Este constituit predominant din şisturi sericito-cloritoase, cuarţoase în care se intercalează nivele cuarţitice, sericito –grafitoase şi şisturi cu diseminări de pirită.

Partea inferioară a orizontului Arama Oltului este constituit din şisturi sericito-cloritoase cuarţoase în care se intercalează frecvent şisturi sericitoase cenuşii slab grafitoase.

Urmează “orizontul” cu sulfuri Arama Oltului constituit din şisturi sericito- cloritoase cuarţoase în care se intercalează 2-4 m nivele de şisturi cu diseminări de pirită, local calcopirită .

Urmează un banc de şisturi verzi cu albit, asociat cu cuarţite albe sericitose şi roci albe cuarţo-feldspatice. Acest banc este acoperit de un pachet monoton de şisturi sericito-cloritoase cuarţoase slab diseminat, iar la părţile superioare avem de a face predomionant cu cuarţite care aflorează în cursul superior al Văii Szabó.

Planul principal de şistozitate este orientat NNV-SSE dar întâlnim căderi vestice în apropierea faliei Szabó, după care căderile devin estice depărtându-se de această falie.

Minereul pirito - cuprifer se prezintă sub forma de lentile care sunt concordante cu şistozitatea având orientarea N 20⁰- 45⁰V şi căderi V sau E.

În adâncime, lentilele se efilează. Zona este intens tectonizată, faliată.

Din punct de vedere petrografic întâlnim şisturi cuarţo-sericitoase, sericito-cloritoase, sericitoase, cuarţite, metabazite şi roci porfirogene. Rocile porfirogene prezintă un aspect diferit de cele prezente în perimetrele Fagul Cetăţii şi cariera Franz Johann. Aceste roci porfirogene sunt mult mai masive şi sunt asemănătoare cu cele de pe pârâul Magasbükk.

Vedere dinspre mezozonă către Arama Vedere de pe Vf. Hăşmaşul Mare

Oltului către Fagul Cetăţii

Perimetrul carierei Franz Johann

1.2.5. Consideraţii petrografice

1.2.5.1. Roci detritice matamorfozate

Aceste roci sunt cele mai răspândite în regiune, s-au format pe seama depunerilor pelitice de pe fundul geosinclinalului proterozeic superior – cambrian, şi au fost metamorfozate într-o etapă târzie paleozoică.

a)Cuarţite cloritoase masive

Sunt localizate mai ales în partea sud-vestică a perimetrului Fagul Cetăţii , în versantul drept al pârâului Vărsăroaia. Componentul principal este cuarţul fin granular asociat cu o cantitate apreciabilă de clorit , tot aşa de mărunt cristalizat.

b)Şisturi cuarţitice-cloritoase

Sunt rocile gazdă ale mineralizaţiilor, au aceaşi constituţie mineralogică ca şi cuarţitele cloritoase masive dar sunt mai bogate în clorit ( până la 50%) şi prezintă şistozitate pronunţată.

Aceste tipuri de roci pot avea mai multe varietăţi ca:

- fără sulfuri

- cu diseminări fine de pirită

- cu benzi subţiri de pirită şi calcopirită

- cu porfiroblaste sau benzi de carbonat

- uneori minerale de magnetit sau hematit

Ambele tipuri de roci cuarţitice –cloritoase prezintă două aspecte structurale de bază:

- structura izogranulară, când roca este formată dintr-o masă omogenă mărunt cristalizată, cu textură şistoasă –deseori masa cuarţoasă prezintă recristalizări locale.

- structura heterogranulară, când într-o masă cuarţo-cloritoasă fin cristalizată cu textură masivă sau şistoasă sunt dispuse granule mai mari de cuarţ.

H.KRAUTNER şi GH.POPA ( 1972) presupun depunerea unor granule detritice de cuarţ concomitent cu precipitarea gelului silicios din care , în urma metamorfismului regional a rezultat masa cuarţo-cloritoasă mărunt cristalizată. În cadrul zăcământului Fagul Cetăţii aceste roci au răspândire în orizonturile + 690, + 640 , +790.

c)Şisturi cloritoase

În aceste roci componentul principal este cloritul având o pondere până la 50% din masa rocii, alături de cuarţ formând benzi paralele, dând şistozitatea rocii. Ca varietăţi putem aminti şisturi cloritoase cu carbonat, şisturi cloritoase cu sulfuri diseminate sau cu cristale idiomorfe de magnetit, cu pondere mare în orizonturile +640,+690 din perimetrul Fagul Cetăţii.

d.)Şisturi cloritoase cuarţoase cu albit. Aceste roci prezintă o masă cloritoasă –cuarţoasă fin cristalizată în care sunt prezente porfiroblaste de albit şi cristale idiomorfe de magnetit sau pirită. Deseori în porţiunile de cuarţ mărunt cristalizat se observă prezenţa unei dispersii foarte fine, pulbere de oxizi de fier. Aceste roci sunt răspândite mai mult în culcuşul zăcământului, identificabile în orizontul +640.

e.)Şisturi cuarţitice sericito-grafitoase. Sunt răspândite mai ales în culcuşul zăcământului, sau sunt prezente ca roci de acoperiş intercalate între rocile porfirogene şi zonele de mineralizaţie. Văzute la microscop prezintă structură granolepidoblastică, formate din cuarţ asociat cu grafit. Proporţia între sericit şi grafit variază, înclinând în favoarea sericitului. Deseori aceste roci au caracter filitos, caracterizate prin cristalizarea foarte fină a constituenţilor şi prin şistozitatea accentuată.

f.)Şisturi cuarţitice sericito –cloritoase. Sunt roci destul de răspândite atât în adâncime – oriz.+690,+640 – cât şi la suprafaţă. Aceste şisturi găzduiesc şi mineralizaţii pirito-cuprifere. Cuarţul este componentul principal având un aspect grăunţos, prezentând uneori extincţie ondulatorie. Sericitul este mineralul care le deosebeşte de celelalte roci descrise anterior. Sericitul apare sub formă de solzi paiete fine adunate în benzi paralele.

g.)Şisturile cuarţitice sericitoase. Sunt prezente atât în culcuşul cât şi în acoperişul mineralizaţiilor. Sunt deosebit de dezvoltate în sudul perimetrului în orizontul Arama Oltului dar şi în zonele nordice a regiunii pe văile Şipos şi Virgó. Aceste roci se caracterizează prin prezenţa unei cantităţi mai însemnate de sericit, procentajul sericitului putând ajunge la 50%. Cuarţul se prezintă prin granule mai larg dezvoltate. Aceste granule sau acumulări de granule sunt înconjurate de paiete fine de sericit. Paietele de sericit sunt dispuse paralel între ele, pe planele de şistozitate dând textura rocii. Conţin de mai multe ori diseminaţii de pirită. Uneori pot prezenta aspect filitic, având granulaţie fină şi şistozitate accentuată.

h.)Şisturi sericitoase. Şisturile sericitoase au o răspândire destul de largă în orizonturile +790,+740,+690 din perimetrul Fagul Cetăţii precum şi pe valea Szánduj, văile Jindieşul de Sus şi de Jos. Sunt roci în care cantitatea de sericit este prezent peste 50% din masa rocii. Paietele fine colorate în verde pal, adunate în benzi şi fâşii alternează cu benzile de cuarţ mărunt cristalizat, sau formează mase compacte. Şi în aceste roci pot fi prezente cristale de pirită diseminate (oriz.+690+,+740).

În cele mai multe cazuri carbonaţii reprezentaţi prin ankerit şi siderit au rol accesoriu în masa şisturilor , doar uneori formează acumulări masive, în acest caz fiind separate ca:

i.)Roci carbonatice. Constituite din porfiroblaste de carbonaţi prinse într-un fond cloritos, cum s-au întâlnit în orizonturile +790,+740,+690 –sau constituite dintr-o masă carbonatică –cuarţoasă aproape izogranulară, prezentând şi plaje de clorit probabil rezultatul substituirii biotitului cu clorit. În urma acestor substituiri se observă depuneri de minerale opace. Cuarţul se prezintă sub două forme :mediogranular şi microgranular – poate fi prezent şi feldspatul în toată masa rocii reîntâlnându-se sericitul. Carbonatul prezent în diferite cantităţi s-a putut forma prin înlocuirea parţială sau totală a granulelor de feldspaţi.

j.)Şisturi sericito-cloritoase. Au o răspândire mai însemnată în zona pârâului Szabók şi în cariera Franz Johann (nivelele inferioare). În Fagul Cetăţii ele se prezintă rar datorită unor dominări de cuarţ –sericit, cuarţ –feldspat. Şistozitatea este evidentă la aceste roci, benzile alternante de sericit şi clorit dând textura rocii. Sericitul apare în cantitate mai mare ca cloritul.

k.)Şisturi grafitoase. Aceste roci sunt răspândite mai ales în culcuşul zonelor de mineralizaţie. Mineralogic sunt alcătuite din cuarţ, sericit, clorit, grafit. Grafitul are caracter lamelar, sau formează pulbere. Lamelele de grafit dau textura şistoasă a rocii, uneori în şisturile grafitoase se intercalează cristale mici, idiomorfe sau vinişoare de pirit. Cu toate că în cadrul zăcământului de obicei apare în partea inferioară a lentilelor de sulfuri, sunt cazuri în care se află în partea superioară sau chiar ambele părţi ale zonelor cu sulfuri.

1.2.5.2. Metavulcanite

Metavulcanitele riolitice se află intercalate concordant în formaţiunile metamorfice, în cadrul cărora constituie orizonturi reper. Ele sunt privite drept produse extruzive ale unui vulcanism riolitic. În această accepţiune numărul nivelelor litostratiografice cu metavulcanite riolitice (roci porfirogene) corespunde numărului de faze de erupţie vulcanică. Ele se dispun în general la 15-20 m deasupra zonei mineralizate (Fagul Cetăţii şi Franz Johann) sau reprezintă acoperişul unor pachete de roci detritice metamorfozate. Aceste roci au caracter cuarţo-feldspatic. Se observă structuri porfirice, relicve de cuarţ şi feldspat într-o masă fină recristalizată şi constituită din cuarţ, albit, sericit. Fenocristalele relicte sunt adesea sparte şi invadate de mobilizări de cuarţ metamorfic, alteori sunt complet sfărâmate şi recristalizate. Fenoblastele relicte de cuarţ conservă uneori figuri de coroziune magmatică. Fenoblastele relicte de feldspat sunt reprezentate prin albit şi feldspat potasic, feldspaţii plagioclazi prezentând macle după legea Karlsbad şi albit.

Studiind rocile porfirogene Gh. Popescu (1974) atrage atenţia asupra prezenţei concreşterilor mirmekitice sub formă de relicte de oligoclaz. Aceste relicte după autor , indică faptul că porfirogenele provin din retromorfozarea unor roci granulare de tip gnaisic.

1.2.5.3. Metabazite

Metabazitele sunt produse ale unui magmatism bazic şi apar în formaţiunile seriei de Tulgheş, cu poziţii variabile, interceptate de numeroase foraje cât şi la suprafaţă ( la Szedloka şi metagabbrouri la Nagyvölgy feje). Pentru a cunoaşte proprietăţile, fenomenele de alterare şi transformare pe care le prezintă corpurile magmatice bazice prezente în zona Bălan, prezentăm aflorimentul (de fapt cariera) de la Nagyvölgy feje, cariera săpată în gabbrouri metemorfozate. Cariera se află la Sîndominic, într-un loc unde Oltul se coteşte şi valea devine strâmtă, probabil tocmai din cauza durităţii şi rezistenţei acestor corpuri gabbroide aflorate în versantul stâng al văii Oltului, dar care se regăsesc şi pe versantul de dincolo de Olt. Cariera este săpată în metagabbrouri la contact cu şisturi cristaline epimetamorfice aparţinătoare seriei de Tulgheş şi se prezintă în următorul fel:

- la centru putem distinge o zonă neafectată care lateral trece spre o zonă mai alterată (zona A)

- la periferie se recunoaşte o culoare mai deschisă a rocii, ce indică o alteraţie mai avansată.

Zona A : are o lăţime de circa 50 m şi este străbătută de filonaşe hidrotermale de cuarţ cu orientare NE-SV şi căderi spre est cu unghiuri între 45⁰-90⁰ dar uneori 90⁰ (N66⁰V/48⁰NE). Aceste filoane reprezintă un sistem de fisuri – fracturi de la câţiva milimetri grosime până la 30 cm, mineralizate cu cuarţ, carbonaţi ( calcit) şi clorit. Se mai observă un sistem de fisuri care străbate pe prima şi sunt orientate N-S. Aceste filoane au o zonă de influenţă de 5-10 cm. Primul sistem de filoane este de o primă generaţie, deoarece aceasta a fost antrenată, deplasată, străbătută de cel cu orientare nord-sudică. Spre zonele marginale se observă că roca este afectată mai tare de filonaşe ce o străbat, tectonizarea fiind mai puternică în aceste părţi periferice.

Zona B : urmează după o falie de orientare N80⁰V/85⁰NE şi este intens alterată, tectonizată. Brecifierea acestei părţi s-a produs ulterior procesului hidrotermal care a depus filoanele, deoarece acestea sunt antrenate şi ele în acest proces de brecifiere. Filoanele sunt fracturate, observându-se filoane de cuarţ şi de asemenea fragmente de cuarţ filonian în masa metagabbroică brecifiată tectonic. Spre vest ieşind din zona gabroică avem şisturi cristaline şi perfiroide, dar contactul nu se observă. Probabil filoanele de cuarţ hidrotermal străbat şi şisturile cristaline epimetamorfice. S-a observat că în versantul drept al Văii Oltului se continuă “dyke-ul” de gabbrou metamorfozat, având structură gabbroică tipică. Roca macroscopic se prezintă de culoare închisă, duritate mare, aspect masiv, spărtură netedă. La microscop, putem determina un gabbrou neafectat, cu structură holocristalină şi textură masivă, care din punctul de vedere a constituţiei prezintă feldspaţi plagioclazi, carbonaţi (calcit), epidot, leucoxen, accidental granule de cuarţ xenomorf şi apatit ca mineral accesoriu, biotitul fiind format secundar printr-o metasomatoză potasică şi incipient cloritizat, formându-se hidroxizi de fier. La un gabbrou slab metamorfozat se observă biotitul hidrotermal pe fisuri, clorit hidrotermal, carbonatul calcic dar şi alterarea feldspaţilor –sericitizare, epidotizare. La roca mai intens transformată se observă bine fenomenul de biotitizare explicat prin metasomatoza rocii. Aici creşte intensitatea procesului de cloritizare, feldspaţii sunt mult mai afectaţi şi se poate aprecia că biotitul este format ulterior fenomenului cloritizării, la o afectare şi mai avansată de procesul metamorfismului şi o hidrotermaliazare intensă se observă agregate de actinot fibros-acicular asociate de granule de epidot şi zoisit. Aici apare feldspat relict în masa mineralelor de neoformaţie şi calcit. Acest corp s-a semnalat şi din Valea Szedloka respectiv Kurta. Pentru obţinerea unor date precise cu privire la originea, extinderea, importanţa din punct de vedere a contextului geologic referitor la acest corp, este nevoie de un număr de lucrări şi măsurători, precum şi analize foarte mari, care ar constitui tema unei alte lucrări, în care reprezentarea acestor roci să fie mult mai bine puse la punct.

1.2.5.4. Roci magmatice ( nemetamorfozate )

Aceste tipuri de roci sunt reprezentate prin lamprofire şi aglomerate andezitice .Ele pot fi întâlnite numai în perimetrul Fagul Cetăţii.

a.Lamprofire

Lamprofirele apar sub formă de filoane discordante şi rar concordante, de grosimi variabile. Sunt roci de culoare închisă: neagră sau cenuşie cu tente verzui. Au structură porfirică cu fenocristale mari prinse într-un fond microcristalin, prezentând diferite stadii de alterare. Mineralogic sunt alcătuite din feldspaţi plagioclazi, piroxen augitic, amfibol, biotit, mai rar olivină – ca minerale accesorii: magnetit, pirit, calcopirit, apatit. Fenocristalele de augit, amfibol (reprezentat de hornblenda brună), barkevikit, biotit plagioclaz şi olivină apar pe un fond microcristalin alcătuit din plagioclaz, augit, amfibol mărunt cristalizat şi biotit lamelar. Lamprofirele în general sunt alterate, la microscop mineralele iniţiale se recunosc de multe ori numai după contur. Plagioclazul este sericitizat, augitul este transformat parţial în clorit, clorit şi calcit cu separaţiuni opace. Amfibolii prezintă substituiri asemănătoare, precum şi transformări în biotit. Biotitul este cloritizat, olivina este în întregime ocupat de serpentin şi carbonat.

b.Aglomerate andezitice

Aceste roci apar în sudul şi sud-vestul perimetrului Fagul Cetăţii, sub formă de petece mici, pe culmile mai puţin înalte şi sunt depuse peste depozite pliocene interceptate de foraje. Ele sunt produsul vulcanismului neogen din lanţul Călimani-Harghita, fiind alcătuite dintr-o alternanţă de roci piroclastice depuse într-un mediu subacvatic. Elemente constitutive sunt diferitele tipuri de andezite. Sunt rulate, rareori colţuroase. Masa de legătură este tufogenă, friabilă, deseori prezintă transformări secundare: limonitizări , sericitizări . Aceste petece au o grosime de 40-150 m, grosimea lor medie fiind de 70 m.

1.2.5.5. Roci sedimentare

Roci sedimentare propriu –zise nu se găsesc în perimetrele cercetate, avem doar depozite aluvionare, cu răspândire limitată, formând o fâşie îngustă de 100-200 m şi adâncime medie de 50 m. În perimetrul Fagul Cetăţii aceste depozite aluvionare au direcţie E –V, traversând perimetrul, putând fi urmărite la suprafaţă. La suprafaţă prezintă un relief asemănător celui de cuarţ, datorită blocurilor mari de calcar, prinse în aluviuni. Aceste sedimente de vârstă pliocenă sunt formate din bolovănişuri şi pietrişuri slab cimentate, din blocuri semirulate şi rulate de calcare, gresii şi şisturi mezametamorfice.

1.2.6. Consideraţii structural–texturale şi caracteristicile mineralogice ale minereului

Minereul este alcătuit în mod constant din asociaţia sulfuri – cuarţ – clorit. Sulfurile care reprezintă utilul participă în procente variabile la alcătuirea minereului. În perimetrul Fagul Cetăţii sulfurile sunt dominante în tipul compact de minereu, ajungând la cca. 80 % şi au o participare subordonată în minereul cu caracter diseminat ( 10-20%). Ambele tipuri de minereu se dispun concordant cu planul de şistozitate al rocilor gazde. În perimetrul Franz Johann participarea majoră prezintă minereul cu caracter diseminat, subordonat este prezent şi minereul masiv ( 10%) . În toate cazurile dispunerea minereului se prezintă concordant cu şistozitatea rocilor gazde. În perimetrul galeriei transversale nr.18 minereul pirito - cuprifer este prezent sub formă de diseminaţie. Din punct de vedere al formei şi dimensiunii granulelor, structura minereului este dominată de caracterul porfiric idiomorf sau xenomorf al granulelor de pirit, cuprinsă într-o masă mai mărunt cristalizată alcătuită din calcopirit şi subordonat blendă, galenă + granule mici de pirit rezultate din zdrobirea granulelor mari. Gradul de idiomorfism este dependent de tipul de minereu. În minereul cu caracter compact mineralul majoritar este pirit, care prin dimensiunile granulelor lui, prin varietăţile morfologice şi prin relaţiile de concreştere cu ceilalţi compuşi minerali imprimă caracteristicile structural-texturale ale mineralizaţiei. Astfel în minereul masiv granulele de pirită rareori cu caracter enhedral, de obicei sunt anhedrale, fiind fisurate şi fragmentate, prezentându-se ca aglomerări cu nuclee mai larg dezvoltate în jurul cărora apar granule mici, satelite provenite din “exfolierea“ cristalelor zonate în procesul de zdrobire, milonitizare, la care a fost supus minereul. O atenţie deosebită trebuie acordat formelor ovoidale de piritoedru. Aceste forme ovoidale sunt considerate drept indici ale caracterului metamorfozat al minereului. Piritoedrii alcătuiesc agregate poligranulare , în jurul lor apărând microgranule. În minereul diseminat granulele de pirită îmbracă în mod constant forme enhedrale şi se prezintă mai larg dezvoltate. În acest caz este vizibil şi orientarea granulelor de pirită în raport cu şistozitatea marcată de dispunerea lamelelor de clorit. Un mod mai puţin frapant de prezentare a minereului este cel cu caracter filonian. Rareori depăşesc filoanele grosimi de câţiva centimetri şi atunci ele sunt dominate de prezenţa cuarţului alb lăptos. Cel mai frecvent observăm filonaşe de grosimi milimetrice până la centimetrice alcătuite din cuarţ-clorit şi calcopirit, care întretaie benzile de minereu rubanat. Acest tip de minereu este singurul în care pirita nu participă decât în mod accidental. Texturile minereului sunt texturi orientate. În minereul diseminat caracterul orientat al granulelor de pirită este evident şi din alternanţa zonelor mai piritoase cu cele de gangă rezultă textura rubanată. În minereul masiv întâlnim texturi granulare orientate.

Din punct de vedere mineralogic, minereul este alcătuit din următoarele minerale:

1.2.6.1. Cariera Franz – Johann

Mineralele principale care participă la alcătuirea minereului sunt :

- Metalice:

- Pirită

- Calcopirită (cantităţi inferioare)

- Minerale formate pe seama calcopiritei: calcozin, bornit, subordonat covelin

- Nemetalice:

- Cuarţ

- Clorit

Minerale subordonate :

- Metalice:

- Blendă

- Galenă

- Magnetit

- Hematit

- Tetraedrit

- Nemetalice:

- Feldspaţi

- Carbonaţi

- Grafit

- Apatit

1.2.6.2. Fagul Cetăţii

Minerale principale :

- Metalice:

- Pirită

- Calcopirită

- Nemetalice:

- Cuarţ

- Clorit

Minerale subordonate :

- Metalice:

- Blendă

- Galenă

- Magnetit

- Arsenopirit

- Tetraedrit

- Cosalit

- Nemetalice:

- Sericit

- Feldspaţi

- Carbonaţi

- Grafit

- Stilpnomelan

- Apatit, zircon, baritin

1.2.6.3. Galeria transversală nr.18

Minerale principale :

- Metalice:

- Pirită

- Calcopirită

- Nemetalice:

- Cuarţ

- Clorit

- Sericit

Minerale subordonate :

- Metalice:

- Blendă

- Galenă

- Magnetit

- Tetraedrit

- Nemetalice:

- Feldspaţi

- Grafit

- Stilpnomelan

- Apatit, sfen ( titanit )

1.2.6.4. Minerale metalice

Pirita

Se prezintă într-o varietate largă de forme şi dimensiuni, imprimând datorită frecvenţei sale ridicate şi datorită caracteristicilor lui structurale, caracterul structural şi textural al minereului. Deşi granulele enhendrale (cub şi piritoedru) pot să sugereze o participare dominantă în alcătuirea minereului, el are o participare numai de 35% în Fagul Cetăţii şi 45% în cariera Franz Johann. S-a observat o dependenţă a morfologiei piritei de parageneza în care apare. Astfel în cazul asocierii cu calcopirită + alte sulfuri şi sulfosăruri, granulele de pirită sunt în procent de cca. 50% piritoedru şi doar cca. 10% cuiburi, restul de 40% fiind forme anhedrale. Când pirita apare împreună cu cuarţul şi alte minerale fără participarea semnificativă a celorlalte sulfuri, cristalele de pirită au forma de cub şi subordonat piritoedru. Relaţiile fiziografice dintre pirită şi celelalte minerale cu care se asociază, indică ulteriotatea lui. Se pot observa cristale mari de pirită zdrobite, cataclazate şi recimentate de calcopirit, galenă, blendă, uneori cuarţ. Din punct de vedere a dimensiunii granulelor şi gradului de fragmentare se observă că minereul compact pirita este mai intens cataclazată şi prezintă frecvent situaţii de exfoliere, rotunjire, cu microgranule satelite în jurul granulelor larg dezvoltate. În situaţia minereului diseminat granulele au o invidualitate clară, sunt frecvent echigranulare, prezintă doar o fisurare incipientă .

Calcopirita

Este mineralul cel mai important din punct de vedere economic. Apare în masa minereului sub formă de plaje multigranulare, având dimensiunile granulelor submilimetrice. Este intens concrescut cu clorite şi cuarţ. Cu pirit se află în raport de succesiune, de multe ori recimentând granulele zdrobite de pirită. Probabil datorită mobilităţii mari sub efectul variaţiei de temperatură şi presiune din timpul metamorfismului calcopirita se plasează pe fisurile cristalelor de pirită. În calcopirită întâlnim incluziuni de blendă orientate sau neorientate (dezamestec izomorf). Un fenomen destul de răspândit care se poate observa mai ales în perimetrul Franz Johann şi dealungul liniilor tectonice, este procesul de transformare a calcopiritei în minerale secundare : calcozin –covelin-bornit .

Calcozinul

Este produsul transformării a calcopiritei, transformare ce poate fi totală sau parţială, când există o zonă de calcopirită înconjurată inelar de mineralul secundar. Mineralul secundar formează un dezamestec calcozin –covelin, cunoscută sub denumirea de neodigenit.

Bornitul

Apare mai rar, sub formă de plaje de culoatre roz caracteristic. Prezintă structuri de dezamestec, structuri în reţea caracteristică mai ales în cazul excesului de calcopirită în fazele incipiente de transformare. În zonele apropiate de suprafaţă mai ales dealungul fracturilor, în părţile nordice ale perimetrului Fagul Cetăţii şi la suprafaţă, în cariera Franz-Johann se pot întâlni limonitizări, mase stalactitice de malachit sau cristale mici formând druze de azurit.

Blenda

Se întâlneşte subordonat în minereu. Cristalele au forme şi dimensiuni variabile, cel mai frecvent prezentându-se în cristale xenomorfe asociate cu pirită şi calcopirită. Poate conţine incluziuni de pirită şi calcopirită, de multe ori orientate, reprezentând structuri de dezamestec.

Galena

Se întâlneşte ca şi blenda, subordonat, mai ales în părţile nordice ale perimetrului Fagul Cetăţii şi în cariera Franz Johann, unde are o frecvenţă mult mai mare. Se prezintă sub formă de granule mici, neregulate, asociată cu calcopirită, blendă, pirită, iar dintre mineralele de gangă mai ales cu cuarţ sau carbonat.

Magnetitul

Se întâlneşte ca cristale idioforme, cu dimensiuni între 0,1 – 0,2 mm, orientate paralel cu şistozitatea. Este diseminată între agregate de clorit împreună cu hematitul. De multe ori în jurul cristalelor de magnetit se observă o zonă îngustă “umbră de presiune” alcătuită din cuarţ fibros sau clorit. Prezenţa magnetitului indică stabilirea temporară a unor condiţii slab oxidante în timpul depunerii minereului.

Tetraedritul

Apare sporadic, sub formă de cristale mici, allotriomorfe, în asociaţie cu blendă şi galenă.

Mispichelul ( arsenopirit)

S-a întâlnit sporadic în minereul masiv, în asociaţie cu pirită şi calcopirită.

1.2.6.5. Minerale nemetalice

Cuarţul

Este cel mai important mineral de gangă din punct de vedere cantitativ. Sub aspect morfologic şi a dimensiunilor întâlnim :

- Cuarţ mărunt cristalizat:ristalele microgranulare de cuarţ împreună cu sericit sau clorit formează masa rocii.

- Cuarţ medio–granular: care se dispune pe fisuri mai mari sau formând benzi se alternează cu benzile de sericit, uneori umple golurile rămase în urma substituirii feldspaţilor împreună cu sericitul, mai formează cuiburi în jurul fenoblastelor de feldspaţi.

- Cuarţ larg dezvoltat:cu extincţie ondulatorie şi cu aspect de fenoblast, dispuse insular sau formând aglomerate. Ca formă ele sunt rulate şi cu marginile dinţate. Probabil aceste fenoblaste de cuarţ provin din materialul iniţial şi reprezintă cuarţ de generaţia I.

Cloritul

Imprimă rocii culoarea verde şi textură şistoasă: Se prezintă sub mai multe aspecte:

- Cristale foarte fine, intim concrescute cu cuarţul mărunt cristalizat, dispersate în masa cuarţoasă.

- Cristale mai mari, lamelare, adunate în benzi sau şuviţe care determină textura şistoasă a rocii formând agregate (uneori prezente pe seama biotiului)

În masa cloritelor uneori se poate observa zirconiu cu aureolă pleocroică, rutil şi sfen. Rutilul se poate considera mineral martor pentru provenienţa cloritelor, adică prin înlocuirea unor biotite din rocile premetamorfice ( Popescu , 1974 ).

Sericitul

Se întâlneşte frecvent sub formă de paiete fine, adunate în benzi, orientate concordant cu planul principal de şistozitate, sau dispersate în masa rocii, uneori însă apare sub formă de cuiburi sau agregate dispuse printre microgranule de cuarţ şi carbonaţi. Uneori benzile de sericit sunt încărcate cu pigment grafitos.

Carbonaţii

Au de regulă rol accesoriu în masa şisturilor, uneori însă pot constitui mineralul major formând rocile carbonatice. Sunt reprezentaţi în mod obişnuit de ankerit cu treceri spre sericit. Deseori şisturile cu carbonaţi conţin epidot, iar în unele cazuri a fost semnalat şi talcul.

Grafitul

Este prezent în cantitate însemnată numai în şisturile grafitoase, filitele grafitoase –sericitoase ca pulbere fină, negricioasă.

Ştilpnomelan

Apare în cantităţi mici, interceptat în foraje din metabazite. Apare sub formă de cristale mici aciculare, adunate în snopi. Dintre mineralele cu rol accesoriu în masa şisturilor din zăcământ dar uneori prezent în abundenţă putem aminti feldspaţii (olipoclaz, microclin, albit) . Albitul poate forma aglomerări în masa şisturilor.

Feldspaţii

Apar ca fenoblaste, prezentând macle după legea periclinului (albit) sau după legea Karlsbad (ortoza). Fenoblastele de feldspaţi sunt intens tectonizate, sfărâmate, recimentate prin cuarţ mediu sau microgranular sau prin sericit.

1.2.7. Tectonica zăcământului

Aspectul structural actual al zăcământului apare ca rezultat al interferării mai multor faze tectonice succesive care au afectat regiunea. În regiunea Bălan se conturează o structură majoră monoclinală, orientată NNV-SSE, şi cu înclinări mari către E. Acest monoclin reprezintă flancul estic al structurii anticlinale asimetrice Sîndominic , situată la SV de perimetrul Fagul Cetăţii.

Primele deranjări a acestei succesiuni se datoresc tectonicii plicotive sinmetamorfice baikaliene. Relieful microstructural se caracterizează prin microcute rare, adesea laminate pe clivajele lor axiale. Aceste deformaţii sunt sincrone metamorfismului regional al seriei de Tulgheş şi au fost desăvârşite în orogeneza baikaliană.

Deformaţiile hercinice succed în timp tectonica sinmetamorfică baikaliană, deoarece deranjează microstructurile acesteia. Ele sunt caracterizate prin deformaţii penetrante, activate prin forfecarea formaţiunilor pe două sisteme de falii care nu sunt concomitente. Aceste deformaţii s-au desfăşurat în condiţiile unui slab metamorfism. Indici în acest sens sunt orientarea lamelelor de filosilicaţi şi remobilizările metamorfice de cuarţ. Regenerarea hercinică se manifestă şi prin întinerirea vârstelor K/Ar. Ulterior regiunea a fost afectată de o compartimentare tectonică prin patru sisteme de falii, corespunzătoare la patru faze principale de tectonică disjunctive. Relaţiile reciproce dintre dislocaţiile acestor sisteme permit stabilirea următoarelor succesiuni de formare:

a) Sistemul faliilor direcţionale

b) Sistemul faliilor transversale

c) Şariajul mezocretatic

d) Sistemul de falii oblice conjugate postoligogene.

a) Sistemul faliilor direcţionale cuprinde cele mai vechi dislocaţii observate. Ele sunt decroşate de către toate faliile din celelalte sisteme. Patru asemenea dislocaţii au putut fi puse în evidenţă. Cu excepţia uneia, ele provoacă dedublarea zonelor cu minereu prin încălcarea compartimentului estic peste cel vestic.

b) Sistemul faliilor transversale este decroşat de faliile sistemului oblic conjugat şi nu deranjează planul de şariaj al pânzei de Rarău. O singură falie este cunoscută din acest sistem, cel care decroşează orizontul Bălan pe o distanţă de 900 m de la galeria 1, la galeria Fagul Cetăţii.

c) Şariajul mezocretatic al pânzei de Rarău urmăreşte Valea Oltului până la sud de oraşul Bălan de unde urcă în versantul drept al acestei văi. Vârsta alpină a şariajului este susţinută de M. Mureşan (1967), Săndulescu (1984), presupune în schimb că punerea în loc a pânzei de Rarău a avut loc în orogeneza hercinică.

d) Sistemul de falii oblice conjugate, postoligocenă cuprinde majoritatea dislocaţiilor din regiune. Vârsta postoligocenă a fost atribuită acestui sistem, care intersectează toate faliile celorlalte sisteme, în urma corelării lui cu falii din partea de nord a zonei cristalino-mezozoică (KRÄUTNER, 1968). Este reprezentată prin două grupuri de falii orientate NE-SV, cu căderi spre SE, respectiv VNV-ESE cu căderi spre S.

Perimetrul Fagul Cetăţii după modul de repartiţie a zonelor mineralizate şi luând în consideraţie faliile transversale, poate fi împărţit în felul următor:

Aliniamentul vestic cu trei compartimente: compartimentul sudic, compartimentul central şi compartimentul nordic. Aliniamentul reprezintă partea superioară a aliniamentului estic, poziţia lui fiind de natură tectonică. Într-o lucrare mai recentă KRÄUTNER (1986) consideră că aliniamentul vestic s-ar fi datorat unei sedimentaţii paralele într-o altă zonă de sedimentare. El a deosebit două tipuri de sedimentaţie:

- de tip Bălan

- de tip Sândominic.

Aliniamentul estic este compartimentat în blocuri prin faliile transversale. Blocul central este cel mai important, aici se găsesc cele 20 de corpuri mineralizate. Blocul sudic reprezintă continuarea mineralizaţiilor din compartimentul central.

Zonele mineralizate sunt situate mai la adâncime datorită scufundării bazinului Ciuc, care a afectat şi seria Tulgheş.

De câţiva ani, extinderea la sud a orizontului cu sulfuri din mina Fagul Cetăţii reprezintă obiectivul principal al exploarărilor din regiunea Bălan. Galeria transversală nr.18 are importanţă foarte mare în clarificarea tectonicii şi a extinderii spre sud ale acestor mineralizaţii de tip Fagul Cetăţii. Orientarea programelor de foraje a întâmpinat dificultăţi datorate mai multor cauze, cum ar fi:

- gradul ridicat de acoperire a regiunii (linia aflorimentelor)

- complicaţiile tectonice care intervin

- uneori poziţia aproape de verticală a şisturilor cristaline.

Asupra modului de continuare la sud a structurii mineralizate din Fagul Cetăţii s-au emis două interpretări structurale şi litostratigrafice:

I. Orizontul cu sulfuri Bălan, reprezentat în sectorul Fagul Cetăţii vechi - Valea Oltului de aliniamentul cu minereu deschis în mina Fagul Cetăţii este decroşat spre est, la sud de Valea Oltului, prin falii transversale majore. S-au dezvoltat două variante:

a) În cursul mediu al Văii Szabók există două falii transversale care deplasează succesiv orizontul cu sulfuri Bălan spre est (Popa, 1975).

b) Accidentul tectonic interceptat la orizontul minier + 440 mina Fagul Cetăţii Est, sub Valea Oltului, este presupus a reprezenta “falia Oltului”, care orientată paralel cu lunca Oltului, decroşează orizontul cu sulfuri din Mina Fagul Cetăţii cu 800 m spre est (I.M.Bălan + I.P.E.G. Harghita, 1987).

II. Orizontul cu sulfuri din mina Fagul Cetăţii nu reprezintă echivalentul orizontului cu sulfuri Bălan, întrucât este situat sub membrul metavulcanitelor riolitice care din punct de vedere petrografic, nu pot fi echivalate cu metavulcanitele riolitice de Bălan, situate deasupra minereului exploatate în Mina Centrală.

1.3. Studiul rocilor porfirogene

Sub efectul proceselor tectonice si mai ales tectono/metamorfice, corpurile stratiforme (primare) de minereu masiv, se lenticularizează, se budinează. In cazul unui metamorfism mai avansat, care cauzează remobilizarea selectivă a mineralelor metalice si nemetalice, pe fisuri si fracturi, iau nastere filoane in masa minereului stratiform, fenomen frecvent întâlnit la zăcămintele cuprifere, de exemplu la Bălan. Referindu-ne la relatia spatială a sulfurilor masive cu rocile gazdă, zăcământul din Bălan parte din grupa zăcămintelor de sulfuri asociate spaţial, atât cu roci sedimentare (metasedimente), cât si cu produse vulcanice, porfire, tufuri porfiroide (I.Marza, 1982).

Porfiroidele au fost interpretate si denumite in numeroase feluri, fiecare autor luând în considerare anumite criterii.

I.Atanasiu (1921) a dat denumirea de roci porfirigene acelor roci care provin din material tufogen cu compozitie diferită.

M.Savu (1958) denumeste drept porfiroide acele roci care au provenientă eruptivă acidă si se prezinta sub forma unor corpuri sau filoane in care cuartul formeaza ochiuri de culoare violacee-albăstruie.

D.Giusca (1963) le descrie ca “ortoroci”, arătând că acestea iau nastere pe seama rocilor granitice care suferă in zonele superioare de metamorfism fenomen de cataclază urmată de blasteza materialului zdrobit. In urma acestor procese, riolitele si rocile înrudite, trec în porfiroide cu fenocristale relicte de cuart si feldspaţi prinse intr-o masă recristalizată fină alcatuită din cuarţ si sericit.

M.Seclăman (1975) propune ca în loc de roci porfirogene, porfiroide, roci tufogene, etc. aceste sisturi porfiroblastice sa fie determinate ca “sisturi cuarto-albitice”, denumire care oglindeste structura si compoziţia lor mineralogică si care denumire este sugestivă şi fără implicaţii genetice.

Gh.C.Popescu vorbeste de “filonite porfiroidice” (1974).Acestea reprezinta grupa de roci al căror caracter filonitic este cel mai frapant. În cadrul lor relictele de roci granulare preexistente sunt foarte frecvente şi au de regulă formă elipsoidală. Practic, marea lor masă o formeaza rocile porfirogene care sunt reprezentanţii tipici ai acestor grupe, dar pe lângă acestea tot in grupa filonitelor porfiroidice intră şi şisturile în masa cărora porfiroblastele de albit si microcin joacă un rol însemnat.

Rocile porfirogene formează corpuri lenticulare de dimensiuni ce variaza de la câteva metri până la sute de metri dispuse direcţional în şisturile filonitice. În acest sens este remarcabilă suita de lentile dispusă deasupra zonelor mineralizate ca orizont reper- în zăcământul Fagul Cetatii si orizontul Bălan. Aceste lentile au o dispunere direcţională cu distanţele între rocile porfirogene si zonele mineralizate de 15-20 m.

Din punct de vedere petrografic aceste roci au în cea mai mare parte o compoziţie cuarţo-feldspatică, sunt însa dese situaţiile de tranziţie spre şisturile sericito cloritoase sau clorito-cuarţoase care se concretizează prin şisturi cu porfiroblaste de feldspaţi si cuarţ. Cuarţul este mineralul cel mai frecvent din masa rocii, prezentând două aspecte:

-unul larg granular (relict) de regulă lenticular, cu extincţie ondulatorie ce formează blastrogranule

-altul microgranular, care impreună cu alte minerale alcătuieşte masa fundamentală a granulelor mai mari de cuarţ si feldspaţi (mezostaza).

Feldspaţii sunt reprezentaţi în primul rând de oligoclaz si albit, dar putem regăsi si microclinul, formând blastogranule în masa rocii.

Granulele mari de oligoclaz sunt lenticulare, de regulă intens sericitizate. Uneori se observă fragmente myrmekitice in cadrul cărora oligoclazul este de asemenea incipient sericitizat si sfărâmat, tectonizat.

Albitul prezinta o comportare similară, microclinul poate fi fertilizat si foarte frecvent sericitizat.

Sericitul, cloritul si stilpnomelanul participaă în cantitaţi mai mici in rocile porfirogene. Cu rol accesoriu pot apărea apatitul (uneori cantitaţi foarte mari), leucoxenul, sfenul, zirconul si rutilul.

Tot cu rol accesoriu, uneori poate apare biotitul aproape intotdeauna înconjurat sau înlocuit parţial sau total de clorit.

Rocile porfirogene care se găsesc deasupra zonelor mineralizate se deosebesc de cei din jur in special prin proporţia mult mai mare pe care o au in alcătuirea lor albitul, cloritul si carbonaţii. Rocile porfirogene apropiate zăcământului sunt mai puţin dure si mai intens tectonizate ca cele din jur şi par mai alterate. Sunt frecvente diseminările de pirită în aceste roci (cariera Franz Johann) iar cuarţul poate prezenta filonaşe discordante (ulterioare) faţa de planul general de sistuozitate. Textural, roca prezintă un aspect laminat, uneori aspect brecios sau masiv.

Vom încerca o discuţie sinteză asupra rocilor porfirogene întâlnite. Abordarea acestor probleme se va face cu privire specială asupra perimetrelor studiate, dar cu referiri si la unele puncte de observaţii unde s-au întâlnit roci de acest gen:

a) Perimetrul Carierei Franz Johann

b) Perimetrul Fagul Cetăţii

c) Perimetrul Galeriei transversale nr.18 - pârâul Szabok

d) Zona pârâului Szanduj

e) Sectorul Sipos central

f) Sectorul pârâului Virgo

g) Sectorul pârâului Magasbukk

a) Perimetrul Carierei Franz Johann

Cariera Franz Johann se află în versantul stâng al pârâului Minei (Pârâul Băilor) afluent de dreapta al râului Olt, situat la vest de întreprinderea minieră, la circa 1,5 km .

Rocile studiate din această carieră aflorează în extremitatea estică avand o lungime totală de aproximativ 210 m. În adâncime aceste roci nu s-au întâlnit în orizontul Ferdinand.

Eşantioanele au fost colectate punctiform, şase din culcuş si şase din acoperişul rocilor din treptele 1100, 1085, 1070, 1055, 1040 şi 1025. În aceste trepte grosimea corpului variază de la 12 m (treapta 1100) pana la 20 m (treptele inferioare ). Aceste corpuri de roci au fost considerate până în prezent roci porfirogene. Noi, în lucrarea de faţa le vom considera drept apofize de roci granitoide metamorfozate.

În vederea unei caracterizări petrochimice de detaliu a acestor roci s-au efectuat analize chimice complete (M.Baston, 1986) care ne ofera o imagine asupra originii si chimismului rocii premetamorfice.

Compozitional roca este alcatuită din cuarţ (37%), sericit (35%), feldspaţi(23%), clorit (3%) si minerale accesorii (1%). Cuarţul se prezintă sub două forme : blastogranule de cuarţ rotunjite, cataclazate, cu extinţie ondulatorie şi cuarţ mediu- la microgranular, rezultat al sfărâmării, cataclazării cuarţului blasto-granular.

Prima formă de prezentare a acestui mineral reprezintă cuarţ de generatia I, relict în masa rocii, supus unor procese de cataclazare si milonitizare. Acete granule au dispunere oblică faţa de şistuozitatea rocii.

Cuarţul de generaţia II este reprezentat de cristale ce împreună cu sericitul formează mezostaza. Acest cuart de dimensiune mediu la microgranular s-a depus pe fisuraţia formată în cuarţul şi feldspaţii de generaţia I. Acesta umple golurile inter-blastogranulare si putem adăuga ca proprietate a lor faptul că sunt echigranulare.

Sericitul este legat de cuarţ de generatia II, sau formează benzi paralele cu şistozitatea rocii, dând textura acesteia. Se prezintă sub formă de paiete, snopi sau suviţe când formează mezostaza si ca lamele fine, benzi când apare neamestecat cuarţ mediu granular. Prezintă culori usor gălbui-verzui, iar culorile de extincţie sunt vii. Sericitul s-a formar ulterior în masa rocii pe seama feldspaţilor, prin procesele metamorfice.

Feldspatii sunt reprezentaţi atât prin termenii potasici cât si prin cei plagioclazi. Astfel avem prezente ortoza si albitul, ca reprezentanţi ai acestor grupe, alcătuind blastogranule în masa rocii, blastogranule ce au suferit procese milonitice. Feldspatii sunt intens fracturati, cataclazati, sfărâmaţi, alteraţi şi pe fisurile formate s-au depus agregate de cristale mediu granulare formate din cuarţ de generatia II. Afectarea feldspaţilor de aceste procese de transformare denotă faptul că ei reprezintă relicte în masa rocii, sunt de generatia II şi că sunt componenţi ai rocii vulcanice iniţiale.

Cloritul s-a format secundar in masa rocii, probabil pe seama biotitului, constituent al rocii primare. Se dispune sub formă de snopi care au o aranjare conform şistuozităţii şi prezintă culori verzi cu pleocroism. Culorile de interferntă sunt închise cu nuanţe gri-albăstrui, cloritele fiind reprezentate prin penin sau clinoclor.

Grafitul participă la alcatuirea acestora cu totul subordonat si nu este reprezentativ.

Mineralele accesorii sunt de o varietate destul de ridicată, fiind reprezentate prin apatit, zoisit, titanit, zircon, leucoxen, rutil, minerale opace. Ele sunt prezentate printr-o cantitate şi varietate ridicată, datorită faptului că provin din rocile în care s-au format iniţial.

Structura acestor roci este granolepidoblastică (blasto-granulară si textura şistoasă, neputând prezenta indicii referitoare la structura sau textura rocii primare).

Rocile le considerăm milonite pe baza proprietăţilor microscopice pe care le prezintă. Pe baza observaţiilor de teren si microscopice aceste formaţiuni până în prezent considerate “roci porfirogene” noi le considerăm apofize de metagranitoide.

b) Perimetrul Fagul-Cetatii

Rocile porfirogene studiate provin de la orizonturile +640, +690, +740, din apropierea zonelor mineralizate nr.10 si 10A.

Macroscopic, aceste roci prezintă o culoare alb-cenusie, cenuşie până la verzuie, de diferite nuanţe, în funcţie de prezenţa sericitului, cloritului sau mai rar a grafitului. Textura este şistoasă, uneori masivă sau rubanată. Cu ochiul liber se observa cristale mici de pirit.

Microscopic se constată că rocile porfirogene sunt alcătuite dintr-o mezostază fin până la mediu granulară, care înglobează blastogranulele de cuarţ şi feldspat. Structura rocilor este granulepidoblastică.

La alcătuirea masei de bază participă cuarţul, feldspaţii şi sericitul, mai rar carbonatul şi cloritul. Proporţia în care participp cei trei componenţi principali la alcătuirea masei de bază diferă. De asemenea diferă si modul lor de prezentare: pot apărea granule fin dispersate, benzi paralele cu lăţimi variabile, dispuse pe diferite lungimi, alungite in direcţia sistozitătii.

Cuarţul se prezintă sub formă de cristale de dimensiuni micronice până la blastogranule milimetrice. Cristalele sunt izometrice sau alungite, dispuse oblic fată de sistozitate. Conturul lor este clar, usor rotunjit si au extincţie ondulatorie. Blastogranulele pot prezenta fisurări, care sunt umplute cu cristale mărunte, se grupează în benzi si cuiburi, amestecându-se cu paiete fine de sericit. S-a separat cuarţ de două generaţii: cuarţ de prima generaţie, blastogranule rotunjite, cu extincţie ondulatorie si cuarţ de generatia a doua, fin granular.

Feldspatul apare sub forma de cristale cu dimensiuni ce variaza de la câţiva microni până la dimensiuni milimetrice, formând blastogranule. Cristalele sunt în general prismatice, alungite pe direcţia sistozităţii, alteori cu dispunere oblică faţa de sistozitate, având conturul

rotunjit.

Cristalele de dimensiuni mici au suferit sericitizare intensă, proces care afectează intens şi feldspaţii blastogranulari, cristalele fiind sparte, sfărâmate si tectonizate. Feldspaţii plagioclazi apar sub forma de cristale idiomorfe, maclaţi bi- şi polisintetic. Maclarea se produce după legea Karlsbad.

Se poate întâlni si termenul potasic, reprezentat prin microlin, la care este vizibil structura în grătar. Maclele se fac după legea periclinului. Produsul de albitizare afectează cristalele de microlin într-un mod neuniform. Cristalele de microlin albitizate prezintă zone periferice limpezi. Acest fenomen descris de I. Atanasiu (1929) este considerat sinmetamorfic de M. Savu si colab.(1962).

In masa criptocristalina apar benzi cuarto-feldspatice.

Sericitul este incolor sau uşor gălbui şi se prezintă sub forma unor paiete fine, alcătuind benzi de laţimi variabile, ce alternează cu benzile cuarţo-feldspatice sau se prezintă ca masă compactă cu aspect pâslos. Uneori se observă microcutarea fină a benzilor sau deplasarea benzilor fine de sericit în două ramuri la capătul blastogranulelor mari pe care le înconjoară .

Cloritul apare in cantitate mai redusă şi se prezintă sub formă de lamele fine ce formează benzi subţiri aliniate în direcţia sistozitaţii. Culorile de interferenţă sunt cenuşiu închise cu tente albăstrui sau verde închis spre negru (penin sau clinoclor).

Carbonaţii se prezintă sub formă de cristale de dimensiuni diferite, la care se observă clivajul perfect după două direcţii cu iritaţii multicolore. Carbonatul s-a format ulterior in masa rocii uneori invadând masa rocii cu cristale de dimensiuni de caţiva mm (1-2 mm).

Ca minerale accesorii putem întâlni apatit, titanit, zircon, epidot, zoisit si muscovit.

c)Perimetrul Galeriei transversale nr. 18 (Pârâul Szabok)

Pârâul Szabok este afluent de stânga al râului Olt, la sud de oraşul Bălan, în apropierea iazurilor de decantare. Galeria transversală nr.18 este situată nu departe de confluenţe, mai sus, si este săpată in malul drept al văii Szabok. Are o lungime de 640 m, din ea plecând galerii directionale (1N, 1S, 2N, 2S) si fiecare directionala având câte două breşe (la E si la V).

Scopul amplasării acestei galerii a fost de a servi cu noi date despre alcatuirea geologică a zonei Szedloka si observării posibilitaţilor de continuare a zăcământului Fagul Cetăţii la sud-est de Valea Oltului.

Rocile porfirogene din acest perimetru macroscopic prezintă o culoare alb-cenusie, uşor verzui până la un verde slab închis, în funcţie de cantităţile de clorit si sericit prezente. Rocile par compacte, macroscopic şistozitatea abia se observă, cu duritate ridicată si spărtura în formă de schije.

Din punct de vedere a compoziţiei, roca este alcătuită din cuarţ (44%), feldspaţi (20%), sericit (36%), şi minerale accesorii (1%). Este interesant că cloritul nu este un mineral abundent, el apare mai rar în alcătuirea rocilor profirogene din acest perimetru. Cuarţul se prezintă sub două aspecte: cuarţ mediu la microgranular şi blastogranulare de cuarţ, uneori de ordin milimetric).

Blastogranulele de cuarţ sunt rotunjite, rotite, dispuse diagonal fată de şistozitate, cu extincţie ondulatorie şi uneori prezintă sfărâmări şi tectonizări intense. Aceste blastogranule reprezintă relicte în masa rocii, fiind de generaţia întâi, componenţi ai rocii iniţiale riolitice. Cuarţul microgranular reprezintă împreună cu sericiul fin lamelar mezostaza rocii. Această formă de cuarţ provine din intensa tectonizare şi sfărâmare a cuarţului de primă generaţie, reorientarea şi amestecul lor cu sericiul format pe seama feldspaţiilor dând textura şistoasă a rocii.

Sericitul apare foarte fin cristalizat, paietele fine de sericit sunt strâns asociate cu cuarţul microgranular, sunt orientate conform şistozităţii, au culoare verde dechisă-gălbui şi reprezintă minerale de generaţia II în evoluţia rocii.

Feldspaţii reprezentaţi de blastogranule de albit şi feldspat potasic pot atinge dimensiuni milimetrice şi prezintă macle. Feldspaţii plagioclazi reprezentaţi prin albit prezintă macle polisintetice, pe când cele potasice (microclin) au structură cadrilată (pertitice). Aceste blastogranule sunt încunjurate de mezostază şi au o dispunere oblică faţă de şistozitate.

Mineralele accesorii sunt reprezentate de titanit, apatit, zircon şi zoisit. Mineralele opace au forme neregulare în general, dar poate apare şi pirita, zirconul în centru se prezintă anizotrop, dar marginile sunt izotropizate, la N II, datorită proceselor care le a afectat.

Din punct de vedere a structurii, aceste roci prezintă o structură blastoporfilică până la granolepidoblastică şi au o textură şistoasă.

Examinarea acestor roci din punct de vedere al compoziţiei, structurii şi texturii a dus la concluzia, că rocile sunt vulcanice – riolitice la origine, ulterior metamorfozate. Este vorba deci despre metariolitele pe care le denumim roci porfirogene.

d.) Sectorul Pârâului Szanduj Pârâul Szánduj este al doilea afluent de dreapta râului Olt şi se găseşte în zona de izvoare a acesteia şi se află în apropierea drumului judeţean Bălan-Gheorgheni, lângă confluenţa râului Meggyes cu râul Olt.

Porfiroidul detectat se află la 2150 m în amonte de confluenţă.

Macroscopic roca prezintă asemănări cu şisturile sericitoase, dar se observ blastogranule de feldspaţi şi cuarţ, iar roca este dură, casantă şi are spărtură aşchioasă.

Compoziţional roca este alcătuită din cuarţ (50 %), sericit (30%), feldspaţi

(17%) şi minerale opace (3 %). Cuarţul se prezintă sub două aspecte :

- cuarţ sub formă de blastogranule intens rulat, tectonizat şi cu extinţie ondulatorie, reprezentând cuarţ de generaţia întâi, fiind relict în masa rocii împreună cu feldspatul.

- cuarţ microgranular care împreună cu sericitul fin formează mezostoza rocii şi reprezintă cuarţ de generaţia doi.

Sericitul este secundar format pe seama cristalelor mici de feldspaţi, sfărâmaţi, formând fibre, lame fine, paiete.

Feldspaţii sunt reprezentaţi prin ortoză şi albit, formează blastogranule care au dispunere oblică faţă de şistozitate (ca la cuarţ) şi prezintă macle polisintetice.

Mineralele accesorii sunt reprezentaţi prin apatit, sfen şi zoisit, ca agregate crioptocristaline.

Structura rocii este blasto-porfirică la granolepidoblastică, iar textura şistoasă, cea ce completat cu caracteristicile compoziţionale, morfologice şi mineralogice dă ideea că roca este un metatuf vulcanic, riolitic (metatuf riolitic).

e.) Sectorul Şipoş central

Valea Şipoş este situată la nord de oraşul Bălan, fiind prima vale majoră pe drumul judeţean Bălan-Gheorgheni, după lacul de acumulare Mesteacănul.

Datorită durităţii mai ridicate a rocilor comparativ cu şisturile sericito-cloritoase din jur, ele realizează un relief pozitiv, marcaţi şi de versanţii abrupţi.

Macroscopic roca este masivă, dură, prezintă spărtură aşchioasă, iar culoarea rocii variază de la verde deschis la verde intens. În afloriment se poate distinge o stratificaţie a rocii şi deasemenea textura şistoasă.

Structura porfiroidului este microblastoporfirică, iar textura şistoasă. Sub aspectul compoziţiei mineralogice, rocile sunt alcătuite din cuarţ (60-75 %), sericit (10-25%), clorit (8-12%), feldspaţi (4-10%) şi minerale accesorii (1-2%).

Masa rocii (mezostaza) este formată din microblaste de cuarţ, cu cuarţ de extinţie ondulatorie în asociaţie cu lamele fine de sericit orientate conform şistozităţii. Subordonat apar lamele de clorit cu pleocrism slab verzui.

Blastogranulele sunt reprezentate prin feldspaţi plagioclazi şi subordonat potasici. Mineralele accesorii sunt reprezentaţi de agregate criptogramulare de apatit, zoisit şi minerale opace.

Pe baza caracterului structural-textural şi a componenţei mineralogice considerăm rocile analizate la origine un tuf vulcanic acid cu structură vitrocristaloclastică.

f.) Sectorul Pârâul Virgó

Pîrîul Virgó este afluent de dreapta al pârâului Sipos. Pe acest pârâu apar în cuprinsul şisturilor sericito-cloritoase, roci dure interstratificate primelor, care datorită consistenţei rocii formează o mică cascadă.

Macroscopic roca pare fin stratificat, intens cutat (chiar microcutat), foarte dur şi cu spărtură aşchioasă, pe când culoarea rocii este verde pal la verde închis.

În secţiuni subţiri se obsrevă următoarea compoziţie: cuarţ (45%), sericit (30%), feldspat (19%), mice (muscovit+biotit-2%), clorit (3%) şi minerale accesorii (1%).

Cuarţul este abundent şi are două forme. Prima formă de prezentare a cuarţului este cel mediu granular reprezentat de blastogranurile rotunjite cu extincţie ondulatorie. Aceste blastogranule se dispun oblic faţă de şistozitate. A doua formă de prezentare a cuarţului este cea microgranulară. Aici avem o exudaţie sinmetamorfică de cuarţ din masa rocii. Cuarţul microgranular împreună cu lamelele fine de sericit se dispun după şistozitate şi alcătuiesc mezostaza rocii.

Feldspatul este prezentă ca ortoză sau albit, alcătuind blastogranule. Feldspaţii sunt intens tectonizaţi, sfârmaţi şi alteraţi de sericit. Muscovitul este prezent sub formă de paiete fine, subordonat putem întâlni şi biotit. Pe seama biotitului s-a putut forma clorit, secundar şi minerale opace cu forme neregulate (pete) şi titanit în abundenţă.

Se observă varietatea mare ca număr şi forme a mineralelor accesorii, întâlnind titanit, apatit, zircon şi minerale opace.

Stuctura rocii este clastoporfirică (granolepidoblastică) iar textura şistoasă.

Pe baza acestor analizări ale rocii, constatăm că roca este o rocă efuzivă acidă metamorfozată, metariolit intens afectat de cutări.

g.) Sectorul pârâului Magasbükk

În zona de izvoare a pârâului Magasbükk unde pârâul întâlneşte un prim afluent de stânga, am observat două mari deschideri, una în versantul stâng, alta în versantul drept al văii.

În versantul stâng rocile au aspect şistos, orientarea N10⁰V/30⁰E, foarte dure şi cu spărtură aşchioasă.

În versantul drept al văii, unghiurile de cădere ale rocilor sunt aproape de verticală iar şiztozitatea aproape că nici nu se observă. Rocile sunt masive, parcă am avea de-a face cu un dyke de roci vulcanice.

Cuarţul mărunt cristalizat este uniform împrăştiat în secţiune şi împreună cu sericitul formează mezostaza rocii. O altă formă de prezentare a cuarţului este în formă de blastogranule, aceste cristale reprezentând o primă generaţie de cuarţ format într-o rocă vulcanică, fiind rulat, parţial zdrobit în procesul tectonometamorfic.

Blastogranulele de cuarţ sunt dispuse diagonal faţă de şiztozitate, au extincţie ondulatorie, iar cuarţul microgranular formând mezotaza, este dispus în direcţia şiztozităţii şi reprezintă cuarţ de generaţia a doua.

Feldspaţii (ortoză şi albit) au dimensiuni mari şi sunt dispuse insular în secţiune, formând blastogranule pe când cele cu dimensiuni mici au fost trecute în sericit. Cristalele sunt afectate de o intensă tectonizare, în urma cărui proces au suferit sfărâmări, rulări, fisurări şi ulterior aceste fisuri au fost redepuse de cuarţ şi/sau sericit microcriptogranular. Blastogranulele se dispun oblic faţă de şiztozitate.

Muscovitul se orientează conform şiztozităţii formând snopi sau lamele (fibre) foarte fine, iar biotitul abia se poate identifica din cauza fenomenului intens de cloritizare a lui.

Sericitul s-a format în special pe seama feldspaţilor şi rocii premetamorfice, microgranulele din pastă se prezintă întotdeauna împreună cu cuarţ de generaţia II.

Mineralele opace au forme neregulate şi dispunere neuniformă, fiind formate (unele) pe seama biotitului deferizat. Mineralele accesorii au o importanţă mare în distingerea acestor tipuri de roci, ele fiind prezente în cantităţi mari şi ca numeroase varietăţi de minerale, apatit, zircon, leucoxen şi titanit, dând ideea că avem de-a face cu o rocă iniţial magmatică transformată sub efectul metamorfismul în rocă metamorfică. Structura rocii este blastoporfirică şi textura şistoasă fiind un metariolit.

Pe baza corelării acestor şapte perimetre putem afirma:

· rocile porfirograme din perimetrul carier Franz Johann este mai corect să le considerăm apofize de metagranitoide;

· restul perimetrelor prezintă porfiroidele în felul următor:

- porfiroidul din perimetrul galeriei nr.18 şi cel din pr. Magasbükk sunt foarte asemănătoare aproape identice;

- porfiroidul de tip sectorul Virgó prezintă unele asemănări cu cele din Magasbükk şi galeria nr.18;

- porfiroidul de tip Szánduj se prezintă diferit de primele două grupe, având însă caracteristici microscopice asemănătoare cu cel din Sipos Central, ambele reprezentând metatufuri riolitice.

· rocile porfirogene din perimetrul Fagul Cetăţii sunt diferite prin proporţia mai mare pe care o au în alcătuirea lor, albitul, cloritul şi carbonaţii faţă de celelalte perimetre, prezentând însă unele caracteristici microscopice asemănătoare metagranitoidelor de Franz Johann.

Din punct de vedere textural, roca prezintă de regulă, aspecte laminate, alteori are prin excelenţă aspect brecios sau chiar milonitic (Franz Johann).

C A P I T O L U L II. -

Aplicarea principiilor didactice în lecţiile de geologie şi organizarea procesului de predare – învăţare a geologiei

2.1. Importanţa, locul şi sarcinile instructiv-educative ale geologiei

a. Importanţa şi locul geologiei

Geologia face parte din ansamblul ştiinţelor naturii şi se ocupă de compoziţia şi arhitectura globului pământesc. Numele îi vine de la două cuvinte greceşti: geo – pământ şi logos – studiu, vorbire despre ştiinţă.

Ca ştiinţă a Pământului, geologia studiază structura şi compoziţia acestuia, modul de formare a mineralelor şi rocilor (petrografia); determină raporturile pe care rocile le au unele faţă de altele în aşezarea lor în scoarţă (tectonica); cercetează caracteristicile fizice (geofizica) şi procesele endogene şi exogene care produc modificări în structura, compoziţia şi relieful scoarţei (geodinamica); studiază fazele de dezvoltare a faunei şi florei din trecutul cel mai îndepărtat până azi (paleontologia) şi stabileşte în timp şi spaţiu evoluţia Pământului (stratigrafia sau geologia istorică). În tabelul 1 este indicat ansamblul principalelor discipline care constituie ştiinţele geologice.

Geologia ca ştiinţă, are o deosebită importanţă atât din punct de vedere teoretic şi educativ, cât şi din punct de vedere economic. Ea permite să ne formăm o concepţie ştiinţifică despre natură şi formarea lumii. Ca ştiinţă, a fost recunoscută în urmă cu aproximativ 200 de ani, cu toate că unele observaţii sumare privind o serie de schimbări suferite în decursul timpului de mări şi continente, au fost menţionate scrierile lor de Pitagora în sec. VI î. Hr., Xenofon şi Herodot în sec. V î. Hr., Aristotel în sec. IV î. Hr., etc., iar omenirea a avut cunoştinţe geologice din cele mai vechi timpuri, din Paleolitic datorită folosirii pietrei la început brută şi mai târziu, în Neolitic, cioplită şi lustruită.

Din sumara prezentare, rezultă că geologia a avut şi are un rol deosebit în dezvoltarea societăţii şi a civilizaţiei. Toate fenomenele geologice ilustrează ideea că lumea este materială, iar fenomenele din Univers sunt în strânsă interdependenţă şi nu sunt altceva decât aspecte ale materiei în permanentă mişcare şi transformare. O serie de procese geologice, cum ar fi acumularea cantitativă treptată de sedimente în mări şi oceane şi transformarea lor, datorită diferitelor cauze, într-un orogen, deci o nouă stare calitativă a materiei, ilustrează legea dialectică a trecerii de la acumulări cantitative treptate şi imperceptibile la schimbări calitative radicale.

Tabel nr. 1.

G E O L O G I E	GG E O L O G I E D E S C R I P T I V Ă	Geologie Generală			Vulcanologie
				Geodinamică internă	Tectonică
			Geodinamică		Geologie structurală
				Geodinamică externă
				Geomorfologie
				Cristalografie
				Cristalochimie
			Petrologie	Mineralogie descriptivă
				Radiocristalografie
				Petrografie(în general)
				Petrografia sedimentarului
				Geochimie
		Geologie Cronologică (istorică)		Paleogeografie
			Stratigrafie	Paleoclimatologie
				Tectonică cronologică
				Paleozoologie
			Paleontologie	Paleobotanică
				Micropaleontologie
		Geologie Tehnică (inginerească)	Petrografie tehnică
			Geodinamică inginerească
			Hidrogeologie
			Fizica rocilor
			Mecanica rocilor