raport științific privind implementarea proiectului pn-ii-id-pce
TRANSCRIPT
1
Raport științific
privind implementarea proiectului PN-II-ID-PCE-2011-3-0030
Obiectivul principal al proiectului a constat în determinarea vârstelor metamorfice în complexele de soclu
din România, determinând astfel momentul consolidării acestor socluri, verificând gradul lor de coerență și
efectuând corelații între ele, pentru a aduce contribuții la studiul evoluției geotectonice a unităților
geologice de soclu metamorfic ale României. Determinările de vârstă preconizate au fost efectuate asupra
unui mineral format îndeobște prin procese metamorfice, monazitul, iar metoda alesă a fost analizarea
elementelor parentale și a termenilor finali ai seriilor naturale de dezintegrare radioactivă (U, Th, Pb) cu
microsonda electronică.
Am considerat esențială pentru atingerea obiectivelor proiectului probarea pe cât posibil sistematică a
unităților de soclu și omogenizarea informației, ținând cont de gradul de cunoaștere, poziția structurală și
datele petrologice și geocronologice existente. Până în prezent au fost recoltate, preparate și analizate
următoarele probe, repartizate în diverse unități de soclu și contexte structurale ale lanțului carpatic:
Proba Tip de rocă Locul recoltării Unitatea Context și particulari-
tăți structurale
Tl4 metagranit (de
Tilișca)
p. Tilișca, m. Cibin Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa, Complexul de Valea
Căprăreasa
granitoid deformat intrus în
roci de grad ridicat intens
migmatizate
VNGt gnais cu granat,
disten și feld-
spat potasic
Valea Neagră, m. Căpățânii Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa, Complexul de Valea
Căprăreasa
roci de grad ridicat cu
granat, disten și feldspat
potasic în contrast cu
metamorfismul dominant
din suită
12Tr2 gnais (Dobra) Dobra, v. Sebeșului Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa
roci gnaisice la limita
Complexului de Valea
Căprăreasa
10VRal rocă biotitică
cu corindon
Valea Romanilor, m.
Căpățânii
Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa
asociație nesaturată, poziție
structurală neclară
9402 micașist cu
granat, disten,
staurolit și rutil
V. Taia, m. Șureanu Pânza Getică, unitatea variscă de
Semenic, micașisturile de
Negovanu Mare
monazit în formare, relicte
de fosfați (scorzalit, florencit)
în incluziunile distenului
9516 Ibid. p. Conțu, m. Lotrului Ibid. asociație bine păstrată în
echilibru textural
2252HA rocă cu mega-
blaste de disten
și staurolit
p. Jigureasa, m. Orăștiei Pânza Getică, talpa unității
varisce de Semenic, baza
micașisturilpr de Negovanu Mare
rocă recristalizată pe
contact tectonic, monazit în
formare pe seama apatitului
9618A micașist cu
granat, sillima-
nit și staurolit
p. Hoteagu, m. Lotrului Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa
metamorfism de grad mediu
cu sillimanit și staurolit struc-
tural inferior metamorfismului
cu tendință de presiune
ridicată
9685 Micașist cu gra-
nat și sillimanit
Cataractele Lotrului Pânza Getică, unitatea variscă de
Voineasa
echilibrare mineralogică și
texturală intensă la nivelul
sillimanit ± staurolit
11Bo3 gnais cu granat,
biotit, sillimanit și
relicte de staurolit
Lăpușnicul Mic, Borăscu Pânza Getică, unitatea variscă de
Armeniș
amprentă de presiune
scăzută în interiorul unei
structuri în formă de dom
11Bo6 gnais sillimanitic cu Lăpușnicul Mic, m. Godeanu Pânza Getică, unitatea variscă de presiune scăzută și
2
granat, cordierit
pinnitizat, ilmenit
și spinel
Armeniș creșterea temperaturii cu
descompunerea relictelor
de grad mediu
11Bo10 gnais sillimanitic
cu biotit cloritizat
Lăpușnicul Mic, Borăscu Pânza Getică, unitatea variscă de
Armeniș
amprentă intensă de
presiune scăzută în regim
sindeformațional, retro-
morfism ulterior
11Rv1 gnais biotitic p. Orevița, m. Almăj Pânza Getică, unitatea variscă de
Orevița
solz tectonic varisc cu
poziție structurală neclară
11Rav5 micașist cu
granat
v. Bârzu, m. Almăj Pânza Getică, unitatea variscă de
Orevița
solz tectonic varisc cu
poziție structurală neclară
162a gnais cu cordierit m. Cocora, m. Căpățânii Pânza Getică, Complexul diapir
de Ursu
dom de presiune coborâtă
constituind un complex de
exhumare diapiră, cu
intense procese anatectice
CCC2 granit
peraluminos cu
cordierit
vf. Ciocovanul, m.
Căpățânii
Pânza Getică, Complexul diapir
de Ursu
granitoid anatectic asociat
complexului de exhumare
diapiră
11RM2 șist cuarțos cu
granat
Râul Mare, m. Retezat Danubianul Superior, formațiunea
de Rof
intercalație pelitică în
unitățile de soclu ale
Danubianului Superior
11LP408 rocă cu sillimanit
și andaluzit
Fîntîna Bradului, m. Vâlcan Danubianul Inferior, Pânza de
Schela, unitatea variscă de Vâlcan-
Pilugu, grupul de Lainici-Păiuș,
formațiunea cuarțitică
incluziune în granitoidul
sincinematic de Șușița din
soclul de Vâlcan-Pilugu
12Rc1 diatexit cu
feldspat negru
p. Răchiții, m. Vîlcan Danubianul Inferior, Pânza de
Schela, unitatea variscă de Vâlcan-
Pilugu, grupul de Lainici-Păiuș,
formațiunea cuarțitică
produs al migmatizării
sinmetamorfice intense a
complexului de Lainici-Păiuș
12Ung skarnoid calcic
cu grafit
p. Ungurelașu, m. Parâng Danubianul Inferior, Pânza de
Schela, unitatea variscă de Vâlcan-
Pilugu, grupul de Lainici-Păiuș,
formațiunea carbonato-grafitoasă
rocă de contact metasomatic
sinmetamorfic între litologii
incompatibile chimic
11Sca3b șist micaceu cu
amfiboli și disten
p. Scărișoara, Motrul Sec Danubianul Inferior, Pânza de
Lainici, unitatea variscă de Parâng-
Retezat, grupul de Drăgșan,
formațiunea de Dobrota
rocă conservând asociația
de maxim metamorfic în
unitatea de Parâng-Retezat
11GR3d gnais cu biotit Globurău, m. Cernei Domeniul Danubian, Unitatea de
Ogradena, limita Neamțu/Corbu
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale
11Top1 micașist cu granat
și sillimanit
Topleț, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de
Ogradena, formațiunea de Vodna
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale
11PM1 gnais biotitic p. Mraconia, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de
Almăj, formațiunea de Poiana
Mraconia
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale
13NS micașist cu granat,
disten și staurolit
vf. Scorțari, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de
Almăj, formațiunea de Poiana
Mraconia
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale
11Nt5a gnais biotitic p. Neamțu, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de
Ogradena, formațiunea de Neamțu
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale
11Il1a gnais biotitic cu
sillimanit
v. Rudăria, m. Almăj Domeniul Danubian, Unitatea de
Almăj, formațiunea de Ielova
soclu al unităților danubiene
meridional-occidentale,
asociația de maxim
metamorfic
12Bc1 șist sericitos Bocșa Română Unitatea de Bocșa, formațiunea soclu al unităților externe
3
de Bocșița-Drimoxa față de Pânza Getică
12Lc1 șist sericitos Moldova Nouă - Moldovița Unitatea de Locva, formațiunea
de Locva
12Tr1 gnais biotitic Laz, v. Sebeșului Domeniul “supragetic”, Sebeșul
de nord, gnaisele de Laz-Căpâlna
soclu al unităților externe
față de Pânza Getică
12Mo2A micașist cu granat p. Mogoș, m. Lotrului Domeniul “supragetic”, Unitatea
de Uria, formațiunea de Sibișel
soclu al unităților externe
față de Pânza Getică,
asociația de maxim
metamorfic
12Mo3 micașist cu granat p. Mogoș, m. Lotrului Domeniul “supragetic”, Unitatea
de Uria, formațiunea de Sibișel
soclu al unităților externe
față de Pânza Getică
12Sc gnais biotitic cu
porfiroblaste de
oligoclaz, granat,
disten și staurolit
p. Șinca, m. Făgăraș Masivul Făgăraș, Unitatea de
Măgura Câinenilor
soclu al unităților centrale
ale masivului Făgăraș
12Bo2C gnais micaceu cu
granat și disten
p. Boia Mică, m. Făgăraș Masivul Făgăraș, Unitatea de
Măgura Câinenilor
soclu al unităților centrale
ale masivului Făgăraș
12MS micașist biotitic
cu granat și
disten
p. Moașa Sebeșului, m.
Făgăraș
Masivul Făgăraș, Unitatea de
Pârâul Moașa, subformațiunea
de Șerbota
soclu al unităților nordice
ale masivului Făgăraș
12MS1 micașist cu
megablaste de
staurolit
p. Moașa Sebeșului, m.
Făgăraș
Masivul Făgăraș, Unitatea de
Pârâul Moașa, subformațiunea
de Șerbota
soclu al unităților nordice
ale masivului Făgăraș
12MA2a micașist biotitic p. Moașa Avrigului, m.
Făgăraș
Masivul Făgăraș, Unitatea de
Pârâul Moașa, subformațiunea
de Șerbota
soclu al unităților nordice
ale masivului Făgăraș
12VB1 amfibolit cu
granat
p. Pietros, Cumpenița Masivul Făgăraș, Complexul de
Cumpăna, formațiunea de
Muntele Lăcșor
soclu al unităților
meridionale ale masivului
Făgăraș
12VB2 metagranitoid p. Pietros, Cumpenița Masivul Făgăraș, Complexul de
Cumpăna, granitoidul de Valea
Bolovanului
soclu al unităților
meridionale ale masivului
Făgăraș
12Cl2 micașist cu granat
retromorfozat
V. Călineștilor, m. Lotrului Unitatea de Câineni (Călinești) soclul lamelor tectonice
dispuse între Pânza Getică și
Masivul Făgăraș
12Ri11 gnais fin Rîușorul Rucărului Masivul Leaota, nivelul gnaisului
de Preajba
unitățile de soclu ale
Masivului Leaota
12BgC micașist
porfiroblastic
v. Bugheanu, m. Iezer Masivul Leaota, Complexul de
Bughea
unitățile de soclu ale
Masivului Leaota
mb gnais micaceu
cu granat
v. Ghimbavului, m. Leaota Masivul Leaota, Complexul de
Bughea
unitățile de soclu ale
Masivului Leaota
LTg2 corneeană cu
paramorfoze
de disten după
andaluzit
Râul Târgului, m. Iezer Masivul Leaota, Unitatea de
Voinești, contactul Granitului de
Albești
unitățile de soclu ale
Masivului Leaota, contactul
granitului de Albești, efecte
de presiune ridicată
12Ri1C micașist cu granat,
disten și cloritoid
Rîușorul Rucărului Masivul Leaota, Unitatea de
Voinești
unitățile de soclu ale
Masivului Leaota
05Tb1A gnais milonitic cu
granat și disten
V. Țîbra, m. Leaota Masivul Leaota, Unitatea de
Voinești
relicte prevarisce, metamorfism
varisc de presiune ridicată
10Iz micașist cu granat Râul Doamnei, m. Făgăraș Masivul Leaota, Unitatea de Iezer unitățile de soclu ale
Masivului Leaota
12SJ micașist cu porfiro-
blaste de granat
și staurolit
Sălciua de Jos, Muntele
Mare
Sistemul pânzelor de Biharia,
Pânza de Baia de Arieș,
complexul de Baia de Arieș
unitățile de soclu ale
Munților Apuseni
4
12Rd1 gnais micaceu
cu granat
V. Vinului, Rodna Veche Pânza Subbucovinică, Pânza
variscă de Rodna, grupul de
Rebra (Rb2)
unitățile de soclu
subbucovinice ale Carpaților
Orientali
12Rd4 micașist cu
granat și
staurolit
V. Vinului, Rodna Veche Pânza Subbucovinică, Pânza
variscă de Rodna, grupul de
Rebra (Rb3)
unitățile de soclu
subbucovinice ale Carpaților
Orientali
12Be2a gnais micaceu
cu granat
p. Békeny, Gheorgheni Pânza Bucovinică, Unitatea
variscă de Rarău
unitățile de soclu bucovinice
ale Carpaților Orientali
12Ib1 micașist retro-
morfozat cu
granat și cloritoid
V. Fierului, Iacobeni Pânza Infrabucovinică, Unitatea
de Iacobeni, Unitatea variscă de
Rarău, grupul de Bretila
unitățile de soclu
infrabucovinice ale
Carpaților Orientali
Selecția probelor s-a desfășurat în momentul recoltării și în urma confecționării unor preparate
microscopice pentru analiza petrografică în laboratoarele instituției gazdă. Pentru identificarea probelor
fertile am prevăzut confecționarea de secțiuni subțiri și lustruite duplicat anterior analizelor și
determinarea conținutului de monazit la microscopul petrografic, alături de identificarea prin
spectroscopie Raman. Din cauza dificultăților legate de granulația măruntă a cristalelor de monazit (de
obicei zeci de microni) și de pregătirea suprafețelor pentru spectroscopia Raman concomitentă cu
observația microscopică, dar și datorită faptului că laboratorul unde am efectuat analizele nu a perceput
costuri de preparare a secțiunilor subțiri lustruite standard pentru analize, am constatat că e mai eficient să
ne concentrăm asupra selecției probelor cu șanse de a obține informație relevantă decât asupra evitării cu
orice preț a investigării la microsondă a unor probe sterile. Din experiența acumulată prin studiul primelor
preparate au fost deduse criterii de selectare a probelor ulterioare, în funcție de corelația între
caracteristicile petrografice și conținutul de monazit. Monazitul apare de regulă în roci de grad mediu cu
staurolit și silicați de aluminiu (Kohn & Malloy, 2004), creșterea sa la grade inferioare fiind inhibată de
concentrații mari ale Ca și Al (Wing et al., 2003), situație în care ar apare, ca rezervor al lantanidelor și al
thoriului, allanitul. Din experiența noastră acumulată monazitul apare abundent în roci intruzive
peraluminoase și este adesea prezent în gnaise și șisturi pelitice de grad mediu; la grade inferioare bugetul
de lantanide este guvernat de prezența mai multor faze minerale carbonatice, fosfatice și silicatice (fig. 1).
A B
Fig. 1 Asociație minerală premergătoare apariției monazitului, micașisturi cu porfiroblaste de oligoclaz și granat, Formațiunea de Valea Dobriașului, Masivul Leaota. A – incluziunile din porfiroblastele feldspatice; B – detaliu din imaginea precedentă; zrn – zircon, rt – rutil, syn – synchysit, bst – bastnäsit, prs - parisit, brt – britholit, tht – thorit, Bt – biotit, Plg - plagioclaz
Nici reacțiile implicând allanitul, nici prezența silicaților de aluminiu nu au prin ele însele un rol
determinant în apariția monazitului în roci, existând și alți factori esențiali, cum ar fi concentrația în fosfor,
5
presiunea apei, pre-existența unor generații de monazit mai vechi. În cazul secvențelor metamorfice
juvenile prograde apariția monazitului este uneori inhibată chiar în cazul prezenței silicaților de aluminiu,
prin persistența echivalenților hidratați, cum ar fi rhabdofanul sau brockitul, asociat cu minerale din familia
apatitelor substituite care pot găzdui thoriul și lantanidele, cum ar fi britholitul (fig. 2).
A B Fig. 2 Asociație minerală premergătoare apariției monazitului, micașisturi cu granat, staurolit și disten subordonat, Formațiunea de Iezer, Masivul Leaota, nivelul micașisturilor faneroblastice (Gheuca, 1988; Gheuca & Dinică, 1996), Râul Doamnei. A – agregate colomorfe de britholit, concrescut cu minerale fosfatice hidratate B – agregat de rhabdofan (rhb) hipidiomorf, ciuruit de microincluziuni.
Identificarea și selecția granulelor pentru analiză s-a efectuat direct asupra preparatelor pentru
microsondă prin imagistică în electroni respinși (BSE) și spectre energodispersive cu un detector EDS atașat
microsondei (fig. 3).
a
b
c
d
e
Fig. 3 Spectre de emisie Röntgen ale fazelor minerale reprezentate în fig. 1-2, detector energodispersiv: a – synchysit, b – parisit, c – bastnäsit (în fundal spectrul înregistrat cu detector de înaltă rezoluție al bastnäsitului de la Ditrău), d – thorit, e – agregat de britholit, apatit (în parte soluții solide) și rhabdofan
Prin reglarea luminozității și a contrastului în imaginile de electroni respinși au fost evidențiate atât
granulele de monazit, având masa atomică medie mai mare decât a mineralelor însoțitoare, cât și structura
lor internă marcată de zonalitatea chimică. Zonalitatea de masă a granulelor, alături de imaginile de
distribuție a elementelor componente, a fost folosită pentru selectarea punctelor de analiză. Deși zonele
bine definite au șanse să se fi format în momente distincte, ceea ce prin analiza de vârstă ar permite
datarea duratei unui proces metamorfic sau a intervalului dintre două evenimente succesive, zonalitatea
chimică a monazitului îmbracă aspecte morfologice complexe, cu implicații genetice de aceeași
complexitate. Raporturile dintre zonalitatea chimică și episoadele de creștere, resorbție și modificare prin
difuzie sunt indicate atât de aspectele morfologice, cât și de concentrațiile elementelor și corelațiile
acestora, fiind determinate de transformările minerale la scara rocii și redistribuirea elementelor chimice
în decursul echilibrărilor succesive, realizate în măsuri și prin procese diferite (fig. 3).
6
a b c d
A. Zonare magmatică cu caracter penecontemporan; a - structură concentrică uneori trunchiată cu nucleu relativ omogen (moștenit) în granitul de Ciocovanu, Complexul de Ursu din Pînza Getică; b-d: zonalitate de aglutinare cu fracționarea Th (c) și a Y până la epuizarea din topitura generatoare (d), urmată de supracreștere cu ambele elemente în partiție cu topiturile reziduale
a b c d B. Zonalitate monometamorfică progradă în șisturile micacee porfiroblastice ale Formațiunii de Sibișel, cu fracționarea intensă a Th (b) care marchează continuarea foliației exterioare și ușoară fracționare a Y (c), a cărui distribuție relativ omogenă indică partiția de echilibru cu matricea; zonalitatea lantanidelor (Ce-d) se corelează negativ cu cea a Th, indicând substituția izomorfă în timpul fracționării acestuia. Punctele de analiză cantitativă se disting pe imaginea de electroni respinși în urma degradării suprafeței preparatului în zonele de incidență a fasciculului de electroni. Urma fasciculului nu se distinge în imaginile de distribuție elementală, arătând că degradarea superficială a preparatului (sau adesea doar a peliculei conductoare) nu afectează determinarea conținuturilor chimice.
a b c d e C. Zonalitate monometamorfică progradă în șisturile micacee ale Formațiunii de Baia de Arieș, cu fracționarea concomitentă a Th (b), U (b) și Y (c) în detrimentul lantanidelor (e) urmată de o supracreștere cu grad de substituire mai scăzut, în echilibru cu xenotimul care arată cele mai mari concentrații de Y și U, fiind sărac în lantanide ușoare (granul cenușiu în partea dreaptă superioară, d) și granatul porfiroblastic din matrice
a b c
D. Zonalități polistadiale în rocile Formațiunii de Armeniș: supracreșterea discordantă unui înveliș bogat în Y peste un nucleu corodat în care se observă fracționarea U (a), îmbogățirea marcată în Y indică formarea monazitului în timpul descompunerii intensive a granatului; b-c: distribuție complexă a Y și U, îndicând fracționare inițială, urmată de scădere a concentrațiilor în
7
timpul partiției cu alte faze, cu un stadiu final discordant de creștere a unui înveliș bogat în Y care corodează celelalte zone
a b c d e f E. Zonalități polistadiale în rocile Unității de Voineasa, Suita metamorfică de Lotru din Pânza Getică. Supracreștere bogată în Y (c) contemporană cu descompunerea masivă a granatului din matrice, în jurul unui nucleu cu zonare concentrică (a-c), însoțită de nucleerea în jurul incluziunilor. În afară de supracreșteri și coroziuni marginale, domeniile discordante tardive bogate în Y corodează relicte cu zonalitate de creștere concentrică (f). Granulul zonat din partea dreaptă superioară în (d) și (f) este zircon.
a b c d e f F. Zonalitate de supracreștere polimetamorfică în gnaisele cu granat din partea superioară a Formațiunii de Voinești, masivul Leaota. Un nucleu cu compoziție complexă este supracrescut de un înveliș mai bogat în Th (b), dar mai sărac în U (c) și Y (d) , crescut concomitent cu neoformare masivă de granat în matricea rocii, cu tendință de zonare oscilatorie. Lantanidele tind să se îmbogățească la margine, odată cu descreșterea Y fracționat în granat.
a b c d e G. Nucleu moștenit de monazit cu zonalitate concentrică (c, d) supracrescut de o anvelopă magmatică în care au fracționat U (b), Y (c) și parțial Th (a). Nucleul este îmbogățit în Nd (d), iar supracreșterea este mai bogată în La (e), a cărui concentrație se corelează invers cu Th. Metagranit de Valea Bolovanului, complexul de Muntele Lăcșor, masivul Făgăraș.
a b c d
e f g h H. Structură de tip nucleu moștenit cu supracreșteri magmatice, aceeași probă. Nucleul mai bogat în Nd (g) concentrează și Th (a), corelat pozitiv atât cu Ca (b), cât și cu Si (c), pe când anvelopa de supracreștere prezintă fracționarea concomitentă a U (e)
8
și Y (f). Agregatul prezintă o coroană dublă, cu porțiunea proximală constituită din apatit cu conținuturi maxime de Ca (b) și P (d), iar cu cea distală compusă dintr-un termen intermediar al supergrupului apatitului cu conținuturi de lantanide, U, Th, Y, Fe, Al, Si, S. Coroana este probabil postmagmatică, formată prin alterare deuterică.
a b c I. Falsă zonare concentrică formată prin recristalizarea monazitului mai bogat în Y (c), decuplat de Th (b), asociat cu xenotim (masă atomică medie mai mică – a, conținut foarte ridicat de Y – c). Porțiunile mai bogate în Y apar spre margine, dar și în poziție centrală, unde monazitul este idiomorf și relativ lipsit de incluziuni, conținând domenii relicte mai grele. Vârstele zonei recristalizate bogate în Y sunt mai tinere.
Fig. 4 Exemple de zonalități chimice ale monazitului în funcție de istoria sa de cristalizare și condițiile de formare și evoluție
Analizele chimice cantitative au fost efectuate cu ajutorul unei microsonde electronice Cameca SX-100
echipată cu 5 spectrometre, aflată la Institutul de Mineralogie și Cristalochimie al Universității din
Stuttgart. Procedura de măsurare a fost pusă la punct împreună cu specialiștii acestui institut, interesați de
colaborarea cu echipa proiectului pentru punerea la punct a unei metodologii analitice, respectiv
obținerea, prelucrarea și interpretarea cu o precizie corespunzătoare a rezultatelor de vârstă. Pentru
determinarea corectă a efectului de matrice, analiza elementelor majore și a celor minore s-a desfășurat
concomitent, folosind condiții experimentale de natură a maximiza intensitatea semnalului pentru o
precizie cât mai mare în analiza elementelor minore, în special a plumbului. Tensiunea de accelerare a
fasciculului de electroni folosită a fost 20 kV, cu o intensitate a curentului de 200 nA. În cazul analizei altor
faze minerale cu conținuturi mari ale unor elemente cum ar fi Y (xenotim) sau Th (thorit, thorianit), pentru
reducerea timpilor morți intensitatea curentului a fost coborâtă la 50 nA. Scăderea intensității semnalului
nu a afectat precizia analitică de măsurare a Pb în cazul mineralelor thorifere sau uranothorifere, dar a dus
la rapoarte acrofază/fond dezavantajoase în cazul xenotimului. Cele cinci spectrometre au fost configurate
cu cristalele LIF (radiația LaLα, CeLα, NdLβ, SmLβ), LLIF (EuLβ, GdLβ, DyLβ, PrLβ), LPET (PbMα), TAP (SiKα,
YLα) și PET (ThMα, PKα, SKα, CaKα, UMβ). Pentru analiza plumbului, în scopul evitării interferențelor
nedorite, am folosit modul diferențial în analiza amplitudinii pulsului, iar raportul dezavantajos dintre
semnal și fond la concentrații scăzute a fost compensat prin prelungirea timpului de măsurare, astfel încât
un detector a fost dedicat în întregime analizei Pb în timpul unei măsurători individuale (500 s acrofaza și
500 s fondul). Timpii de măsurare au variat de la 20-40 s (semnal și fond) în cazul elementelor prezente în
concentrații mari (Ce, La, P), crescând la 140 s în cazul Th și 200-400 s în cazul lantanidelor mai grele decât
Ce și al U, respectiv 500 s în cazul Pb. Pentru evitarea interferențelor spectrale au fost selectate spre
măsurare liniile Lβ ale Nd, Sm, Gd, Dy și Eu, respectiv linia Mβ a uraniului. Pentru alegerea avantajoasă a
liniilor de bază în cadrul fișierelor de măsurare a fost folosită simularea cu ajutorul programului Virtual
WDS (Reed & Buckley, 1996) a liniilor de emisie la compoziții date. Interferențele care nu au putut fi evitate
au fost compensate cu factori de corecție determinați empiric prin “măsurarea” elementului care suferă
interferențe pe standardele elementelor care determină interferențele. Astfel la radiația PbMα aparentă se
adună contribuțiile radiațiilor YLγ2-3 și ThMz2-3, de aceea valoarea măsurată a fost corectată pentru cele
două elemente cu factori proporționali cu concentrațiile acestora. Aceeași situație ar fi apărut prin
măsurarea liniei PbMβ, peste care se suprapune linia UMz2, în această situație fiind necesar să se
9
compenseze și conținutul de U măsurat, deoarece liniile UMα și UMβ suferă interferența radiațiilor ThMβ,
respectiv ThMγ. Am preferat măsurarea liniilor UMβ și PbMα, aplicând corecțiile relativ mici pentru
concentrația de Y și Th determinate măsurând liniile YLα și ThMα. În cazul determinării concentrației de
lantanide, selectarea alternativă a liniilor α sau β nu rezolvă complet problema interferențelor – Eu aflat în
poziție mediană în seria lantanidelor suferă interferențe spectrale puternice ale DyLα2 afectând linia EuLβ1
și ale PrLβ2 și NdLβ3 peste linia EuLα1, corecția necesară fiind substanțială. În cazul Ho, prezent de obicei
în concentrații mici, peste HoLα1 se suprapune linia mai intensă GdLβ1, iar fondul liniei mai puțin intense
HoLβ1 suferă interferențe din partea SmLγ3, EuLγ1, DyLβ și LuLα1, astfel încât elementul poate fi măsurat
cu o sensibilitate redusă analizând linia HoLβ1. Linia YbLα1 suferă multiple interferențe din partea
lantanidelor mai ușoare, astfel încât în cazul monazitelor este de preferat să fie măsurate lantanidele doar
până la Dy, relațiile concentrație-senzitivitate ale celor mai grele neaducând contribuții care nu pot fi
neglijate nici la determinarea efectului de matrice, nici la caracterizarea chimică a monazitelor.
Determinarea concentrației elementelor s-a realizat folosind etaloane chimice cristalizate în majoritate
sintetice: fosfați ai lantanoidelor (inclusiv Y) pentru elementele acestei grupe și P, oxizi tetravalenți pentru
U și Th, galenă pentru Pb, respectiv wollastonit pentru Si și Ca.
Datele analitice au fost prelucrate pentru stabilirea formulei structurale, a compoziției normalizate la
chondrite și a vârstei fiecărui punct de analiză. În cazul prelucrării datelor pentru calcularea vârstei am
elaborat și folosit un procedeu propriu (Săbău, 2012), care permite formularea explicită a dependenței
vârstei de conținuturile de U, Th, (Y) și Pb analizate. Astfel a devenit posibilă și calcularea erorilor standard
de vârstă ale fiecărui punct de analiză prin propagarea erorilor de conținut în această formulă explicită,
respectiv tratarea statistică riguroasă a fiecărei analize în procesul de determinare a populațiilor de vârste
relevante din punct de vedere geologic.
Într-un stadiu inițial am încercat să folosim etaloane de vârstă pentru calibrarea rezultatelor, aparent cel
mai potrivit fiind monazitul pegmatitic larg cristalizat de la Moacir (Brazilia), care a fusese caracterizat
chimic și izotopic în mod amănunțit (Seydoux-Guillaume et al., 2002). Analizele efectuate asupra unui
fragment cristalin centimetric de la Moacir, disponibil la Universitatea din Stuttgart, au dat vârsta de
476.9±9.3 Ma, cu un grad de încredere de 95%, MWSD = 0.35 și probabilitatea de 0.70, în acord cu valorile
citate de Seydoux-Guillaume et al. (2002, 2004), 474±1 Ma în sistemul U-Pb și 479 Ma în sistemul U-Th/He
(determinat de R. Pik). Gasquet et al. (2010), având în cadrul colectivului și un cercetător care a participat
la determinările efectuate de Seydoux-Guillaume et al. (2002) susțin necesitatea reanalizării standardului
Moacir și obțin prin ID-TIMS vârste 207Pb/235U de 504.3 ± 0.2 Ma pentru acesta, remarcând și o ușoară
discordanță inversă datorită dezechilibrului în sistemul 206Pb/238U. Vârstele medii 206Pb-207Pb calculate
rămân de 473.3±0.6 Ma. Alte determinări efectuate după ce valabilitatea vârstei determinate de Seydoux-
Guillaume et al. (2002) a fost pusă la îndoială au furnizat valorile de 502 ± 3.5 Ma (Axel Gerdes, Frankfurt,
LA-ICPMS 207Pb/235U), 508 ± 3.5 (Gerdes, 208Pb/232Th). 500-510 Ma (Seibel, Tübingen, TIMS, discordanță
inversă). Văzând rezultatele acestor determinări, am reanalizat fragmentul de monazit de la Moacir al
Universității din Stuttgart în două sesiuni. Prima măsurătoare a fost efectuată asupra unui domeniu
restrâns din cristal, obținându-se o vârstă medie de 521.6±5.1 Ma cu un grad de încredere de 95%, MWSD
= 0.15 și probabilitatea de 0.96. La a doua sesiune am acoperit o suprafață de 400x600 μm obținând vîrste
variabile între 488 ± 6 Ma și 431.5 ± 5.8 Ma, cu o tendință de variație sistematică de-a lungul traversei de
măsurare, dar acuratețe bună în cadrul microdomeniilor. O investigație amănunțită a întregii suprafețe
urmează să fie efectuată în cadrul următoarei sesiuni analitice. În urma rezultatelor obținute am înțeles că
pe de o parte monazitul de la Moacir nu are omogenitatea necesară pentru a fi folosit ca etalon, iar pe de
altă parte pentru determinarea chimică U-Th-Pbt a vîrstei monazitului folosirea unui standard de vârstă nu
10
este o necesitate, în cazul determinărilor chimice de vârste fiind esențială calibrarea atentă a conținuturilor
cu ajutorul etaloanelor chimice potrivit alese. Mai degrabă folosirea unui asemenea standard este necesară
în cazul măsurătorilor izotopice, pentru calibrarea rapoartelor analizate pentru anumite domenii de vârstă.
Pentru verificarea rezultatelor analitice am folosit o evaluare complexă, prin compararea vârstelor
efectuate prin metode izotopice asupra rocilor magmatice cu o poziție structurală bine definită, analiza
diferențelelor între formațiuni prin criterii geologice, respectiv comparația cu date obținute de alte
colective care efectuează datări prin metode izotopice (PN-II-ID-PCE-2011-3-0100), cu care ne-am aflat în
relații de colaborare și schimb de informații în decursul desfășurării proiectului.
Am pus la punct și aplicat o metodologie de prelucrare a datelor analitice, de la conținuturi în elemente
care suferă dezintegrare radioactivă și descendenții lor finali, pînă la obținerea spectrelor de vîrstă și
identificarea evenimentelor termotectonice (Săbău & Negulescu, 2013). Analizele individuale din cadrul
fiecărei probe au format spectre de vârstă, adesea extinse pe perioade îndelungate de timp și cu o
structură dificil de interpretat. Prelucrarea lor statistică s-a realizat prin ordonare crescătoare și
identificarea domeniilor congruente prin intermediul gradientului normalizat la erorile individuale.
Domeniile au fost identificate prin recunoașterea alurii caracteristice a distribuției gaussiene în graficul
gradientului normalizat, constând din porțiuni cu concavitatea în sus (fig. 5).
Analizele fiecăruia dintre
domeniile separate au fost
prelucrate prin determinarea
valorii medii și a abaterii
standard, prin ponderare
proporțională cu inversul
pătratului abaterii standard
individuale. În cazul în care
variațiile vârstelor deter-
minate au format domenii
uniform descrescătoare ex-
tinse, a căror medie ponde-
rată prezenta valori sta-
tistice de precizie mai
scăzută, domeniile au fost
fragmentate în segmente cu
parametri statistici mai
preciși. În urma încercărilor
iterative, am ales ca prag
inițial de separare a domeniilor valori ale gradientului normalizat de 0.75, iar ca prag acceptabil în cadrul
unui domeniu valori ale probabilității mediei mai mari de 0.5 și valori ale abaterii medii pătratice ponderate
(MWSD) inferioare valorii de 0.5. Valorile medii și abaterile standard ale domeniilor au fost reținute ca
domenii de vîrstă relevante sau au fost supuse unor prelucrări ulterioare. Din valorile individuale și
abaterile standard a fost construită funcția globală de probabilitate (fig. 6a), care a fost proiectată alături
de funcțiile de distribuție a probabilității pentru domeniile separate anterior. Deconvoluția funcției de
probabilitate s-a realizat prin introducerea valorilor medii și de precizie ale domeniilor identificate în
spectrul de vîrstă și ajustarea abaterii standard a domeniilor până la obținerea unei valori acceptabile a
erorilor reziduale față de funcția globală de distribuție a probabilității. Pentru fiecare probă evaluarea
Fig. 5 Separarea domeniilor statistic congruente și parametrii acestora din spectrul de vârstă al Granitului de Ciocovanu, Pânza Getică. Se disting vârste moștenite cu alură descrescătoare și o zonă de platou corespunzănd cu vârstele magmatice, care caracterizează cristalizarea granitului în urma topirii anatectice, urmată de recristalizări minore subsolidus. Curba de variație trasată cu roșu reprezintă gradientul de vârstă normalizat în cadrul graficului ordonat în ordinea crescătoare a vârstelor. Limita domeniilor marcată cu romburi; limitele cu valoare inferioară valorii limită prealabile de 0.75 figurate cu albastru.
0
100
200
300
400
500
600
CC
CF_m
nz22C
C2-9-dark
CC
2-2-darkC
C2-9-dark
CC
2-16cC
C2-18-dark
CC
2-5cC
C2-14r
CC
2-2-darkC
C2-17c-upper
CC
CF_m
nz18C
C2-14c
CC
2-17c-middle
CC
2-4c-rightC
C2-8r
CC
CF_m
nz24C
C2-20r
CC
CF_m
nz15C
CC
F_mnz7
CC
2-11rC
C2-17r-m
iddleC
C2-6r-right
CC
2-18rC
C2-9c-left
CC
2-15rC
CC
F_mnz14
CC
2-9r-leftC
CC
F_mnz16
CC
CF_m
nz9C
C2-5r
CC
2-7r-rightC
C2-4r-left
CC
2-4r-rightC
CC
F_mnz4
CC
2-17-darkC
C2-6r-left_2
CC
2-12rC
CC
F_mnz6
CC
2-19-darkC
C2-18c_1
CC
2-3rC
C2-17r-upper
CC
2-6r-left_1C
CC
F_mnz25
CC
2-18cC
C2-18r
CC
2-8r_1C
C2-6r-left
CC
2-8cC
C2-11c
CC
2-17c-lower
CC
CF_m
nz12C
C2-19r
CC
CF_m
nz23C
C2-17r-low
erC
C2-7c-right
CC
2-7c-leftC
CC
F_mnz10
CC
2-7r-leftC
CC
F_mnz1
CC
CF_m
nz21C
C2-12c
CC
2-10rC
CC
F_mnz8
CC
2-13cC
CC
F_mnz5
CC
2-19cC
CC
F_mnz20
CC
CF_m
nz11C
C2-2r
CC
2-9c-rightC
C2-13r
CC
2-9r-rightC
C2-15c
CC
CF_m
nz13C
C2-19r
CC
2-6c-leftC
C2-10c
CC
CF_m
nz19C
C2-2c
CC
2-6c-rightC
C2-20c
CC
2-4c-left
CCCF
0
0.75
1.5
Mean = 135.9±7.6 [5.6%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 5 rej. MSWD = 0.25, probability = 0.81
Mean = 165.6±4.7 [2.8%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 18 rej. MSWD = 0.26, probability = 0.999
Mean = 186.8±7.3 [3.9%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 9 rej. MSWD = 0.18, probability = 0.994
Mean = 237.0±5.8 [2.5%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 10 rej. MSWD = 1.04, probability = 0.40
Mean = 274.2±5.8 [2.1%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 19 rej. MSWD = 1.3, probability = 0.18
Mean = 444±12 [2.7%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 3 rej. MSWD = 0.24, probability = 0.79
Mean = 308.2±9.8 [3.2%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 6 rej. MSWD = 0.14, probability = 0.98
414±18 , 2 0.00034, 0.99
329±12, 2 0.76, 0.38
Mean = 360±21 [5.7%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 4 rej. MSWD = 0.074, probability = 0.97
Mean = 207±11 [5.3%] 95% conf.
11
datelor de vîrstă cu semnificație geologică s-a făcut pe baza domeniilor de vîrstă sau a maximelor rezultate
în urma deconvoluției funcției de probabilitate (fig. 6b).
a b
Fig. 6 Prelucrarea statistică a spectrului de vârstă pentru proba din fig. 5. a - Graficul valorilor analitice și cu reprezentarea funcției globale de distribuție a probabilității și a funcțiilor de probabilitate ale domeniilor de vârstă separate în fig. 5; b – deconvoluția funcției de probabilitate folosind ca date inițiale domeniile separate pe baza gradientului de vârstă normalizat . Medalionul prezintă graficul erorilor reziduale scalat pentru a se vedea distribuția acestora.
Modificarea iterativă a valorilor erorii standard a domeniilor pentru minimizarea erorilor reziduale a fost
efectuată automat, folosind minimizări alternative/succesive ale integralei erorilor reziduale, ale valorilor
extreme și ale sumei pătratelor erorilor reziduale. Deconvoluția a fost considerată corespunzătoare în
cazul unei distribuții omogene a rezidualelor la valori absolute mai mici de 5x10-4 unități de probabilitate.
Domeniile de vârstă rezultate în urma deconvoluției au fost analizate în vederea identificării semnificației
geologice. Domeniile distincte la nivelul probabilității de 95% au fost interpretate ca evenimente distincte,
iar celelalte stadii ale unor procese care s-au desfășurat pe o durată mai îndelungată de timp sau momente
care nu au putut fi distinse la nivelul rezoluției de investigare.
În urma aplicării procedurii de prelucrare a datelor folosită au rezultat următoarele caracteristici, privind
atît aplicabilitatea metodei, cît și distribuția evenimentelor termotectonice în formațiunile studiate:
spectrele de vîrstă ale monazitului au toate șansele de a conserva vîrsta evenimentului metamorfic
generator, dar înregistrează puternic amprenta unor evenimente ulterioare, mai ales în cazul unor
decompresiuni cu creștere de temperatură (Săbău & Negulescu, 2012a).
soclul metamorfic al multor unități din Carpații Meridionali constă dintr-o alternanță tectonică de
metamorfite varisce juvenile și fragmente crustale de vîrstă mai veche remobilizate și parțial
remetamorfozate (Suita de Lotru, Masivul Leaota) (Săbău & Negulescu, 2012b). Spectrele de vârstă
ale monazitului prezintă o rezoluție destul de bună pentru distingerea acestor situații.
ulterior momentului de maximă intensitate a metamorfismului, manifesta prin intensitatea cea mai
mare a amprentei structurale și cel mai adesea prin temperaturile cele mai înalte, apar suprapuneri
paragenetice în timpul colapsului tectonic și al proceselor de exhumare, cu durată îndelungată. În
cazul Suitei Metamorfice de Lotru amprenta termică se înregistrează pînă la sfîrșitul Permianului,
continuînd prin fenomene de denudare localizate, sub forma unor domuri de gnaise și granitoide
exhumate în stare plastică și amplasate chiar pînă la finele Jurasicului, în regim extensional (Săbău
& Negulescu, 2012c).
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
100 150 200 250 300 350 400 450 500 550
n
Age, Ma
experimental distributionprobability functionpooled age clusters
CCCF
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
0.035
100 150 200 250 300 350 400 450 500 550
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
CCCF
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
100 200 300 400 500
12
Complexitatea spectrelor de vârstă obținute, mai ales în cazul unor unități cu evoluție polistadială, pune
mari dificultăți de interpretare. Din acast motiv este necesară aplicarea unor criterii discriminante
suplimentare, prin interpretarea integrată a spectrelor de vârstă cu caracteristicile petrografice al
formațiunilor gazdă, gradul și natura echilibrării chimice a granulelor de monazit cu fazele coexistente,
relațiile texturale în care sunt implicate generațiile succesive de monazit. În special compoziția chimică a
monazitului și variația acesteia în decursul evoluției cristalului în rocă oferă informații importante despre
regimul de creștere, natura mediului și transformările ulterioare (Săbău et al., 2013). Dacă relațiile
texturale din rocă pot fi descrise doar calitativ și pot fi supuse unor interpretări cu un anumit grad de
subiectivitate, caracteristicile chimice al monazitului oferă criterii cantitative. Procedura de prelucrare a
datelor chimice pe care am aplicat-o (Săbău & Negulescu, 2013) constă din:
calculul formulei structurale din analiza chimică completă și reprezentarea în diagrame discriminante a cationilor principali din rețeaua monazitului
separarea de populații sau tendințe de evoluție în aceste diagrame (Fig. 7a)
normalizarea conținuturilor la chondrite și reprezentarea în diagrame de lantanide normalizate
gruparea analizelor în populații după aspectul în diagrama normalizată la chondrite și verificarea concordanței cu populațiile separate în diagramele ternare
caracterizarea formei curbelor de variație a analizelor individuale prin parametri cantitativi cum ar fi rapoartele normalizate La/Nd, Nd/Gd, Gd/Y, U/Th, respectiv Y/Y* și Eu/Eu*, unde Y* = DyCN
2/GdCN, iar Eu* = √SmCN*GdCN
urmărirea graficelor de variație a parametrilor de mai sus în paralel cu spectrul de vârste (Fig. 7b) și corelația dintre ele, cu regruparea iterativă a populațiilor separate
a b Fig 7. Diagrame cationice ternare și diagrame normalizate la chondrite caracteristice pentru proba caracterizată ]n fig. 5-6. Cele 6 populații distincte chimic din (a) se corelează relativ bine cu domeniile de vârstă (b), în special în cazul domeniului magmatic, care corespunde cu populațiile 5 și 6
Urmând procedurile expuse mai sus, au fost investigate monazite din soclul cristalin al Carpaților
Meridionali, al Carpaților Orientali și parțial al Munților Apuseni. Celelalte unități structurale enumerate în
propunerea de proiect nu au putut fi investigate în primul rând datorită reducerii substanțiale a finanțării
în anul 2013, impusă de autoritatea contractantă în ciuda contractului de finanțare aprobat inițial.
Fondurile mult reduse alocate acestui an nu au reușit să acopere nici măcar costurile de personal, nelăsând
disponibilități pentru recoltarea probelor de pe teren, respectiv prepararea și analizarea acestora. Ne
exprimăm speranța că suma transferată spre alte destinații a fost folosită eficient.
Soclul cristalin al Carpaților Meridionali a fost investigat relativ detaliat, urmărind unitățile structurale și
petrografice relativ bine cunoscute din literatura existentă. În cadrul unităților Danubiene am procedat la
datarea soclului din Danubianul Inferior cu unitățile sale varisce de Vâlcan-Pilugu și Parâng-Retezat, litologii
1E+3
1E+4
1E+5
1E+6
U* Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Ygroup 1 group 2 group 3
group 4 group 5 group 6
U+Th+Ca
Y+Nd+MREE
LREE
Y
Nd+MREE
LREE
CCCF
0
100
200
300
400
500
600
CC
CF_m
nz22C
C2-9-dark
CC
2-2-darkC
C2-9-dark
CC
2-16cC
C2-18-dark
CC
2-5cC
C2-14r
CC
2-2-darkC
C2-17c-upper
CC
CF_m
nz18C
C2-14c
CC
2-17c-middle
CC
2-4c-rightC
C2-8r
CC
CF_m
nz24C
C2-20r
CC
CF_m
nz15C
CC
F_mnz7
CC
2-11rC
C2-17r-m
iddleC
C2-6r-right
CC
2-18rC
C2-9c-left
CC
2-15rC
CC
F_mnz14
CC
2-9r-leftC
CC
F_mnz16
CC
CF_m
nz9C
C2-5r
CC
2-7r-rightC
C2-4r-left
CC
2-4r-rightC
CC
F_mnz4
CC
2-17-darkC
C2-6r-left_2
CC
2-12rC
CC
F_mnz6
CC
2-19-darkC
C2-18c_1
CC
2-3rC
C2-17r-upper
CC
2-6r-left_1C
CC
F_mnz25
CC
2-18cC
C2-18r
CC
2-8r_1C
C2-6r-left
CC
2-11cC
C2-17c-low
erC
CC
F_mnz12
CC
2-19rC
CC
F_mnz23
CC
2-17r-lower
CC
2-7c-rightC
C2-7c-left
CC
CF_m
nz10C
C2-7r-left
CC
CF_m
nz1C
CC
F_mnz21
CC
2-12cC
C2-10r
CC
CF_m
nz8C
C2-13c
CC
CF_m
nz5C
C2-19c
CC
CF_m
nz20C
CC
F_mnz11
CC
2-2rC
C2-9c-right
CC
2-13rC
C2-9r-right
CC
2-15cC
CC
F_mnz13
CC
2-19rC
C2-6c-left
CC
2-10cC
CC
F_mnz19
CC
2-2cC
C2-6c-right
CC
2-20cC
C2-4c-left
CCCF
0
0.75
1.5
0.1
1
10
(La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN
123456
13
ale Danubianului Superior care conțin monazit, respectiv unitățile danubiene din Banatul de sud, parțial
corelate în literatura de specialitate, ca și unitățile danubiene superioare, cu litologii din Danubianul
Inferior. În cadrul unității varisce de Vîlcan-Pilugu există date convingătoare privind evoluția panafricană,
atît ca metamorfism, cât și în ceea ce privește intruziunea corpurilor de granitoide. Analizele efectuate au
urmărit evidențierea unor detalii, cum ar fi relația dintre maximul metamorfic și intruziunea granitoidelor
pre/sin-cinematice de tip Șușița, respectiv vîrsta migmatizării intense și caracteristice acestui soclu. Pentru
rocile skarnoide nemigmatizate din complexul carbonato-grafitos al Grupului de Lainici-Păiuș datarea
uranothoritului și a thorianitului uranifer a indicat vârste de 629.5±3.5, respectiv 633.9 ± 3.2 Ma. Spectrul
de vârstă al monazitului din enclave ale granitului de Șușița prezintă distribuția din fig. 8a.
a b
Fig. 8 Spectre de vârstă din rocile unității de Vâlcan-Pilugu. a – granitoide pre/sincinematice; b – migmatite feldspatice
Concentrația cea mai mare din spectrul de vârste se plasează în jurul valorii de 575 ± 4.08 Ma, care
marchează cel mai probabil maximul termic asociat intruziunii granitelor de Șușița. Vârstele proterozoic
superioare corespunzând apexului de la 616.7 ± 4.44 reprezintă valori moștenite din evoluția metamorfică
anterioară intruziunii granitului, comparabile cu vârstele metamorfice din skarnoidele nemigmatizate și
neintruse de granitoide. Vîrstele mai tinere subordonate corespund evoluției din paleozoicul inferior și se
regăsesc în migmatitele din fig. 8b. Rezultă din datele prezentate că Grupul de Lainici-Păiuși a avut o
evoluție metamorfică în timpul Ediacaranului inferior, care a culminat cu intruziuni granitoide puse în loc
spre limita superioară a Proterozoicului, iar în timpul Cambrianului s-au menținut condiții metamorfice de
grad ridicat de care se leagă și migmatizarea caracteristică a grupului, conform datelor obținute ulterioară
intruziunilor granitice de tip Șușița și Tismana.
Deși ideea că soclurile metamorfice ale Danubianului au avut în totalitate o evoluție panafricană este
împărtășită de majoritatea cercetătorilor, cu toate datele recente care arată vârsta variscă a intruziunilor
din unitatea de Parâng-Retezat, toate datele noastre de vârstă arată clar consolidarea variscă a tuturor
celorlalte socluri din unitățile Danubiene, corespunzând complexelor cristaline de Drăgșan, Ielova,
Vodna/Corbu, Neamțu și Poiana Mraconia. Demne de semnalat sunt spectrele de vârstă din soclurile de
Vodna și Drăgșan, care nu numai că nu înregistrează vârste mai vechi decât cele varisce, dar o fracție
abundentă din monazitele analizate indică vârste permiene târzii sau chiar mai tinere decât limita Permian-
Triasic (fig. 9). O situație aparte o prezintă rocile complexului de Drăgșan, care pe de o parte include
ortognaise (de Făgețel) cu vârste de intruziune de 810 Ma (Balintoni et al., 2011), iar pe de altă parte
vârstele metamorfice dominante ale monazitului se plasează în intervalul 267 ± 7.1 Ma. Această situație
implică fie intruziunea gnaiselor de Făgețel în roci sedimentare și metamorfozarea întregului ansamblu
abia în timpul orogenezei varisce, urmată de încălecări varisce târzii sau imediat post-varisce, fie faptul că
fixed nfit sigma
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
500 550 600 650
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled regression
11LP408
-5.E-04
-3.E-04
-1.E-04
1.E-04
3.E-04
5.E-04
500 600
Φ
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
0.035
0.04
350 400 450 500 550
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters
11Rc1
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
350 450 550
14
suita de Drăgșan s-a constituit prin imbricarea tectonică variscă a unor unități cu evoluție anterioară
diferită. Din păcate majoritatea litologiilor suitei nu conțin de regulă monazit, care ar fi putut oferi date
pentru clarificarea situației, iar relațiile de intruziune ale gnaiselor de Făgețel sunt mai degrabă
interpretate decât identificate pe teren.
a
b
Fig. 9 Spectre de vârstă ale monazitelor tinere din unitățile danubiene a – grupul Drăgșan; b – formațiunea de Vodna
Celelalte unități de soclu danubian prezintă spectre de vârstă metamorfică indubitabil varisce; cele mai
vechi se găsesc în complexul de Ielova (gruparea dominantă la 368.8 ± 3.32 Ma - fig. 10a), net deosebit de
litologii asemănătoare din Domeniul Getic. Se remarcă și micașisturile cu granat și disten identificate în
seria de Poiana Mraconia (Stan, 1984; Plissart, 2012), care prezintă un spectru varisc tipic.
a b Fig. 10 Spectre de vârstă ale monazitelor caracteristice unităților danubiene a – complexul de Ielova; b – formațiunea de Poiana Mraconia
Rocile Suitei Metamorfice de Lotru ale Pânzei Getice au furnizat spectre de vârstă complexe, documentând
imbricarea variscă a unor fragmente de soclu mai vechi cu metamorfite juvenile, urmată de colaps orogen
și exhumare diferențiată, culminând cu amplasarea unor complexe de denudare gnaisice-granitice (Săbău
& Negulescu, 2012 a,b,c).
Strategia de probare a avut ca țintă roci prevarisce identificate în Unitatea de Voineasa, inclusiv
metagranitoidele de Tilișca și rocile lor gazdă și șisturi micacee aflate în diverse poziții structurale, în relații
paragenetice și texturale relevante pentru momente bine definite în constituire și evoluția complexului de
soclu. În cadrul unității structurale superioare au fost investigate cele mai vechi asociații conținând
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
0.065
0.075
275 300 325 350 375
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clustersSeries2
13NS
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
275 325 375
fixed nfit sigma
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
300 350 400
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesregressed age clustersresiduals
11Il1A
-3.E-04
-1.E-04
1.E-04
3.E-04
300 350 400
Φ
fixed nfit sigma
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
0.035
0.04
0.045
0.05
0.055
200 250 300 350
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled regressionresiduals
11Top1
-3.E-4
-2.E-4
-1.E-4
0.E+0
1.E-4
2.E-4
3.E-4
200 250 300 350
Φ
fixed nfit sigma
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
0.035
0.04
0.045
100 150 200 250 300
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresiduals
11Sca3b
-3.E-4
-2.E-4
-1.E-4
0.E+0
1.E-4
2.E-4
3.E-4
100 150 200 250 300
Φ
15
monazit, incluse în porfiroblastele de disten și conținând monazite în echilibru cu faze fosfatice
precursoare (fig. 11), agregate de monazit formate în timpul încălecării unității superioare (de Semenic)
peste restul complexului metamorfic, respectiv litologii tipice ale unităților constituente.
c. Spectre energodispersive ale fazelor fosfatice coexistente cu monazitul
Fig. 11 Incluziune polifazică în megablaste de disten (ky) cu relicte dinaintea maximului metamorfic: monazitul (mnz) coexistă cu faze fosfatice precursoare (florencit – flo, lazulit - lzl), rutil (rt), corindon (crm), paragonit (prg). Cu excepția rutilului și monazitului, fazele din interiorul incluziunii nu mai sunt prezente în matricea rocii. a – imagine microscopică cu nicoli parțial încrucișați, b – imagine în electroni respinși, c – spectre Roentgen ale florencitului și lazulitului
Datele obținute plasează metamorfismul rocilor unității de Semenic și stivuirea tectonică a Suitei
Metamorfice de Lotru în orogeneza variscă, astfel încât maximul metamorfic de grad mediu cu tendință de
presiune ridicată se plasează în jurul vârstei de 350 Ma, iar încălecarea Unității de Semenic se produce cel
mai probabil cu puțin înaintea recristalizărilor din talpa unității, cu neoformare de monazit abundent pe
seama apatitului. Este de remarcat că incluziunile polifazice cu conținut de fosfor și lantanide conservate în
disten au avut o evoluție ulterioară includerii în sistem închis și reflectă reechilibrarea sistemului U-Th-Pb
chiar ulterior formării unei noi generații de monazit pe seama apatitului în matricea exterioară, explicabilă
prin evoluția eratică a mediului din interiorul incluziunii prin izolare chimică și creșterea presiunii prin
reacțiile de deshidratare care s-au produs la creșterea temperaturii pe traseul prograd, urmată de răcire în
timp ce cantitatea de fluide încapsulate se menține constantă. În matricea rocii recristalizarea monazitului
apare pe panta retrogradă, timp de încă 50 Ma de la edificarea paragenezei de maxim (Fig. 12).
Fig. 12 Spectrul de vârstă al monazitelor din Unitatea de Semenic a – incluziuni izolate în porfiroblaste de disten, b – monazit format predominant imediat în urma stivuirii tectonice, c – recristalizare post-tectonică a monazitului în paralel cu corodarea cristalelor de apatit, d – spectrul de vârste din matricea rocii, conservând asociația de maxim metamorfic
În afară de metamorfitele indubitabil juvenile, în Suita de Lotru apar intercalate roci care nu numai că
reprezintă un soclu mai vechi dezmembrat și inclus în stiva de matamorfite, dar care prezintă readaptări
varisce neglijabile atât în ce privește asociațiile mineralogice, cât și în ceea ce privește spectrul de vârste
înregistrat de granulele de monazit. Metagranitele de Tilișca prezintă un platou dominant de vârste ale
monazitului la 459.5 ± 2 Ma, interpretat ca fiind episodul dominant de cristalizare din magmă, care începe
la 484 ± 12.5 Ma. Un maxim satelit la 442 ± 8 Ma a înregistrat recristalizarea monazitului în timpul unui
metamorfism suprapus la puțin timp după amplasarea intruziunii, caracterizat de asociații de grad ridicat și
presiuni relativ ridicate. Această amprentă este cea mai pronunțată și în rocile gazdă, care în urma
deconvoluției spectrului de vârste prezintă maxim larg în spectrul vârstelor la 466 ± 20 Ma, urmat de un
apex la 426 ± 16 Ma (Fig 13). Readaptările varisce sunt cu totul subordonate, fiind sesizabile în granitul de
Tilișca.
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
200 250 300 350 400
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters
9402
-1.5E-3
-1.E-3
-5.E-4
0.E+0
5.E-4
1.E-3
1.5E-3
200 300 400
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
200 250 300 350 400
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
2252HA
-5E-4
0E+0
5E-4
200 300 400
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
200 250 300 350 400
Φ
Age, Ma
probability function
deconvolved ages
residuals
pooled age clusters
9516
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
200 300 400
16
a b Fig. 13 Spectre de vârstă ale rocilor din Complexul de Valea Căprăreasa, care reprezintă un soclu mai vechi remobilizat în orogeneza variscă, slab reechilibrat în timpul metamorfismului dominant al suitei gazdă. a – metagranitele de Tilișca; b – gnaise biotitice cu granat, disten și feldspat potasic de Valea Vătafului
Rocile unității mediane de Voineasa prezintă un spectru de vârste surprinzător de tinere, acoperind
intervalul 300 – 225 Ma cu o dezvoltare aparent continuă, corelată cu variații ale compoziției monazitului
(Fig. 14). Persistența vârstelor până la nivelul Triasicului indică exhumări diferențiate ale rocilor unității.
a b c Fig. 14 Spectre de vârstă ale rocilor micacee din Unitatea de Voineasa, înregistrând o evoluție de “întinerire” treptată, cu o bună corelație între chimismul monazitului și momentul formării, extrem de evidentă în (a)
Aceeași tendință de prelungire a readaptărilor metamorfice post-varisce, legate de exhumare diferențiată
a maselor de roci în stare fierbinte se constată în unitatea inferioară de Armeniș. În general vârstele
monazitelor tind să devină mai tinere cu gradul metamorfic și cu creșterea gradientului termobaric în
asociațiile metamorfice de echilibru (Fig. 15).
Fig. 15 Chimismul și spectrul de vârstă al monazitelor din rocile de grad ridicat ale Unității de Armeniș
Termenul extrem al acestei tendințe e manifestat de Complexul de Ursu, care este echilibrat în condiții
metamorfice de grad ridicat și presiune coborâtă, conține granitoide peraluminose și foarte magneziene
alături de gnaise cu cordierit, sillimanit și feldspat potasic și străpunge limitele dintre unitățile Suitei de
Lotru, metamorfozând termic rocile înconjurătoare. Vîrstele înregistrate de granulele de monazit ajung
până la 165,6 ± 13 Ma, ecouri târzii manifestându-se până la 136 Ma (Fig. 5-7).
Soclul metamorfic al masivului Leaota reprezintă un alt caz de imbricare al unor subunități de soclu, cu
alternanță de unități reciclate și unități juvenile, în care nu a fost sesizată situația de exhumare diferențiată
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
0.035
0.04
300 350 400 450 500 550
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
Tl4
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
300 350 400 450 500 550
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
200 250 300 350 400 450 500 550 600
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
VNGt
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
200 300 400 500 600
150
200
250
300
350
400
9618A_m
nz4_59618A
_mnz4_6
9618_mnz13_4
9618a-8prof69618a-6c_19618a-9prof19618_m
nz2_dk9618a-8prof89618a-6c9618a-6r_49618a-9prof29618a-10prof59618a-8prof109618a-2r_19618a-1r_19618a-8prof79618a-2r_29618A
_mnz9_4
9618a-3r_19618a-6r_29618a-79618a-10prof19618a-8prof99618a-7_19618a-10prof49618_m
nz13_29618A
_mnz11_base
9618a-4r_19618A
_mnz11_tipco
9618a-8prof19618a-4r9618A
_mnz9_2
9618a-3r9618_m
nz3_li9618a-1r9618A
_mnz9_8
9618a-59618a-10prof79618a-8prof59618a-9prof59618a-9prof89618a-2r9618a-6r_19618a-8prof39618a-9prof99618a-8prof29618a-8prof49618a-6r9618a-9prof69618a-1c9618a-6r_39618a-3c_19618a-3c9618a-10prof69618a-9prof109618A
_mnz9_5
9618a-7_29618a-10prof29618a-9prof79618A
_mnz9_7
9618a-10prof89618a-10prof99618a-10prof39618a-9prof119618a-7_39618a-2c_19618a-9prof49618A
_mnz11_core
9618a-4c_29618a-5_19618a-9prof39618a-4c_19618_m
nz13_39618_m
nz13_19618a-4c9618a-2c9618a-9prof129618a-1c_19618A
_mnz4_1
9618_mnz2_li
9618A_m
nz4_39618_m
nz129618_m
nz13_49618_m
nz10_1
9618A
0
0.75
1.5
2.25
0.1
1
10
100
(La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN
123456
0
50
100
150
200
250
300
350
4009685_m
nz39685_m
nz59685-4_49685_m
nz7_19685-8_19685-1_29685-19685-7_89685-1_19685-6_29685-89685-8_79685-49685-2_69685-3_59685-8_29685-1_39685-69685-8_109685-59685-7_109685_2a9685_m
nz69685-6_19685-5_39685-2_19685-3_39685-29685-79685-8_119685-8_89685-5_19685-6_39685-3_49685-2_49685-6_49685-7_69685-7_79685-2_29685-8_99685-4_19685-39685-7_59685-4_29685-7_99685_1m
nz9685-2_39685-2_59685_m
nz7_39685-4_39685-6_59685-5_29685_m
nz3_a9685_m
nz7_29685-7_49685-8_49685-8_59685_1m
nz9685_2a_19685-3_19685-3_29685-7_29685-7_39685-8_69685-8_39685_m
nz49685-7_1
9685
0
0.75
1.5
0.1
1
10
100 (La/Nd)CN (Nd/Gd)CN(Gd/Y)CN (U/Th)CN(Y/Y*)CN (Eu/Eu*)CN
12345
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
150 200 250 300 350
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
9685
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
150 250 350
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
0.065
175 225 275 325 375
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agespooled age clustersresiduals
9618A
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
175 275 375
Y+MREE
LREE 11Bo3
11Bo6
11Bo10
U+Th+Ca
-0.005
0.01
0.025
0.04
100 150 200 250 300
Φ
Age, Ma
probability functionpooled regressiondeconvolved agesresiduals
11Bo3
-0.001
0.004
0.009
0.014
0.019
150 200 250 300
Φ
Age, Ma
probability functionresidualspooled regression
11Bo6
-0.005
0.015
0.035
0.055
0.075
0.095
75 125 175 225 275
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled regression
11Bo10
17
și formare de complexe cu nucleu metamorfic, iar tectonica sinmetamorfică se manifestă doar în anumite
porțiuni ale stivei. Structura generală (Negulescu, 2013) este dată de o succesiune de unități între care
există contraste metamorfice, cu intensitatea metamorfismului descrescând marcat spre partea
superioară, de la grad mediu spre ridicat până la grad foarte scăzut. În interiorul succesiunii se evidențiază
un complex de acreție-subducție (Bughea) cu o structură generală de melanj cu blocuri (Negulescu &
Săbău, 2012). Pentru unitățile gnaisice inferioare există date de vârstă care documentează o evoluție
dominant prevariscă, cu argumente clare oferite de vârsta intruziunii granitului da Albești de 472.7 ± 7.3
Ma (Balintoni et al., 2009), ale cărui relații de intruziune implică existența unui soclu mai vechi. Acest soclu
este inclus de majoritatea autorilor sub denumirea de Cumpăna, prin asimilare, alături de alte unități cu
aspect mai mult sau mai puțin similar, cu complexul cu același nume din masivul Făgăraș, cu compoziție
gnaisică și gradul metamorfic cel mai înalt din masiv. Vârstele de monazit pe care le-am obținut reflectă
conservarea amprentei prevarisce în litologii competente din partea superioară a Complexului de Voinești
în care este intrus granitul de Albești (Fig. 16).
a b Fig. 16 Spectre de vârstă pentru roci gnaisice din partea superioară a Complexului de Voinești. a – corneene remetamorfozate de la contactul granitului; b – gnaise cu granat și disten puternic deformate, afectate de o amprentă metamorfică de înaltă presiune
Spectrul de vîrste reflectă momentul intruziunii, precum și un eveniment metamorfic de înaltă presiune
post-intruziune, recunoscut și în asociații metamorfice suprapuse. Relicte anterioare intruziunii granitice
sunt evidențiate doar calitativ, cu o slabă rezoluție, iar amprenta variscă este variabilă. Aceasta devine
foarte puternică în litologii incompetente, cum ar fi șisturile din complexele de Bughea și Voinești (Fig. 17).
a
b
c
d
Fig. 17 Spectre de vârste reflectând o puternică restructurare mineralogico-texturală în litologii incompetente ale părții inferioare a suitei din metamorfice din masivul Leaota (a-b), ocazional păstrând relicte prevarisce (b), în comparație cu roci varisce juvenile din poziție structurală inferioară complexului de Voinești. a – blocuri retromorfozate din melanjul de Bughea; b, c – șisturi din partea superioară a complexului de Voinești; d - micașisturi de Iezer monometamorfice, structural inferioare unității de Voinești
În rocile șistoase puternic readaptate metamorfic și structural ale complexului de Voinești relictele
prevarisce apar accidental (Fig. 17b). Prezența unei amprente metamorfice cu tendință de presiune ridicată
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
300 350 400 450 500 550 600 650
Φ
Age, Ma
probability function
deconvolved ages
residuals
pooled age clusters
LTg2
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
300 400 500 600
-0.005
0
0.005
0.01
0.015
0.02
0.025
0.03
200 250 300 350 400 450 500 550
Φ
Age, Ma
probability function
deconvolved ages
residuals
pooled age clusters
05Tb1a
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
200 300 400 500
280
300
320
340
360
380
400
420
440
460
480
500
mb_m
nz6_1mb_m
nz1dkmb_m
nz3mb_m
nz7mb_brab4
mb_m
nz2_1dkmb_m
nz5mb_m
nz6_2mb_m
nz2_3dkrmb_brab4_2
mb_m
nz1_3mb_m
nz1limb_m
nz2_2brmb_gr1
0
0.75
1.5
2.25
3
Mean = 324.7±5.2 [1.6%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 5 rej. MSWD = 0.46, probability = 0.77
Mean = 308.5±4.8 [1.5%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 6 rej. MSWD = 0.46, probability = 0.81
-0.005
0.015
0.035
0.055
0.075
0.095
0.115
0.135
0.155
300 350 400 450 500
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters
12Ri1c
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
300 400 500
200
250
300
350
400
450
500
550
600
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nz
Ri2a1_m
nzcomb
Mean = 300±25 [8.2%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 7 rej. MSWD = 0.70, probability = 0.65
0
100
200
300
400
500
600
10Iz_mnz1
10Iz_mnz6
10Iz_mnz10
10Iz_mnz3
10Iz_mnz13
10Iz_mnz5
10Iz_mnz16
10Iz_mnz15
10Iz_mnz8
10Iz_mnz7
10Iz_mnz14
10Iz_mnz9
10Iz_mnz12
10Iz_mnz2
10Iz_mnz11
10Iz_mnz4
10Iz
Mean = 309±23 [7.4%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 15 rej. MSWD = 0.59, probability = 0.87
0
0.75
1.5
18
și grad scăzut spre mediu cu disten, granat și cloritoid, realizată la temperaturi (și presiuni) mai mici decât
în litologiile gnaisice ale căror asociații minerale nu s-au mai readaptat, alături de spectrele de vârstă mai
tinere, indică o considerabilă exhumare însoțită de răcire în timpul orogenezei varisce în această parte a
succesiunii litologice.
În josul stivei nu se mai recunosc relicte varisce sau mai vechi, rocile prezentând asociații metamorfice clar
prograde paragenetic și structural, cu monazite exclusiv varisce sau chiar fără monazit, cu asociații
precursoare fosfatice-silicatice-carbonatice (Fig. 17 c, Fig. 2). Această situație implică o stivuire tectonică
sinmetamorfică variscă la partea inferioară a stivei, cu relații de imbricare soclu/metamorfite juvenile, și
pune sub semnul întrebării existența unui teren/grup de Cumpăna la partea inferioară a unităților de soclu
din Carpații Meridionali. Unitățile superioare complexului de Voinești prezintă un grad scăzut, cu păstrarea
unor contraste metamorfice din ce în ce mai evidente în susul stivei și grad metamorfic puternic
descrescător, ceea ce dovedește stivuire tectonică în condiții de adâncime redusă. Unitățile superioare
complexului de Bughea nu conțin monazit, iar vârsta lor paleozoică este documentată de conținutul
palinologic (Vaida, 1999).
În cadrul masivului Făgăraș vîrsta variscă a metamorfismului dominant este documentată prin metode
izotopice (izocrone minerale Sm-Nd - Drăgușanu & Tanaka, 1999). Totuși, asemenea situației din Suita de
Lotru a Pînzei Getice și Masivul Leaota, apar documentate relații de intruziune ale unor roci granitoide
prevarisce, ceea ce pune problema unui soclu mai vechi în care s-a realizat această intruziune. Balintoni et
al. (2010) citează vârste U-Pb de 440.4 ± 4.8 Ma pentru metagranitoidele de Valea Bolovanului, care
prezintă structuri coronitice similare cu granitoidele de Tilișca și mai ales Albești menționate anterior,
documentând suprapunerea unei amprente metamorfice cu tendință de presiune ridicată. Monazitele din
aceste granitoide prezintă deasemenea coroane duble cu minerale fosfat-silicatice conținînd lantanide (Fig.
4H). Spectrul de vîrstă al acestor metagranite este clar prevarisc, zonalitatea granulelor indicând și
supracreșteri în jurul unor nuclee moștenite (Fig. 18a). Vârstele măsurate se repartizează în intervalul 462-
518 Ma, indicând fie intruziunea granitului într-un soclu cristalin panafrican (reprezentat prin formațiunea
gazdă de Muntele Lăcșor), fie formarea lor prin anatexia unei cruste cu intensă reactivare termotectonică
panafricană. Rocile gnaisice micacee atât din formațiunea mediană a Masivului Făgăraș (Măgura
Câinenilor), cât și din unitățile din estul și nord-estul masivului indică vârste varisce (Fig. 18b), acoperind
însă și intervalul Permian-Triasic Inferior (până la 275-240 Ma) în cazul domurilor de roci micacee din zona
Avrig-Sebeșul de Jos. Structura generală este, asemenea Suitei de Lotru, de stivuire tectonică
sinmetamorfică variscă și exhumare diferențiată odată cu instalerea colapsului orogen post-paroxismal.
a b
Fig. 18 Spectre de vârstă din Masivul Făgăraș. a – granitul de Valea Bolovanului; b – gnaise micacee din Măgura Câinenilor
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
0.065
0.075
375 425 475 525 575
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters
12VB2
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
350 450 550
-0.005
0.015
0.035
0.055
0.075
0.095
0.115
0.135
0.155
250 275 300 325 350
Φ
Age, Ma
probability function
deconvolved ages
residuals
pooled age clusters
12Sc
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
200 250 300 350 400
19
Lamele cristaline incluse tradițional în unitățile “supragetice” (Codarcea et al., 1966) au fost mai puțin
caracterizate petrologic decât unitățile de soclu anterior menționate; ele se caracterizează prin asociații
retrograde datorate în mare măsură retromorfismului dinamic, grad metamorfic dominant scăzut și
conținut ocazional în monazit. În Unitatea de Uria conținând formațiunea de Sibișel a fost descrisă o
asociație metamorfică cu granat și staurolit, conținând și cloritoid (Dessila-Codarcea, 1964; Mânecan,
1989). Am regăsit această asociație, cu observația că părțile neretromorfozate ale Formațiunii de Sibișel
indică o evoluție monometamorfică progradă, cu zonalitate de creștere a granatului, alături de păstrarea
unor pseudomorfozede granat după minerale tabulare/bacilare, foarte probabil clorit și cloritoid. Acestea
formează incluziuni abundente în granat, pe cînd în matrice cloritoidul are tendința să dispară odată cu
apariția staurolitului. Spectrul de vârste este bine grupat și indică o vârstă permiană a metamorfismului
(Fig. 19a). Soclul unității de Călinești, constituit din gnaise micacee porfiroblastice asemănătoare acelora de
Iezer sunt în general intens retromorfozate, conținând totuși relicte abundente de granat. Nu am reușit
pînâ în prezent să identificăm monazit care să poată fi datat în această formațiune.
În unitatea gnaisică din Sebeșul de N am analizat intercalații mai biotitice din gnaisele oculare. Spectrul de
vârste identificat este surprinzător deoarece valorile se plasează în intervalul 108-130 Ma (Fig 19b). Aceste
vârste mezocretacice indică exhumări substanțiale în stare fierbinte în această perioadă, cu reechilibrări
metamorfice intense și se suprapun parțial peste magmatismul calcoalcalin care bordează spre sud
unitatea. În orice interpretare este exclus un șariaj mezocretacic care să reprezinte planul ipotetic de
încălecare al unei pânze supragetice, ci mai degrabă este vorba de un plan de decolare și exhumare
diferențiată, posibil asociat și unor mișcări de decroșare importante.
a
b
Fig. 19 Vîrste metamorfice din unitățile de soclu externe Pânzei Getice. a – unitatea de Uria; b – gnaise de Laz-Căpâlna
Din formațiunea de Bocșa a Unității de Bocșița-Drimoxa am analizat o probă care este și singura în care am
identificat monazit detritic. Monazitele prezintă compoziții dispersate, de la granule lipsite de U și Th la
granule lipsite de Pb. Spectrul de vârstă conține puncte în domeniul 415-516 Ma, precum și două vârste
cuprinse în intervalul 275-325 Ma, posibil recristalizate în timpul Permianului și al Carboniferului Superior.
Granulele recristalizate cu vârstă nedeterminabilă sunt aparent contemporane cu metamorfismul de grad
scăzut, fără a oferi indicații de vârstă pentru acesta.
În Carpații Orientali am probat unitățile de soclu care constituie elemente varisce stivuite în cadrul pînzelor
alpine ale zonei cristalino-mezozoice. Am identificat pînă în prezent monazit în gnaise și șisturi micacee ale
unității de Rarău (complexul de Bretila), în unitatea de Rodna, precum și în roci manganifere bogate în
granat din fromațiunea de Tulgheș a Unității de Putna. Soclul cristalin al unităților infrabucovinice
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
0.055
0.065
0.075
200 225 250 275 300 325
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved agesresidualspooled age clusters
12Mo2
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
200 300
50
70
90
110
130
150
170
190
12Tr1‐mnz3
12Tr1‐…
12Tr1‐mnz1
12Tr1‐mnz2
12Tr1‐mnz5
12Tr1‐…
12Tr1‐mnz6
12Tr1‐…
12Tr1‐mnz1
12Tr1‐…
12Tr1‐…
12Tr1‐mnz4
12Tr1
0
0.75
1.5
Mean = 117.7±6.2 [5.2%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 7 rej. MSWD = 0.83, probability = 0.54
20
investigat prezintă un spectru de vârste dominant varisc, contemporan cu neoformarea masivă retrogradă
de clorit; pentru asociația precursoare cu granat și cloritoid am identificat subordonat vârste în domeniul
434-468 Ma. În gnaise micacee ale Formațiunii de Bretila am identificat vârste carbonifere, fără a avea un
număr suficient de analize pentru prelucrare statistică. În unitatea de Rodna am identificat în mod
surprinzător în partea bazală a seriei de Rebra un spectru de vârste dat de compoziții omogene ale
monazitului din micașisturi cu granat și disten în intervalul 75-108 Ma, urmat de vârste și mai tinere care
coboară până în Eocen (Fig. 20a). Această situație necesită analize suplimentare pentru explicare și
interpretare.
În Munții Apuseni am identificat monazit suficient de abundent în micașisturi cu granat și staurolit ale
Unității de Baia de Arieș. Vîrstele rezultate se plasează în domeniul 104-180 Ma, cu frecvența cea mai mare
la nivelul Jurasicului Superior, asociate unei parageneze minerale prograde (Fig. 20b). Monazitul prezintă o
structură zonară progradă, astfel încît acest spectru de vârste caracterizează după toate probabilitățile
metamorfismul dominant. Implicațiile structurale ale acestei situații se află încă în elaborare.
a b Fig. 20 Vârste metamorfice mezozoice în domeniul subbucovinic din Carpații Orientali (a) și unitatea de Baia de Arieș din Munții Apuseni (b)
Concluzii și direcții de continuare a cercetării:
Activitatea desfășurată în proiect a adus contribuții privind procedurile de analizare și prelucrare a datelor, în condițiile în care pe plan mondial nu există o metodă standardizată de obținere a vârstelor chimice U-Th-PbT ale monazitului, în ciuda avantajelor evidente pe care le prezintă metoda în studiul formării și evoluției terenurilor metamorfice, în estimarea gradului de coerență al unităților de soclu și implicațiile geotectonice și geodinamice ale acestor date.
În prezent metoda de datare chimică U-Th-PbT a monazitului prezintă două caracteristici principale, pe de o parte lipsa unei proceduri general acceptate alături de tendința de a deveni un monopol al laboratorului de la Universitatea Amherst, Massachusetts. Aici există o infrastructură extrem de puternică și costisitoare, o microsondă fabricată anume pentru determinări de vârstă, alături de o acțiune de intensă promovare a rezultatelor, bazată uneori pe tendința de a exagera precizia datelor prin manipularea caracteristicilor statistice. Astfel, prelucrarea datelor analitice se produce cu ignorarea erorilor analizelor individuale, iar abaterea standard a populațiilor este substituită prin abaterea standard a mediei analizelor constituente, considerate măsurători individuale echivalente, a căror eroare nu este estimată, așa cum rezultă din procedura expusă de Williams et al. (2006). În același laborator se pregătesc “hărți de vârstă“ ale granulelor (Gonçalves et al., 2005), creând impresia unei precizii rezonabile în situația în care imaginile de distribuție a cationilor pe care se bazează acestea au rate de înregistrare a impulsurilor cu patru ordine de mărime mai mici decît o analiză obișnuită de microsondă cu o precizie acceptabilă pentru Pb (0.1 s timp de
0
20
40
60
80
100
120
12Rd4‐m
nz31b
12Rd4‐m
nz29
12Rd4‐m
nz22
12Rd4‐m
nz23
12Rd4‐14mnzb
12Rd4‐m
nz34a
12Rd4‐3mnz2
12Rd4‐19mnzacore
12Rd4‐8mnz
12Rd4‐m
nz31a
12Rd4‐m
nz25
12Rd4‐m
nz24bcore
12Rd4‐26mnzcore
12Rd4‐20mnzrim
h
12Rd4‐17mnz
12Rd4‐12mnz1
12Rd4‐m
nz30
12Rd4‐m
nz34c
12Rd4‐18mnz
12Rd4‐3mnz1
12Rd4‐11mnz
12Rd4‐19mnzcriml
12Rd4‐11mnz
12Rd4‐2mnz
12Rd4‐13mnz
12Rd4‐9mnz
12Rd4‐20mnzrim
l
12Rd4‐19mnzbrimu
12Rd4‐4mnz
12Rd4‐m
nz34b
12Rd4‐m
nz21b
12Rd4‐12mnz2
12Rd4‐m
nz21a
12Rd4‐ 26mnzrim
12Rd4‐14mnza
12Rd4‐6mnz
12Rd4‐18mnza
12Rd4‐10mnz
12Rd4‐15mnz
12Rd4‐m
nz24d
12Rd4
0
0.75
1.5
Mean = 79.7±4.4 [5.6%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 13 rej. MSWD = 0.27, probability = 0.994
0.01
0.1
1
10
100
Mean = 67.3±6.2 [9.2%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 7 rej. MSWD = 0.092, probability = 0.997
Mean = 91.8±5.5 [6.0%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 9 rej. MSWD = 0.091, probability = 0.999
Mean = 104.9±5.7 [5.5%] 95% conf. Wtd by data-pt errs only, 0 of 6 rej. MSWD = 0.18, probability = 0.97
-0.005
0.005
0.015
0.025
0.035
0.045
50 75 100 125 150 175 200 225
Φ
Age, Ma
probability functiondeconvolved ages
residuals
12SJ
-5E-4
-3E-4
-1E-4
1E-4
3E-4
5E-4
50 100 150 200
21
măsurare individual fără măsurarea fondului, față de 500 s fond și 500 s semnal). Abordarea noastră s-a bazat pe strategia expusă de Montel et al. (1996), cu îmbunătățiri esențiale privind calculul și reprezentarea parametrilor statistici, selectarea populațiilor congruente după criterii cantitative și deconvoluția spectrelor de vârstă (Săbău & Negulescu, 2013). Schema generală a constat în caracterizarea analizelor individuale prin parametrii lor statistici, calcularea funcției de distribuție a probabilității, gruparea analizelor în populații congruente, calcularea domeniilor de vârstă ale acestora, deconvoluția funcției de distribuție a probabilității și evaluarea vârstelor astfel obținute prin coroborare cu datele paragenetice și structurale, respectiv natura și variația chimismului populațiilor de monazit.
Am elaborat o metodă de calcul explicită a vârstelor radiometrice pe baza conținuturilor de elemente radioactive și termenii finali ai seriilor lor de dezintegrare, permițînd estimarea erorilor de vârstă ale analizelor individuale pornind de la erorile aleatoare de conținut, care permite prelucrarea statistică riguroasă a rezultatelor analitice (Săbău, 2012). Procedura de prelucrare ulterioară a datelor se bazează pe evaluarea grupărilor statistice ale domeniilor de vîrstă, separate după criterii cantitative, în conexiune cu date cantitative de variație a chimismului, respectiv observații calitative privind succesiunea de cristalizare a mineralelor și a domeniilor lor chimice intragranulare, date paragenetice și texturale ale asociațiilor de minerale index în determinarea naturii și intensității metamorfismului. Toate calculele asociate procedurilor folosite, precum și reprezentările grafice ale parametrilor au fost efectuate cu rutine proprii de calcul și fișiere standardizate, în majoritate în format Microsoft Excel, permițând intervenția operatorului în orice moment al prelucrării datelor. O parte a prelucrărillor statistice au fost efectuate cu rutina Isoplot, larg folosită în aplicațiile geocronologice (Ludwig, 2012).
Datele originale au fost comunicate în sesiuni științifice internaționale și publicate în reviste de specialitate.
Au fost realizate progrese notabile în îmbunătățirea gradului de cunoaștere al soclurilor metamorfice, evidențiindu-se situații de imbricare ale unor socluri de vârste diferite, evoluții de exhumare diferențiată în context tarde- și postorogenic, cu efecte în clasificarea și paralelizarea unităților de soclu. Investigațiile geocronologice s-au desfășurat în unități de soclu ale Carpaților Meridionali, Orientali și în Munții Apuseni, rezultatele fiind până în prezent comunicate parțial.
Pentru continuarea investigațiilor se impun următoarele direcții principale:
problematizarea, sintetizarea și publicarea datelor rezultate în urma cercetării, rămase încă nevalorificate
probarea și analizarea unităților de soclu necercetate până acum, cum ar fi unitățile de soclu metamorfic din Orogenul Nord-dobrogean și insulele cristaline de pe rama Bazinului Transilvaniei
îmbunătățirea gradului de detaliere prin probare, efectuarea de analize și determinări geocronologice suplimentare în unități care au fost recunoscute vârste metamorfice alpine, necunoscute ca atare până în prezent (Unitatea de Rodna a Carpaților Orientali, unitățile tectonice de soclu din nordul masivului Sebeș, Unitatea de Baia de Arieș a Munților Apuseni)
probarea cu mai mare rezoluție și reexaminarea pe teren a unităților de soclu în care au fost identificate imbricări ale unor socluri de vârste și istorii diferite, despre care nu există referințe bibliografice amănunțite pentru caracterizarea petrologică și de evoluție metamorfică, așa cum ar fi suita de Drăgșan a unității varisce de Parâng-Retezat din domeniului Danubian Inferior, respectiv complexele cristaline ale Masivului Făgăraș
examinarea, interpretarea, corelarea și armonizarea datelor geocronologice obținute cu datele existente privind natura și vârsta depozitelor de cuvertură, determinări geocronologice alternative și modele structurale elaborate pentru diversele unități tectonice
Mulțumim colegului mai experimentat Nae Stan pentru un eșantion (13NS) recoltat dintr-o zonă unde
n-am mai ajuns în acest an.
Publicații elaborate necitate în referințele bibliografice:
ISI Web of Science:
22
Zagorchev I., Balica C., Balintoni I., Kozhoukharova E., Săbău G., Dimitrescu R., Negulescu E. (2012)
Isotopic Data on the Age of the Krupnik Granite Pluton and its Host Rocks, Kresna Horst, Krupnik
Mountain, SW Bulgaria, CR Acad Bulg Sci 65, no. 7, 977-984
Indexate în baze de date:
Săbău G., Negulescu E. (2012) Microprobe U-Th-Pb Dating of Monazite: Top-Down, Bottom-Up or au
Rebours? GEOS 2012, Conference Proceedings, Paper 41, (Print ISSN: 2251-3353, E-Periodical
ISSN: 2251-3361)
Zagorchev I., Balica C., Balintoni I., Kozhoukharova E., Săbău G., Negulescu E. (2012) Palaeozoic
Evolution of the Ograzhden Unit (Serbo-Macedonian Massif, Bulgaria and Macedonia), Geologica
Macedonica 3, 13-18
Participări la manifestări științifice internaționale:
Negulescu E., Săbău G., (2012) Chromian nodules hosted in eclogitized picritic basalts in the Leaota Massif
(South Carpathians). 34th
International Geological Congress, Brisbane, Australia 5-10 August 2012 -
Metamorphic Rocks and Processes: From ocean floor to subduction zone metamorphism.
Negulescu E., Săbău G. (2012) Chromium-rich lawsonite in high-Cr eclogites from the Făgăras Massif
(South Carpathians) CONTROL ID: 1487786, AGU Fall Meeting 2012
Bibliografie
Balintoni I. C., Balica C., Ducea M. N., Chen F., Hann H. P., Şabliovschi V. (2009) Late Cambrian–Early
Ordovician Gondwanan terranes in the Romanian Carpathians: A zircon U–Pb provenance study,
Gondwana Res. 16/1, 119-133.
Balintoni I., Balica C., Ducea M. N., Hann H. P., Şabliovschi V. (2010) The anatomy of a Gondwanan
terrane: The Neoproterozoic–Ordovician basement of the pre-Alpine Sebeş–Lotru composite terrane
(South Carpathians, Romania), Gondwana Research 17, 561–572
Balintoni I., Balica C., Ducea M.N., Stremţan C. (2011) Peri-Amazonian, Avalonian-type and Ganderian-
type terranes in the South Carpathians, Romania: The Danubian domain basement, Gondwana
Research 19/ 4, 945–957.
Dessila-Codarcea M. (1964) Consideraţii asupra stratigrafiei, genezei şi structurii formaţiunilor
cristalofiliene din Carpaţii Meridionali Centrali (regiunea Răşinari - Cisnădioara - Sadu), Anuarul
Institutului Geologic al României XXXI/1, 195-210
Drăguşanu C., Tanaka T. (1999) 1.57-Ga magmatism in the South Carpathians: implications for the pre-
Alpine basement and evolution of the mantle under the European Continent, Journ. Geol. 107, 736-
738
Gasquet D., Bertrand J.-M., Paquette J.-L., Lehmann J., Ratzov G., De Ascenção Guedes R., Tiepolo M.,
Boullier A.-M., Scaillet S., Nomade S. (2010) Miocene to Messinian deformation and hydrothermal
activity in a pre-Alpine basement massif of the French western Alps: new U-Th-Pb and argon ages
from the Lauzière massif, Bull. Soc. géol. Fr., t. 181, no 3, pp. 227-241
Gonçalves P., Williams M. L., Jercinovic M. J. (2005) Electron-microprobe age mapping of monazite,
American Mineralogist 90, 578-585
Gheuca I. (1988) Versantul sudic al munților Făgăraș, litostratigrafie și tectonică, D. S. Inst. Geol. Geofiz.
72-73/5, 93-117.
Gheuca I., Dinică I. (1996) The metamorphic basement of the Getic Nappe in the eastern margin of the
South Carpathians, IGR 90 Symposium, Excursion Guide C3, An. Inst. Geol. Rom. 69, Suppl. 5, 15 pp.
Ludwig K. R. (2012) Isoplot 3.75 - A geochronological toolkit for Microsoft Excel, Berkeley Geochron.
Center Special Publ. No. 5, rev. January 30, 75 pp.
Mânecan C. (1989) Consideraţii asupra petrogenezei Seriei de Sibişel, Inst. Geol., Dări de Seamă ale
Şedinţelor LXVIII/5, 65-74
Montel J.-M., Foret S., Veschambre M., Nicollet C., Provost A. (1996) Electron microprobe dating of
monazite, Chem. Geol. 131/1-4, 37-53.
23
Negulescu E. (2013) Semnificația mineralelor și a asociațiilor minerale in determinarea istoriei metamorfice
a cristalinului Masivului Leaota, Ed. Tehnopress, Iași, ISBN 978-973-702-982-9, 100 pp.
Negulescu E., Săbău G. (2012) Chemical zoning of eclogite lenses in subduction complexes: an example
from the Leaota Massif, South Carpathians, Mineralogical Magazine 76/6, 2161
Plissart G. (2012) La chaîne varisque dans les Carpates Méridionales et les Balkans Occidentaux: études
pétrostructurales des massifs d’Almǎj (Roumanie), de Deli Jovan (Serbie) et de la Stara Planina
Occidentale (Bulgarie), Université Libre de Bruxelles, Université de La Rochelle/Nantes, École
Doctorale UNITER/SPIGA, thèse de doctorat, Discipline : Sciences de la Terre, Spécialité: Pétrologie
métamorphique – Géologie structurale, 718 pp.
Reed S. J. B., Buckley A. (1996) Virtual WDS, Mikrochim. Acta Suppl. 13, 479-483
Săbău G. (2012) Chemical U-Th-Pb geochronology: a precise explicit approximation of the age equation,
and associated errors, Geochronometria 39/3, 167-179
Săbău G., Negulescu E. (2012a) Extended thermotectonic evolution in the South Carpathian basement units
revealed by U-Th-Pb chemical monazite ages. 34th
International Geological Congress, Brisbane,
Australia 5-10 August 2012 - Metamorphic Rocks and Processes: Accessory phases and trace
elements in metamorphic processes
Săbău G., Negulescu E. (2012b) Chemical U-Th-total Pb ages in recycled metamorphic terranes: the case of
the South Carpathian basement units. Mineralogical Magazine 76/6, 2310.
Săbău G., Negulescu E. (2012c) U-Th-PbT Monazite Gechronology in the South Carpathian Basement:
Variscan Syn-Metamorphic Tectonic Stacking and Long-Lasting Post-Peak Decompressional
Overprints CONTROL ID: 1485915, AGU Fall Meeting 2012
Săbău G., Negulescu E., Theye T. (2013) Monazite Anamnesis – Providing a Quantitative Timeframe for
Metamorphic Petrogenetic Processes, Mineralogical Magazine 77/6, 2110
Seydoux-Guillaume A. M., Paquette J.-L., Wiedenbeck M., Montel J. M. & Heinrich W. (2002)
Experimental resetting of the U-Th-Pb system in monazite. Chem. Geol., 191, 165-181.
Seydoux-Guillaume A. M., Wirth R., Deutsch A., Schärer U. (2004) Microstructure of 24-1928 Ma
concordant monazites; implications for geochronology and nuclear waste deposits. Geochimica et
Cosmochimica Acta 68, No. 11, 2517–2527.
Stan N., Udrescu C., Colios E. (1984) Petrochemical Study of the Cherbelezu and Sfîrdin Granitoids and the
Associated Vein Rocks, D. S. Inst. Geol. Geofiz. vol. LXIX/l (1982), 1. Mineralogie-petrologie-
geochimie, 181-198
Vaida M. (1999) Datarea și corelarea pe baza asociaţiilor palinologice a formaţiunilor cristalofilienlizaţiilor
singenetice și asociate din partea sudică a masivului cristalin al Carpaţilor Orientali și partea estică a
Carpaţilor Meridionali. Teză de doctorat Univ. “Al. I. Cuza”, Iași.
Wing B. N., Ferry J. M., Harrison T. M. (2003) Prograde destruction and formation of monazite and allanite
during contact and regional metamorphism of pelites: Petrology and geochronology. Contrib. Mineral.
Petrol 145, 228–250
Williams M. L., Jercinovic M. J., Goncalves P., Mahan K. H. (2006) Format and philosophy for collecting,
compiling, and reporting microprobe monazite ages, Chem. Geol. 225/1-2, 1-15.
Kohn M. J., Malloy M. A. (2004) Formation of monazite via prograde metamorphic reactions among
common silicates: Implications for age determinations, Geochimica et Cosmochimica Acta 68, No. 1,
101–113
Director proiect,
______________