INSTITUTUL DE GEOLOGIE ȘI GEOFIZICĂ P/'C CREȘTI 7x i 9 8 j Uv'Ă Institutul Geologic al României Responsabilitatea asupra conținutului articolelor revine in exclusivitate autorilor Institutul Geologic al României INSTITUTUL DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICĂ ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE ȘI GEOFIZICA VOL. LVIII BUCUREȘTI 1981 Institutul Geological României CONTENU Page. Gandrabura E. Etude mineralogique, petrographique et geochimique de l’eruptif măsozoîque des monts Trascău................................113 Lubenescu Victoria. Etude biostratigraphique du Neogene superieur du sud-ouest de la Transylvanie.......................................189 Popa Elena. La biostratigraphie des formations mesozoîques de la pârtie orientale de Pădurea Craiului (Monts Apuseni).........................203 Institutul Geologic al României CUPRINS Pag- Gandrabura E. Studiul mineralogic, petrografic și geochimic al erupti- vului mezozoic din munții Trascău......................................... 5 Lubenescu Victoria. Studiul biostratigrafic al Neogenului superior din sud-vestul Transilvaniei.............................................123 Popa Elena. La biostratigraphie des formations mesozoîques de la pârtie orientale de Pădurea Craiului (Monts Apuseni)............................203 X IGR/ Institutul Geological României STUDIUL MINERALOGIC. PETROGRAFIC SI GEOCHIMIC AL ERUPTIVULUI MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCĂU 1 DE EMANOIL I. GANDRABURA2 Volcanic rocks. Ophiolites. Spilitcs. Basalts. Latite-andesites. Banatites. Mesozoic. Pyroclastites. Magmatic differentiation. Calc-alkaline magmatism. Alkaline mag- matism. Hydrothermal alterations. Apuseni Mountains-Mureș Mountains-Trascău Mountains. Abstract Mineralogica 1, Petrographical and Geochemical Study of the Mesozoic Eruptive Rocks in the Trascău Mountains. From the geological point of view the study area belongs to the Mesozoic ophio- litic magmatism, developed in the zone of the Mureș Mountains. Basic rocks (ba- salts, spilites, microgabbros), intermediary and acid rocks have been identified on the basis of petrographic and petrochemical criteria. The intermediary and acid rocks belong to two distinct series : a calc-alkaline series (andesites, dacites, rhyo- lites) and an alkaline series (latite-andesites, alkaline trachytes and alkaline rhyo- lites). In the above-mentioned series, the rocks are accompanied by the corres- ponding pyroclastic processes. The andesites, latite-andesites and the pyroclastic Products associated form a complex which has undergone hydrothermal alteration processes, equivalent to the greenschist and zeolitic facies. The two rock series have formed by the fractional crystallization of two distinct magmas, a calc-alkaline and an alkaline magma. TABLA DE MATERII Pag. Introducere............................................................. 6 I. Localizare și încadrare geologică...................................... 7 1 Teză de doctorat, susținută la 15 mai 1976 la Universitatea „Al. I. Cuza“, Iași. 2 Universitatea „Al. I. Cuza“, facultatea de Biologie-Geografie-Geologie, la- boratorul de Mineralogie, Iași. 6 EM. GAlNTORlABUlRA 2 1.1. Localizarea fizico-geografică, morfologia și hidrografia regiunii ... 7 1.2. încadrarea geologică........................................................... 8 1.3. Istoricul cercetărilor......................................................... 9 II. Stratigrafia formațiunilor din regiune.........................................19 II.1. Formațiuni mezozoice..........................................................19 II.1.1. Vulcanitele................................................................ 20 1.2. Formațiuni sedimentare mezozoice.............................................29 Jurasicul..............................................................29 Cretacicul..............................................................30 II.2. Formațiuni sedimentare tortoniene.............................................30 II.3. Petrografia și mineralogia rocilor eruptive...................................31 II.3.1. Bazaltele..................................................................31 3.2. Microgabbroul................................................................32 3.3. Spilitele....................................................................32 3.4. Rocile complexului andezitic-latiandezitic...................................33 II.4. Caracteristicile petrochimice ale magmelor....................................50 4.1. Bazalte, microgabbrouri și spilite...........................................51 4.2. Andezite.....................................................................54 4.3. Latiandezite.................................................................60 4.4. Tufuri andezitice............................................................65 4.5. Dacite.......................................................................68 4.6. Trahite alcaline.............................................................72 4.7. Riolite și riolite alcaline..................................................75 4.8. Tufuri riolitice.............................................................80 III. Roci banatitice.............................................................. 83 IV. Petrogeneza...................................................................85 1. Apartenența la serie......................................................85 2. Problema magmei generatoare...............................................89 3. Diferențierea magmelor....................................................93 V. Considerații structurale.......................................................103 Concluzii..........................................................................106 Bibliografie.......................................................................107 Rezumat...........................................................................113 Explicații planșe..................................................................119 INTRODUCERE Studiul magmatismului mezozoic constituie de mult timp o pro- blemă importantă pentru cunoașterea evoluției geologice a munților Mure- șului și a posibilităților lor economice. El a fost abordat în studiu, sub multiplele sale aspecte, în special în Munții Metaliferi și Drocea, zone în care este bine reprezentat printr-o gamă variată de petrotipuri. în schimb extremitatea de NE a zonei „ofiolitice“, cu extindere mai redusă și situată pe teritoriul munților Trascău, a fost mai puțin cercetată. Pre- zentul studiu are ca obiectiv tocmai această zonă, înscriindu-se astfel în /A Institutul Geologic al României IGRZ 3 ETraPTTVUlL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 7 eforturile consacrate cunoașterii magmatismului inițial, constituind o ten- tativă de actualizare a problemelor legate de petrologia și petrogeneza vulcanitelor prezente în regiunea Săndulești-Poiana Aiudului (pl. I). în acest scop am efectuat cercetări de teren în perioadei anilor 1969—1972, cercetări însoțite și urmate de activitatea desfășurată în cadrul laborato- rului de Mineralogie al Universității „Al. I. Cuza“, care a avut ca rezul- tat stabilirea compoziției chimice și mineralogice a rocilor supuse cerce- tărilor. Elementele de ordin geologic, mineralogic și petrologie, îmbinate cu cele petrochimice, au permis precizarea fenomenelor care au concurat in desfășurarea vulcanismului mezozoic, fenomene care au favorizat gene- rarea unei game largi de petrotipuri pe o suprafață relativ redusă. Mulțumesc pe această cale prof. dr. doc. Radu Dimitrescu pentru încredințarea acestui subiect, exprimîndu-mi totodată profunda recunoștință față de sprijinul continuu acordat, cît și pentru stimularea și indicațiile eficiente din timpul elaborării acestei lucrări. Mulțumirile mele sînt adresate și conf. dr. Viorel Erhan pen- tru sprijinul moral acordat. Indicațiile primite din partea conf. dr. Nicolae lorga mi-au permis o abordare fructuoasă a unor probleme de chimism, iar deter- minările rbntgenometrice efectuate de D-sa mi-au ușurat anumite pre- cizări, fapte pentru care îi adresez călduroase mulțumiri. Mulțumesc de asemenea șefului de lucrări dr. Ion Pet re u ș pentru indicațiile și discuțiile prețioase privitoare la studiul feldspaților plăgi oclazi. Adresez mulțumiri tuturor colegilor de la Catedra de Geologie- Mineralogie-Geochimie de la Universitatea „Al. I. Cuza“ care direct sau indirect au contribuit la realizarea lucrării. I. LOCALIZARE ȘI ÎNCADRARE GEOLOGICĂ 1.1. LOCALIZAREA FIZICO-GEOGRAFICĂ, MORFOLOGIA ȘI HIDROGRAFIA REGIUNII Regiunea care face obiectul prezentului studiu aparține din punct de vedere administrativ județelor Cluj și Alba, situîndu-se în apropie- rea orașului Turda. Localizarea mai precisă poate fi făcută cu ajutorul localităților mai apropiate, astfel : în partea vestică, pe o linie nord-sud, Săndulești-Buru-Rimetea-Poiana Aiudului, iar în partea estică spre nord de Poiana Aiudului, Pietroasa-Moldovenești-Cheile Turzii-Săndulești. Prin poziția sa, regiunea care ne interesează, ocupă un loc aparte găsindu-se la contactul a două unități distincte : bazinul Transilvaniei și Munții Apuseni, integrîndu-se morfologic și geologic în cea de a doua unitate, reprezentînd de fapt o parte din extremitatea estică a acesteia. Munții Trascău, cunoscuți sub acest nume și de către localnici, au particularități morfologice care îi deosebesc de munții învecinați. Pre- zența dominantă a calcarelor imprimă un relief caracteristic, diferit de cel vulcanic care este prezent în sud-vest. Limita nordică a munților Institutul Geological României 8 MM. GAÎNDBAEUIRA. 4 Trascău. trebuie considerată în apropierea Cheilor Turzii, unde vulcani- tele mezozoice și calcarele tithonice se afundă sub depozitele tortoniene ale bazinului Transilvaniei. Ivirile reduse de vulcanite și calcare de la Săndulești și Cheile Turului sau cele de vulcanite din valea Pietroasa și de sub biserica din satul Comești sînt în bazinul Transilvaniei și au fost scoase la zi prin erodarea de către ape a cuverturii tortoniene și sugerează continuarea vulcanitelor spre nord-est și spre est. în partea vestică se consideră ca limită a munților Trascău culoarul depresionar lara-Sălciua. în sud limita este dată de valea Ampoiului, iar în est de depozitele tortoniene ale bazinului Transilvaniei. în regiunea Săndulești-Poiana Aiudului formele de relief au fost determinate de prezența vulcanitelor mezozoice și a calcarelor tithonice. înălțimea reliefului este în general scăzută, variind între limitele de 500 și 1 000 m, singurele puncte unde altitudinea de 1 000 m este depă- șită fiind la vest de locul numit Cuptoare și în culmea calcaroasă a Pietrii Secuiului. Dacă înălțimile sînt mici totuși zona prezintă un carac- ter accidentat pronunțat, datorită cursurilor de apă care au săpat văi adinei în masa rocilor, formînd adevărate chei și căderi de apă. Cheile trădează originea epigenetică a acestor văi, iar cursurile repezi ale ape- lor arată vîrsta tînără a văilor. Pe lîngă cunoscutele Chei ale Turzii, cele ale Turului și Aiudului, toate ferestruite în calcare, mai sînt și cele săpate în vulcanite. Mai importante sînt Cheile Arieșului între Buru și Moldovenești, iar altele de dimensiuni modeste se găsesc pe pîrîul Hăj- date (La Ciucaș), pîrîul Borzești și pîrîul Nadaș. Pe cursurile acestor pîraie se întîlnesc și dese căderi de apă care uneori ajung la 10—15 m. Principalul curs de apă, care străbate regiunea de la vest la est între localitățile Buru și Moldovenești, este rîul Arieș, care primește aportul de apă a majorității pîraielor. în majoritatea lor cursurile mici de apă se îndreaptă de la nord-vest spre sud-est separînd cuhni cu aceeași orientare, culmi care se desprind din creasta principală cu orientare aproximativă nord-sud. Fac excepție de la această direcție de curgere pîrîul Pietroasa și pîrîul Rachișului, a căror izvoare se găsesc în bazinul Transilvaniei. Primul curge spre nord dueîndu-și apele în rîul Arieș, după ce a adunat apele unor afluenți mai mici ca : Pîrîul Porcului, Valea lui Imre și Valea Dracului. Pîrîul Rachișului colectează apele din văile : Muntelui, Vadul Pleș, Coasta Mare și Mihali îndreptîndu-se spre sud unde confluează cu pîrîul Aiudului. In partea de vest, în valea Trascău- lui se varsă apele din Valea Albă. Pe lîngă terenul accidentat, un alt factor care a îngreuiat observa- țiile de teren este gradul ridicat de acoperire, în special cu păduri. 1.2. ÎNCADRAREA GEOLOGICA Am arătat că regiunea Săndulești-Poiana Aiudului se găsește pe aria munților Trascău. Munții Trascău se încadrează prin evoluția lor geologică într-o arie mai mare, în munții Mureșului. Caracterul de uni- tate structurală al munților situați între Mureș și Arieș a fost întrevăzut IGRy Institutul Geological României 5 ERUPTIVUtL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 9 încă de Loczy (1912), care a sesizat că această arie este constituită din umplutura unui geosinclinal și a denumit-o „zona Turda-Lipova". Tot Loczy (1918) insistă în a sublinia caracterul de orogen alpin și numește unitatea : „geosinclinalul Munților Metaliferi". Macovei și Atanasiu (1934) studiind Cretacicui de pe teri- toriul României au recunoscut trăsăturile de entitate pentru acest geo- sinclinal, denumind-o „Munții Mureșului". Aceste denumiri au fost apoi reluate și utilizate de diferiți cercetători, ca : K o b e r (1931), R o z lo z s- nik (1936), Pa piu (1953). Stille adoptă denumirea de geosinclinalul Mureșului, termen folosit apoi și de Giușcă et al. (1963). Bleahu și Lupu (1963) sînt de părere că pentru Munții Meta- liferi termenul de șanț este mai adecvat decît cel de geosinclinal, denu- mind unitatea „șanțul Munților Metaliferi". I ano viei et al. (1969) utilizează termenul de Munții Metaliferi în sens larg, incluzînd în această denumire și munții Drocea și Trascău, definind astfel unitatea structurală generată de evoluția unui șanț geo- sinclinal delimitat la est de bazinul Transilvaniei, la sud de cristalinul getic, la vest de bazinul pannonic, sub care se afundă, iar la nord de cristalinul Apusenilor Nordici. Indiferent de termenul utilizat pentru desemnarea acestei imitați structurale, cercetătorii în unanimitate au recunoscut existența ei aparte, făcînd distincție între aceasta și unitățile vecine. Cu toate că au fost semnalate unele deosebiri între diferitele regiuni ale unității munților Mureșului de către unii cercetători (Borcoș et al., 1965 ; Ian o vi ci et al., 1969), iar altele vor fi semnalate în cele ce urmează, acestea nu se datorează decît unor condiții locale care au favorizat desfășurarea unor evenimente într-o regiune sau alta. Evoluția activității vulcanice din regiunea Săndulești-Poiana Aiudului va fi privită în raport cu evoluția aceluiași fenomen în întreaga arie geosinclinală, iar folosirea delimitării prin cele două localități Săndulești și Poiana Aiudului se face pentru a desemna aria cu răspîndirea cea mai mare a vulcanitelor mezozoice din munții Trascău, facilitînd astfel referirile. 1.3. ISTORICUL CERCETĂRILOR Primele observații asupra rocilor eruptive din munții Trascău apar- țin cercetătorilor Hauer și Stache (1863). Ei au stabilit legături între diabazele de Poiana și cele care se situează la est de satul Rime- tea pe valea Ghișteagului. în anul 1873 Herb ic h descrie rocile eruptive ale Transilvaniei, raportîndu-le la două zone diferite : (a) Turda-Trascău (Rimetea) și (b) Munții Metaliferi. Cu această ocazie H e r b i c h semnalează porfire feldspatice și porfirite la Poiana, Colțești, Piatra Secuiului, valea Arieșu- lui și Cheile Turzii. Indică prezența melafirelor și a melafirelor amigda- loide la Poiana și în valea Arieșului, precum și existența trahitelor grano- firice cu cuarț la Lunca și pîriul Cioranului. Institutul Geological României 10 EM. GANDBlAtBUiRA 6 Lucrările întreprinse de Roth von Telegd (1897—1903) în munții Trascău îi permit să figureze pe hartă Cretacicul, calcarele titho- nice și eruptivul de la marginea cuvetei Transilvaniei. Preocupările lui Szentpetery între anii 1904—1928 sînt legate de cunoașterea rocilor eruptive din Munții Metaliferi. Lucrarea sa de doctorat (1904) constituie un studiu asupra rocilor eruptive dintre valea Arieșului și Cheile Turzii, în care separă și descrie : porfire cu cuarț, porfire cu ortoclaz, porfirite și tufuri porfirice și porfiritice. în anul 1905 își continuă studiile în aceeași zonă, dar la sud de valea Arieșului pînă la nivelul localităților Pietroasa-Rimetea, descriind aceleași tipuri de roci. în continuarea studiiloi' întreprinse în munții Trascău, Szent- petery susține că mineralizația cupriferă de la Pietroasa este aso- ciată diabazelor și porfirelor triasice, arătând că diabazele cu augit trec în profunzime în diabaze ofitice granulare, în gabbro-diabaze și gabbrouri. în anul 1917 se distinge în cadrul eruptivului mezozoic un complex de vîrstă triasic-jurasică, complex distinct în raport cu eruptivul creta- cic superior. A fost făcută clasificarea eruptivului neogen și a fost intro- dusă pentru prima dată noțiunea de propilit pentru unul din faciesurile de alterare ale acestor roci. Dintre formațiunile sedimentare calcarele jurasice prin poziția lor au fost domeniul de studiu al mai multor cercetători. Calcarele jurasice, cel mai adesea, apar ca masive izolate sub forma de klippe înconjurate de depozitele cretacice. Studiul klippelor de calcar din Munții Metali- feri a dus la adoptarea unor interpretări diferite. Unii explicau prezența lor, prin apariția fundamentului de-a lungul liniilor de fractură sau în sîmburele anticlinalelor ; alții au adoptat ideea că acestea ar reprezenta resturi ale unei pînze de șariaj (U h 1 i g, 1907). Anul 1919 poate fi considerat ca momentul de început al unei faze noi în munca de cunoaștere a geologiei Munților Metaliferi. Institutul geologic din București inițiază importante studii, la care au participat și oameni de știință de la universitățile din Cluj și Iași. M^acovei și Atanasiu (1934) elaborează o sinteză a formațiu- nilor sedimentare cretacice, la care sînt adăugate și rezultatele obținute de cei doi. Autorii arată că Munții Metaliferi sînt o imitate orogenă, denu- mită de eii „geosinclinalul Mureșului". IIie începe în anul 1931 o lungă și intensă activitate de desci- frare a geologiei Munților Metaliferi și Trascău. în studiile sale, 11 i e, abordează probleme variate și complexe mergînd de la cele paleontolo- gice și stratigrafice la cele cu caracter petrografic sau paleogeografic și tectonic. în anul 1936 IIie realizează un studiu de sinteză asupra mun- ților Trascău, studiu care a fost însoțit de o hartă geologică detaliată la scara 1 : 50 000 precum și de schița tectonică a Munților Metaliferi. Cu această ocazie 11 i e emite idei noi privitoare la tectonica Munților Meta- liferi. El admite existența unei structuri în pînză de ordinul III, pînză a cărei vîrstă ar fi mezocretacică și care ar avea ca zonă de decolare regiunea masivului Bihor-Muntele Mare. Pînza alcătuită din calcare jura- sice și lame de rabotaj de natură ofiolitică se dispune peste autohtonul < Institutul Geological României \tGRy 7 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNțM TRASCAU 11 format din șisturi cristaline, masivul ofiolitic axial și depozitele Cretaci- cului inferior. Formarea se datorează decolării calcarelor jurasice de pe marginea munților Bihor-Gilău și a smulgerii unor lame din masivul ofiolitic axial, acestea fiind antrenate peste fundamentul cretacic, eveni- ment care s-a produs înaintea Albianului. 11 i e arată că în Munții Meta- liferi sînt prezente și șariaje post-eocene, în care ofiolitele triasice înca- lecă depozite senoniene și eocene, sau s-a realizat o încălecare a depo- zitelor senoniene de către șisturile cristaline, în munții Trascău. Autorul susține că în urma fazelor de decompresiune au luat naștere linii ruptu- rale vechi și tinere (terțiare). Ultimele au favorizat pătrunderea lavelor, care au generat aparate vulcanice. în ceea ce privește magmatismul mezo- zoic, același cercetător (1931, 1933, 1936, 1937, 1938), este de părere că acesta s-a manifestat în zonele de torsiune ale geosinclinalului, și a gene- rat masive intruși ve de semiprofunzime (a, Turda-Rimetea ; b, masivul axial al munților Trascău și c, masivul din valea Ampoiului) și corpuri filoniene diabazice care au fost încastrate tectonic între depozitele creta- cice-inferioare și medii. Pe baza relațiilor existente între acest eruptiv și sedimentarul din culmea principală a Trascăului admite că acest erup- tiv este de vîrstă cretacică (Apțian), deoarece străbate depozitele Jurasi- cului superior și ale Cretacicului inferior. Totuși nu exclude posibili- tatea ca unele din aceste roci să aparțină chiar Triasicului superior, ele avînd rol tectonic insinuîndu-se pe liniile de minimă rezistență. După acest cercetător diabazele triasice și ofiolitele cretacice nu pot fi confun- date, ele fiind diferite ca poziție stratigrafică, cît și ca aspect petrografic. Zona „patrulaterului aurifer" Baia de Arieș-Caraciu-Săcărîmb- Zlatna, a format terenul de studiu pentru cercetătorii Ghițulescu și Socolescu (1941). Rezultatul cercetărilor îl constituie monografia: „Etude geologique et miniere des Monts Metalliferes" și o hartă de o factură deosebită pentru acea vreme în țara noastră. Evoluția magmatis- mului este raportată precis la mai multe faze, acestea sînt datate și sînt incluse în coloana stratigrafică odată cu fenomenele hidrotermale înso- țitoare. în ceea ce privește magmatismul mezozoic autorii adoptă, pentru ansamblul depozitelor rezultate, termenul de „complexul melafirelor" care au vîrstă mai veche decît Jurasicul superior, iar pe bază de criterii stra- tigrafice riguroase disting roci efusive de vîrstă apțiană cu rol de ofio- lite, fiind încastrate tectonic între depozitele Cretacicului inferior și mediu. „Complexul melafiric" este considerat ca fiind rezultatul unor erupții de magme puțin diferențiate care au generat în special produse vulcanice cum ar fi lavele, brecii, tufuri și în măsură mai mică dyk-uri. Complexul ofiolitic apțian este constituit din roci eruptive bazice, pre- zente ca masive sau dyk-uri intruse în depozite sedimentare, sau ca intercalații concordante în acestea. în ceea ce privește tectonica, acești autori contrazic existența structurii în pînză, argumentînd în schimb exis- tența unei structuri în solzi, generată de o împingere de la sud-vest spre nord-est cu efecte de supracutare a edificiului austrie. Acest feno- men este plasat în timp după Senonian. Fracturile create de această tectonică cu caracter disjunctiv, s-au menținut ca linii de minimă rezis- A Institutul Geologic al României x IGR/ 12 SM. GtAWKABUHA 8 tență și au favorizat insinuarea magmelor generatoare ale vulcanismu- lui terțiar. în ultimele decenii activitatea de cercetare este marcată prin reali- zarea unor lucrări detaliate. Pap iu (1950) pe lingă studiul minereuri- lor de mangan și a jaspurilor asociate cu diabazele din masivul Drocea stabilește raporturile dintre eruptivul bazic și formațiunile cretacice. Tot în munții Drocea, Pap iu separă: Jurasicul în facies de Stramberg, Cretacicul inferior cu două serii (a, Valanginian-Hauterivian și b, Barre- mian-Apțian) și Cretacicul (Turonian și Senonian în facies de Gosau). Lupu (1964) identificînd microfaciesul cu Saccocoma dovedește prezența Kimmeridgianului acolo unde se considera că este prezent numai Tithonicul. In stratele cu Aptychus raportate Neocomianului, Lupu (1964) descrie o asociație de tintinnide care atestă de fapt pre- zența Neojurasicului. Lupu (1966) se asociază punctului de vedere exprimat de Ghițulescu și Socolescu (1941) și care constă în a susține că Neojurasicul reprezentat prin calcare este o apariție a funda- mentului în cadrul unei structuri în solzi cu vergențe vestice, structură de vîrstă laramică. Cercetările întreprinse de autor în partea de vest a masivului Trascău i-au permis să evidențieze aici existența unui stil tectonic ruptural cu vergențe vestice. Accidentele rupturale au afectat și fundamentul regiunii, iar faptul că formațiunea cea mai nouă afec- tată este turoniană, iar primele depozite care acoperă liniile de fractură sînt senoniene au dus la ideea că liniile de fractură sînt subhercinice. Lupu (1964) aduce precizări în ceea ce privește o parte din ofiolitele din partea de est a munților Trascău considerînd că acestea (în parte) sînt tithonice, spre deosebire de cercetătorii anteriori care le conside- rau triasice. Borcoș et al. (1965) fac o analiză a relațiilor existente între sedi- mentarul și eruptivul mezozoic de pe întreg teritoriul țării. Referindu-se la Munții Apuseni autorii susțin că Jurasicul superior reprezentat prin calcare recifale se grefează pe complexul de roci bazice. O caracteristică a complexului bazic este asociația unor jaspuri cu radiolari care atestă caracterul submarin al acestor efusiuni. Se remarcă că în munții Trascău relațiile dintre rocile complexului bazic și depozitele calcaroase jurasice (Callovian-Tithonic) prezintă carac- tere diferite față de zonele mediană și vestică a munților Mureșului. Autorii contrazic punctul de vedere a lui 11 i e în ceea ce privește rolul tectonic al unor ofiolite (și anume că ar fi insinuate pe linii de minimă rezistență) și că între acestea ar exista mai multe varietăți. Ei susțin că cele două tipuri separate de 11 i e prezintă, în realitate, o identitate compozițională, cu mici variații structurale. Rocile amintite apar atît în depozitele jurasice-superioare cît și în cele cretacice-inferioare, reprezen- tînd erupții succesive cu o vîrstă comprehensivă callovian-apțiană. în Barremian erupțiile diabazice au declanșat fenomene fizice și chimice perturbatoare a sedimentației, generatoare de stromatite și de alte roci care au favorizat dezvoltarea recifilor. Apțianul este caracterizat prin relații identice cu cele din Barremian, între eruptiv și sedimentar. Nive- lele de roci bazice sînt prezente și în Albian, iar în baza Cenomanianu- Institutul Geological României \ ICRZ 9 EBUiPTIVUlL MEZOZOIC DIN MUNțUI TRASCĂU 13 lui din valea Steampurilor sînt prezente intercalați! de lave și piroclas- tite diabazice. Pe baza a două analize chimice asupra unor roci prove- nite din munții Trascău, se susține o deosebire sub aspect chimic a acestora în raport cu celelalte roci bazice din Munții Metaliferi, care constă în treceri spre termeni mai puțini bazici. în concluzie autorii sus- țin că debutul magmatismului bazic, pe teritoriul țării noastre, trebuie plasat în Paleozoicul superior (munții Codru Moma și Banat) și a acti- vat pînă în Cenomanianul inferior. Vulcanismul bazic a avut un caracter ritmic pulsatoriu, cu amploare diferită în timp. în fapt autorii generali- zează pentru munții Metaliferi și Trascău existența ofiolitelor în depo- zitele Cretacicului inferior ca o consecință a unei activități intermitente care s-a desfășurat pînă în baza Cenomanianului. în regiunea Feneș-Ighiel-Intregalde se semnalează de către Bleahu (1967) prezența ofiolitelor apartenențe primei faze de manifes- tare a magmatismului bazic inițial, peste care se dispun transgresiv calcare de Stramberg. Cu aceeași ocazie același cercetător împarte Cre- tacicul în următoarele patru serii : (1) vulcanogen-sedimentară grau- wackică (Valanginian-Hauterivian), (2) subfliș-fliș (Barremian-Apțian), (3) de wildflysch (Apțian superior-Albian) și (4) superioară de fliș. De notat că primele două serii sînt descrise pentru prima oară în această zonă, de asemenea sînt prezentate unele aspecte caracteristice metamor- fismului incipient alpin. Se evidențiază că magmatismul ofiolitic s-a manifestat în două faze. în prima fază (Triasic ?-Jurasic) au fost puse în loc diabaze, diabaze-porfirite verzi sau roz asociate cu riolite albe și ortofire. Faza a doua de erupție este sincronă cu sedimentarea Cre- tacicului, fenomen care duce la apariția unor litofaciesuri caracteristice, în cea de a doua ofiolitele sînt reprezentate prin silluri și curgeri sub- marine de pillow-lava spilitice, andezite, oligofire și cinerite bazice. Bor dea et al. (1968) pe baza studiilor microfaciale au orizontat stiva calcarelor de Cetea-Pleașa din zona Galda-Rîmeți, care se dezvoltă în intervalul Kimmeridgian-Hauterivian. Rocile bazice efusive și depo- zitele sedimentare în faciesul stratelor cu Aptychus alcătuiesc o „for- mațiune mixtă“ vulcanogen sedimentară (Tithonic-Hauterivian), peste care încalecă calcarele din creasta principală a Trascăului. Toate aceste realizări prin acumulări de date numeroase asupra formațiunilor sedimentare au permis adoptarea unor noi poziții în expli- carea adecvată în controversata problemă a genezei klippelor de calcare. Acestea fuseseră interpretate diferit, fie ca provenind din fundament prin desrădăcinare și antrenare în mișcări de supracutare, fie ca petece de acoperire care ar fi aparținut unei mari pînze de decolare, fie că au fost aduse din fundament în fruntea unor solzi. Popescuși M o t ă ș (1954) au lansat ideea că aceste klippe pot fi considerate ca olistolite, adică blocuri desprinse din faleză în timpul sedimentării flișului, peste care stau sau de care sînt acoperite. Bleahu et al. (1960) au reluat ideea și au extins-o, deoarece aceasta s-a dovedit a fi singura ipoteză care este în acord cu poziția celor mai multe dintre klippele calcaroase. Mai mult, ideea formării olistolitelor poate fi aplicată, uneori, și pentru aparițiile de roci eruptive bazice. A Institutul Geological României iGRy 14 EM. GAN-DKIABUIRA 10 Lupu (1972) în studiul său asupra stratigrafie! și structurii for- mațiunilor mezozoice din munții Trascău, ajunge la concluzia că tec- tonica alpină a creat aici un edificiu structural în pînză de șariaj. în concepția sa, autohtonul de Trascău este alcătuit din șisturi cristaline, depozite permiene. ofiolite, depozite kimmeridgian-tithonice, calcare de Stramberg, strate cu Aptychus și sedimentar barremian-albian. Autorul raportează ofiolitele autohtonului la trei sectoare : (a) Cheile Turzii-sud Valea Mînăstirii (substratul normal al calcarelor de Stramberg) în care predomină bazalte și piroclastite bazaltice ; (b) Colțești-Valea Inzelului (substratul normal al stratelor cu Aptychus) în care predomină bazalte și subordonat dolerite și (c) sectorul vestic în care ofiolitele străbat și se dispun peste șisturile cristaline și suportă calcarele kimmeridgian- tithonic inferioare. Aici se întîlnesc bazalte și ortofire. în alcătuirea pînzei de Bedeleu intră formațiunea mixtă Kimmeridgian-Tithonic mediu, calcare de Stramberg și depozite hauteriviene. Ofiolitele din formațiunea mixtă a pînzei de Bedeleu sînt reprezentate prin bazalte, ortofire și oligofire. Magmatismul mezozoic care marchează debutul în evoluția alpină a Munților Metaliferi s-a bucurat de o atenție deosebită din partea cer- cetătorilor. Contribuțiile la cunoașterea acesteia sînt legate de numele cercetătorilor : Papiu, Giușcă, Savu și Cioflică. De fapt lucrările lui Papiu din anii 1950 și 1951 sînt rezultatul preocupărilor legate de originea jaspurilor și minereurilor de mangan din munții Droeea. Studiind aceste formațiuni Papiu descifrează rela- țiile dintre vulcanismul submarin și procesele de sedimentare, scoțînd în evidență rolul procesului halmirolitic în geneza jaspurilor și a mine- reurilor manganifere asociate eruptivului bazic. Același cercetător (1953) atrage atenția că deși produsele vulcanice au forme de pillow-lava, ele nu prezintă caracterul de spilite, termenul de diabaz fiind cel mai adec- vat. Papiu este de părere că erupțiile bazice au debutat cu mult înain- tea depunerii calcarelor de Stramberg, probabil chiar în Triasic. Admite existența erupțiilor sincrone cu depunerea flișului neocomian, de aici concluzia unei faze continue Triasic-Neocomian, dar are rezerve asupra continuării erupțiilor pînă în Cretacicul inferior. într-o altă lucrare Papiu et al. (1959) stabilesc legături între datele magnetometrice și rocile bazice cu sau fără conținut de magnetit din munții Droeea, argu- mentând de asemenea că complexul diabazic se afundă spre sud și că Mureșul nu curge pe o linie de falie. Cercetările de detaliu întreprinse de Giușcă și Cioflică (1956, 1957) în munții Droeea au ca rezultat punerea în evidență a pînzei intrusive de la Căzănești-Ciungani asociată complexului bazaltic. Această pînză pseudostratificată este explicată ca fiind rezultanta fenomenului de diferențiere accentuată, care a dus la separarea de orizonturi bogate în titanomagnetit vanadifer. în anul 1961 Cioflică arată că primele erupții de vîrstă jurasică, cu care sînt asociate corpuri subvulcanice de gabbrouri și peridotite, sînt urmate de erupții neocomiene (sincrone cu depunerea complexului inferior al Neocomianului) generatoare de bazalte, 11 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TR1ASCÂU 15 andezite, dacite și oligofire, pentru ca la sfîrșitul Neocomianului și în Barremian magmatitele să recapete caracter bazaltic. Deci acest cercetă- tor aduce pentru prima dată argumente pentru existența unei a treia faze de manifestare a magmatismului inițial, idee care astăzi este una- nim acceptată. Ulterior Cio fiică (1962) revine la regiunea Căzănești- Ciungani cu un studiu mineralogic și petrografic detaliat al eruptivului. Pe lîngă examinarea mineralogică și petrografică a complexului bazaltic, se face o analiză amănunțită a structurii pînzei intrusive Căzănești- Ciungani, arătîndu-se succesiunea de cristalizare a mineralelor, accen- tuîndu-se asupra relațiilor dintre diferitele orizonturi ale pînzei. Anali- zele chimice efectuate asupra rocilor bazaltice, a rocilor din cadrul pîn- zei și a magnetitului, au permis stabilirea asemănării acestora cu ofio- litele din Alpi și Apenini, precum și separarea a două grupe de magme. Primul grup prezintă im chimism uniform, fiind reprezentat prin tipuri gabbroice, în schimb în cazul celui de al doilea grup se constată variații in chimism, fapt care indică o diferențiere accentuată. Magma inițială care a generat pînza pseudostratificată, a fost puternic oxidată și bogată în magneziu, avea caracter gabbroic, și a evoluat printr-un proces de fracționare succesivă pe linia : * anortozitică magmă gabbroică -* piroxen gabbroică * achnaitică, eucritică -> hornblendit-peridotitică, homblenditică Considerațiile petrografice și chimice au dus la ideea că magma ini- țială puternic oxidată (w = 0,70) se îmbogățea în Fe în cursul diferen- țierii, acumularea Fe în magma reziduală a determinat separarea pla- gioclazului ca primă fază minerală și a avut rol de fondant, mărind intervalul de cristalizare al magmei. Faza cristalizată, feldspatică, a migrat spre partea superioară a intruziunii, pe cînd magma reziduală se acumula la partea inferioară. Magma reziduală a generat gabbrourile ■cu titanomagnetit vanadifer. Modificările suportate de chimismul mag- mei la diferite nivele au dus la nașterea orizonturilor cu gabbrouri. Cioflică și Savu (1962) au evidențiat rolul jucat de fenome- nele de cristalizare fracționată, de diferențierea gravitațională și influența produselor volatile, în formarea dyk-ului cu stratificație ritmică de la Almaș-Săliște. Unei analize minuțioase a fost supus și corpul de gabbrouri de la Almășel, de către Savu (1962). Corpul de la Almășel este amplasat în complexul bazaltic de vîrsta jurasică, complex constituit din bazalte și variolite, anamezite, dolerite și rare nivele de aglomerate bazaltice. O particularitate deosebită a acestui corp, este că el s-a născut din trei intruziuni succesive de magme, al căror chimism devenea tot mai acid. Prima intruziune a generat hiperite, gabbrouri și microgabbrouri cu oli- vină, pe cînd a doua intruziune a asigurat formarea volumului cel mai mare de roci a intruziunii, alcătuit în principal din gabbrouri cu struc- turi variate. Ultimul aport de magmă este mai acid și a dus la formarea Institutul Geologic al României 16 EM. GANDRABUțaA. 12 de gabbrouri cuarțifere, diorite cuarțifere pegmatoide, etc. Cu aceeași ocazie autorul aduce precizări’ de ordin chimic și genetic asupra tuturor erupțiilor bazice antekimmerice din masivul Drocea, subliniind asemănă- rile existente între acestea și ofiolitele din Alpi. Un fapt important de remarcat este acela că se evidențiază existența unor erupții mezozoice mai noi decît restul rocilor ofiolitice din masivul Drocea, pe care cerce- tătorul le încadrează în seria de erupții kimmerice noi, aceasta avînd ca scop să sugereze că punerea în loc a acestora s-a făcut în jurul epocii în care se manifestă mișcările orogenice de la sfîrșitul Jurasicului superior. Prezentarea corpurilor ultrabazice din partea centrală a geosincli- nalului Mureșului este făcută de Savu (1962) odată cu prezentarea mecanismului de formare. Mecanismul de formare a corpurilor ultraba- zice este diferențierea unei magme melagabbroice. Cercetarea formațiu- nilor magmatice din regiunea Troaș-Pîrnești (Savu, 1962) a permis să se deosebească două serii de erupții distincte, una antekimmerică și cea- laltă kimmerică nouă. Seria de erupții kimmerică nouă a fost generată de o serie de centre de erupții, care au activat cu intermitență, dînd naștere unor stratovulcani. Cronologic seria erupțiilor kimmerice noi este separată în două complexe distincte : (a) complexul melafir-porfiri- tic situat în baza calcarelor de Stramberg și (b) complexul erupțiilor mixte alcătuite din tholeite, limburgite, poi-firite, spilite, oligofire, por- firite trahiandezitice, ortofire, etc., situat în baza Cretacicului inferior, în cadrul celui de al doilea complex se disting două serii : (bj bazalt- andezit-dacit-riolit (serie calco-alcalină) și (b2) bazalt-limburgit-spilit- oligofir-trahiandezit-trahit (serie alcali-potasică). Aceste două serii de relații trădează existența unui caz de diferențiere mixtă. Ulterior Savu (1962) face o analiză de ansamblu asupra chimis- mului vulcanitelor jurasic-superioare și cretacic-inferioare de pe întreg teritoriul munților Drocea, expunînd asociațiile de roci cele mai carac- teristice. Rocile formează stratovulcani, în aceștia găsindu-se toate aso- ciațiile posibile între roci bazice, intermediare, alcaline și acide, gene- rate de un vulcanism extrusiv recurent. Giușcă et al. (1963) prezintă la Congresul al V-lea al Asociației geologice carpato-balcanice o sinteză a principalelor caracteristici ale vulcanismului mezozoic din munții Drocea. Autorii raportează complexul ofiolitic la trei faze de activitate magmatică. Prima fază (pre-Malm) este caracterizată de prezența : aglomeratelor, bazaltelor, anamesitelor, gabbrourilor și peridotitelor ; faza a doua (asociată complexului infe- rior al Neocomianului) cuprinde erupții de bazalte, limburgite. andezite piroxenice, andezite amfibolice, trahiandezite, oligofire, ortofire, dacite și riolite. Faza a treia însoțește depozitele neocomiene și barremian-apțiene și este caracterizată prin erupții de bazalte și spilite. Analizind metalogeneza asociată magmatitelor alpine ale Carpaților din România, C io fiică (1968) distinge trei unități metalogene carac- teristice : (a) provincia asociată ofiolitelor alpine, (b) provincia aso- ciată banatitelor (magmatite laramice) și (c) provincia asociată vulcani- i Institutul Geological României ICR 13 ERUPTIVUL MEZOZOJC DIN MUN^n TRASCAU 17 telor neogene. Pentru aliniamentul munților Drocea-Metaliferi-Trascău, metalogeneza asociată ofiolitelor a generat : concentrații lichid-magma- tice (titanomagnetite vanadifere în gabbrouri și pirotină nicheliferă în norite) ; concentrații hidrotermale (calcopirită și pirită în bazalte) ; con- centrații hidrotermal-sedimentare (oxizi de mangan asociati cu iaspuri în bazalte). Cu aceeași ocazie Cioflică admite posibilitatea continuării ofio- litelor din Munții Metaliferi spre sud-vest, pe sub depozitele panno- niene și racordarea lor cu „coloana vertebrală" de ofiolite a Dinaridelor. Fenomenele de metamorfism de contact între calcare (liasice sau doggeriene) și sillurile doleritice de la Căpîlnaș sînt descrise de Savu (1966). în sfera cunoașterii sub aspect geochimic a magmatitelor mezo- zoice din Munții Metaliferi se înscriu cercetările întreprinse asupra roci- lor ultrabazice și a corpurilor gabbroice. Corpul ultrabazic de la Roșia Nouă, alcătuit din trei orizonturi la care participă peridotite, mela- gabbrouri și gabbrouri, a fost cercetat de Savu (1962) și de Giușcă et al. (1964). Corpul gabbroic de la Cuiaș a fost abordat în studiu de SavușiUdrescu (1967). Tot Savu (1968) realizează o lucrare de sinteză asupra ofiolitelor mezozoice din România. Folosind datele furnizate de literatura existentă în acest sens în țara noastră, la care adaugă rezultatele cercetărilor pro- prii, autorul susține că în Mezozoic pe actualul amplasament al catenei carpatice funcționa o zonă geosinclinală, care la Dunăre făcea jonc- țiunea cu geosinclinalul balcanic. în lungul acestui domeniu mobil au apărut fracturi adînci în stadiile de eugeosinclinal și postgeosinclinal, fracturi care au permis pătrunderea magmelor tholeitice care la început sînt slab diferențiate. După primul stadiu magmatismul își schimbă chimismul, produsele fiind mult mai variate în compoziție, evidențiindu-se tendințe de apariție a unor produse acide sau alcaline. Stadiul al treilea este caracterizat prin produse spilitice sau spilit-keratofirice și de feno- mene de albitizare a rocilor ofiolitice. Evidențiind caracteristicile comune ale ofiolitelor din România, Savu delimitează o vastă provincie petrologică. Existența unui volum imens de cunoștințe geologice asupra Mun- ților Metaliferi impunea o prelucrare de sinteză. Acest deziderat a fost împlinit prin apariția în anul 1969 a lucrării „Evoluția geologică a Munților Metaliferi"' elaborată de un colectiv de autori în frunte cu acad. prof. V. I a n o v i c i. Autorii arată că magmatismul inițial s-a des- fășurat în stadiul eocinematic în legătură cu mișcările diastrofice de la sfîrșitul substadiului kimmeric nou și de acelea care au avut loc în substadiul austrie, încheindu-se odată cu primul paroxism puternic din zonă, adică în faza cutărilor mezocretacice. Caracterul magmatis- mului este simatic și s-a manifestat în trei etape. Etapa primă este inițiată de destinderea fundamentului varistic rigid, penetrat de frac- turi favorizante unor ascensiuni abundente de hipomagmă, care sudînd fisurația imprimă zonei caracter de sutură ofiolitică. Mișcările oscila- torii din substadiul austrie au modificat condițiile structogenetice ale J — C. 738 Hky Institutul Geological României igr7 18 EM. GANDRAlBURA 14 zonei, iar magmatismul care se manifestă acum ia un aspect mai variat în compoziție. Lavele primei faze alcătuiesc un complex bazaltic, în care rocile au caractere petrografice și petrochimice asemănătoare pe întreaga arie, între acestea predominînd bazaltele, bazaltele amigdaloide și anamesi- tele, cu rare intercalații de nivele de piroclastite. în vulcanite au fost intruse mase de magme tholeitice, care prin diferențiere în condiții subvulcanice au generat lacolite, pînze intrusive sau dyk-uri, corpuri de compoziție bazică sau ultrabazică. Mișcările kimmerice noi au ridicat zona axială a geosinclinalului Mureșului, vechea zonă mobilă fiind împărțită în două fose secundare, în acest timp vulcanismul este legat de aparate vulcanice amplasate pe ramele nordică și sudică ale geosinclinalului, adică în lungul celor două fose secundare. Vulcanitele acestei etape sînt reprezentate prin : bazalte, limburgite, oligofire, trahiandezite, ortofire, dacite și riolite în fosa Drocea, iar în fosa Mureșului prin : bazalte, andezite, rar oligo- fire, dacite, riolite și ortofire. Etapa a treia a magmatismului inițial este sincronă cu depunerea complexului superior al Neocomianului, se continuă pînă în Barremian, iar în Munții Metaliferi pînă la Apțian sau Cenomanian. Revenirea la regim de geosinclinal adînc, favorizează erup- ția unor roci bazice, bazalte și spilite. Savu et al. (1970) revin cu noi date de ordin geochimic și întă- resc afirmațiile făcute anterior asupra originii magmelor care au generat ofiolitele. Urmărindu-se variațiile elementelor majore și minore se arată că magma generatoare de roci ofiolitice, a fost tholeitică saturată, for- mată în pătura bazaltică a mantalei superioare. Aceasta s-a diferențiat în bazinul magmatic, fenomen reflectat la suprafață prin apariția succe- sivă a bazaltelor, anamesitelor, doleritelor și a intruziunilor de roci bazice și ultrabazice. Savu (1972) face sinteza diferitelor tipuri de mineralizații din cuprinsul provinciei ofiolitice din partea sudică a Munților Apuseni, analizînd în special geneza acestora. Autorul arată că metalogeneza aso- ciată magmatismului inițial se leagă numai de primele două etape de evoluție a acestuia. Activitatea metalogenetică este caracterizată prin trei tipuri mari de acumulări de substanțe minerale utile : lichid-magmatice, hidrotermale și vulcanogen-sedimentare, care pot fi încadrate în pro- vincia concentrațiilor asociate magmatismului ofiolitic alpin. Bedelean (1971) prezintă un studiu asupra zeoliților din Munții Apuseni, abordînd și problema genezei acestora. Descrie ocurențele de zeoliți, printre care și cele de pe cuprinsul munților Trascău, arătînd legătura acestora cu rocile eruptive mezozoice. Zeoliții reprezentați prin stilbit, heulandit și laumontit. apar în diferite varietăți de andezite, ca agregate de cristale, filonașe sau cuiburi, druze, la care se asociază : calcit, dorit, silice, pirită, etc. Genetic zeoliții sînt legați de metamor- fismul hidrotermal de temperaturi și presiuni joase, considerîndu-se că procesele supergene au avut și ele un rol în geneza acestora. JA Institutul Geological României 16 R/ 15 ERUPTIVUL MEZOZOIC IMN MUNȚII TRASCAU ÎS I. Nicolae3 (1972) cercetînd rocile eruptive din Cheile Turzii, evidențiază în ordinea vîrstei : andezite spilitizate, andezite cu piroxen, piroclastite andezitice, vitrofire și tufobrecii riodacitice. în anul 1973 același cercetător susține că vitrofirele și tufobreciile riodacitice sînt anterioare calcarelor jurasice superioare cît și sincrone cu partea bazală a lor. întreaga succesiune vulcanică a fost pusă în loc pînă în Jurasi- cul superior. Herz et al. (1973) susțin pe baza raporturilor Sr^/Sr86 și K/Rb, că suita ofiolitică din munții Drocea (ultramafite, gabbrouri, bazalte) își are originea într-un tholeit oceanic și mantaua superioară. Granofirele și ortofirele asociate ofiolitelor provin prin diferențierea avansată și cris- talizarea fracționată a magmei tholeitice. Savu și Udrescu (1973) pe baza unor noi date de ordin geo- chimic confirmă descendența rocilor bazice, ale primului stadiu, dintr-o magmă tholeitică în timp ce rocile stadiului al doilea ar proveni din magme hibride sau chiar acide. Aceste magme au origini diferite. II. STRATIGRAFIA FORMAȚIUNILOR DIN REGIUNE Alcătuirea geologică a regiunii Săndulești-Poiana Aiudului este rezultanta unei evoluții complexe, care poate fi urmărită începînd din ante-Proterozoicul superior, cînd s-au format rocile cristalofiliene ale „insulei cristaline a Trascăului", trecînd prin Mezozoic care este carac- terizat printr-o activitate vulcanică intensă și variată, activitate urmată de depunerea unor formațiuni sedimentare, după care regiunea a fost exondată pînă în Tortonian. în timpul Tortonianului se reinstalează con- diții de sedimentare, cînd are loc depunerea ultimelor depozite sedimen- tare mai importante. Raportată la ansamblul unității „Munților Mureșului", regiunea Săn- dulești-Poiana Aiudului prezintă unele particularități care atestă abateri de la evoluția generală. Lipsa unor mase importante de roci vulcanice bazice, care apar larg distribuite în părțile sud-vestice ale unității, pre- cum și prezența relativ restrînsă și incompletă a depozitelor sedimen- tare mezozoice sînt argumente grăitoare in acest sens. Pe de altă parte, manifestarea unui vulcanism care a generat roci cuprinse între limitele andezit-riolit cît și roci alcaline, conferă regiunii, cu unele mici excepții, trăsături similare cu unele porțiuni din munții Drocea, unde vulcanis- mul mezozoic a generat aceleași tipuri de roci. II .l. FORMAȚIUNI MEZOZOICE Mezozoicul este reprezentat în unitatea munților Mureșului prin formațiuni generate de un vulcanism intens cu caracter submarin cît și de formațiuni sedimentare, ambele tipuri avînd o repartiție neuni- 3 Arh. IGG, București. Institutul Geological României .20 HM. OAMSRAIBUiRA 16 formă pe cuprinsul ariei. Revărsarea importantelor cantități de magme ofiolitice, a fost posibilă prin apariția unor fracturi de distensiune (Savu, 1962), care au permis ascensiunea acestora, iar prin scufundarea scoarței terestre și invadarea zonei de către ape, s-au creat condițiile unui vulcanism submarin. Momentul de debut al acestui vulcanism, care s-a desfășurat în trei etape distincte, este incert, cercetătorii admi- țînd în unanimitate pentru acest eveniment Triasicul superior sau Liasicul. în munții Trascău vulcanismul mezozoic a dus la formarea unui edificiu vulcanic, ale cărui roci constituente au caracteristici petrogra- fice și chimice tipice pentru rocile formate în cea de a Il-a etapă a magmatismului inițial, roci care sînt prezente atît în regiunea Săndu- lești-Poiana Aiudului cît și în zona Rimetea-valea Țelna. Rocile din această ultimă zonă, mai precis cele din bazinul Văii Mînăstirii, au fost și ele abordate în tratarea care urmează. Pe lîngă acestea, pe o supra- față de dimensiuni reduse cuprinsă între valea Pietroasa și valea Hidișu- lui (marginea SE a zonei), aflorează și roci de compoziție bazică cum ar fi : bazalte, spilite și microgabbrouri. Deși poziția spilitelor în această regiune este incertă, ele fiind caracteristice pentru începutul etapei secunde a magmatismului inițial în restul munților Mureșului, prezența celorlalte roci bazice ridică problema manifestării primei etape de activi- tate a magmatismului inițial pe teritoriul munților Trascău, chiar dacă aceste roci sînt foarte slab reprezentate aici. Prezența microgabbroului cît și afirmația făcută de Szentpetery (1916), referitor la faptul că diabazele cu augit trec în profunzime în gabbro-diabaze și gabbrouri, ne determină să acceptăm că activitatea magmatică a primei etape s-a manifestat și în munții Trascău, deoarece rocile amintite sînt caracte- ristice numai pentru această etapă în munții Mureșului. Situația actuală poate fi datorată unei fracturări mai slabe a formațiunilor prealpine din extremitatea nord-estică a unității, fapt care a condus la o slabă mani- festare a vulcanismului în această etapă. Această posibilitate este con- trazisă de existența microgabbroului și a gabbroului lui Szentpetery asociate cu bazalte, care presupun deci, răcirea unei intruziuni de magmă bazică care s-a petrecut într-o stivă de roci bazaltice. Acest fapt duce la ideea că, în cazul în care produsele magmatice ale primei etape există aici, ele sînt „mascate“ aproape în totalitate sub depozitele sedi- mentare ale bazinului transilvan și sub produsele vulcanice ale etapei a Il-a. IL1 .1. Vulcanitele Edificiul creat de activitatea vulcanică mezozoică pe teritoriul mun- ților Trascău este alcătuit dintr-o gamă largă de petrotipuri, fiind pre- zenți toți termenii cuprinși între extremele bazalt-riolit, alături de care iau parte și petrotipuri alcaline, majoritatea acestora fiind însoțite de suitele lor de produse piroclastice, care sînt bine reprezentate. Activi- Institutul Geological României 17 lEIRUPTIVUiL MEZOZOK: IMN MUNȚII trasoAu 21 tatea vulcanică s-a desfășurat în condiții submarine, caracter evidențiat prin formele de zăcămînt și faciesurile unor roci. Bazaltele. Aceste roci cît și ceilalți termeni bazici : microgabbroul și spilitele, au o răspîndire foarte redusă, legată de extremitatea sud- estică a zonei cercetate. Ele au fost aduse la suprafață prin erodarea de către ape a depozitelor sedimentare tortoniene sau a piroclastitelor andezitiee ale etapei a Il-a. Bazaltele apar pe Pîrîul lui Imbru, pîrîul Porcului și în valea Hidișului. Iviri reduse se întîlnesc și în pîrîul Pietroasa și în afluen- tul acestuia, Valea Dracului. Ele sînt reprezentate prin curgeri de lave care pe alocuri îmbracă forme de pillow-lava, așa cum se întîmplă în valea Pietroasa și în Valea Dracului, unde pillow-lavele sînt asociate cu produse piroclastice bazaltice, din a căror masă ies bine în evidență. Aici bazaltele sînt amigdaloide și variolitice. Rare forme de pillow-lava apar și pe pîrîul Porcului (pl. II, fig. 1 și 2). Produsele piroclastice bazice sînt deschise pe grosimi de 1—3 m, fiind reprezentate prin aglomerate, la alcătuirea' cărora participă frag- mente angulare, mai rar rotunjite, cimentate de o matrice de natură tufogenă, care de regulă se prezintă alterată (pl. III, fig. 1). Acolo unde peste acestea se dispun aglomerate andezitiee, separarea lor în teren este dificil de realizat. Curgerile bazaltice se întîlnesc în valea Hidișului și pe pîrîul Porcului, au extindere redusă ca suprafață și grosimi mici. Este posibil ca în aceste puncte ele să nu fie însoțite de piroclastite, deoarece aglo- meratele situate deasupra lor, și care au fost cercetate cu atenție în cîteva puncte, conțin blocuri care în mod cert sînt andezitiee. Putem afirma, în dezacord cu părerile anterioare (Nițulescu, 1937), că la nord de valea Arieșului bazaltele lipsesc, iar la sud de acest aliniament răspîndirea lor este mai redusă decît se admite (I a n o- viciet al., 1969). Microgabbroul. Acest tip de rocă are o apariție foarte redusă, fiind întîlnit într-un singur punct pe pîrîul Porcului, într-o deschidere de cca 15 m, fiind intercalat între bazalte. Spilitele. Și aceste roci au o extindere redusă, ele întîlnindu-se numai în valea Hidișului la contactul dintre masivul vulcanitic și depo- zitele sedimentare tortoniene din bazinul Transilvaniei. Aici spilitele for- mează un cîmp de pillow-lave, în care formele pillow au dimensiuni variabile, însă diametrele lor nu depășesc cu mult valoarea de 50 cm. Formele pillow se prezintă într-un stadiu înaintat de alterare, caracte- ristică prezentă și la materialul dispus între forme și care se prezintă intens limonitizat și calcitizat. Prezența pillow-lavelor, atît în cazul spi- litelor cît și în cel al bazaltelor, atestă caracterul submarin al activi- tății vulcanice bazice. Complexul andezitic-latiandezitic. Sub denumirea de „complex ande- zitic-latiandezitic“ includem produsele generate de un vulcanism mixt, . Institutul Geological României \ IGRZ 22 EM. GANIXRAIBURA 18 submarin, în care momentele intens explozive au alternat cu momente efuzive. Rocile care alcătuiesc „complexul andezitic-latiandezitic" sînt vulcanitele cu cea mai largă distribuție în zona Săndulești-Poiana Aiudu- lui, prezența lor fiind semnalată și în zona Văii Mînăstirii (Gandra- bura, 1974). Ele apar, începînd de la nord, la Copăceni unde formează o „insulă" în Cheile Turului, unde apele rîului Tur le-au scos la supra- față de sub sedimentele tortoniene și rocile eruptive acide. Reapai' mai la sud, în imediata apropiere a Cheilor Turzii, de unde se dezvoltă ca o zonă continuă spre sud, traversînd valea Arieșului (între Buru și Mol- dovenești) și în continuare pînă în bazinul văii Rachiș, în stricta vecină- tate a localității Poiana Aiudului. Modul de distribuție în spațiu al vulcanitelor, concentrarea locală a unora sau a altora dintre produse, sugerează o activitate legată de aparate vulcanice individuale cu o dispoziție aproximativ lineară pe direcția NE-SV. O trăsătură definitorie a vulcanismului care a activat în Mezozoic în această zonă, este -caracterul esențial exploziv, exprimat prin pre- dominanța volumetrică a produselor piroclastice asupra curgerilor de lave. în fazele de paroxism craterele vulcanice emiteau cantități impor- tante și variate de produse piroclastice, care au alternat cu curgeri de lave, mai reduse cantitativ, emise în fazele în care bazinul magmatic avea un potențial energetic mai scăzut. Prin emisia lavelor în rezer- vorul magmatic se creau condiții de degazeificare rapidă, fapt care indu- cea o nouă fază explozivă. Produsele piroclastice emise de vulcani erau reprezentate prin cenuși și blocuri de dimensiuni și forme variabile, raportul cantitativ dintre acestea variind în limite largi. Alternarea momentelor explozive cu cele efuzive a avut ca efect generarea unor structuri tipice pentru o astfel de activitate mixtă ; de stratovulcani. Astfel de structuri relicte sînt prezente în mai multe puncte, una dintre ele fiind vizibilă în versanții de stînga ai văii Arie- șului în apropiere de stația CEI Moldovenești, unde se pot urmări patru nivele de aglomerate de grosimi variabile (pînă la cca 50 m) în alter- nanță cu tot atîtea nivele de curgeri de lave cu grosimi mai reduse. Concentrarea, în anumite puncte, a aglomeratelor la alcătuirea cărora participă blocuri a căror dimensiuni depășesc media obișnuită, sugerează apropierea unor cratere. Morfologia actuală nu trădează prin nimic prezența acestora, așa că acest criteriu ar putea servi pentru aproximarea poziției lor. Asemenea centre de erupție pot fi presupuse că au funcționat în bazinul văii Hăjdate, în valea Arieșului (în apro- piere de confluența cu pîrîul Borzești) la est de Piatra Secuiului și în pîrîul Rachiș la sud de cătunul cu același nume. Uneori piroclastitele expulzate au format acumulări locale care depășesc grosimi aparente de 100 m. Alcătuirea lor dată de alternarea unor bancuri de aglomerate în care raportul dintre matrice și blocuri este variabil pe verticală, ilustrează variația de intensitate de-a lungul fazelor explozive. O asemenea situație se întîlnește la confluența pîrîu- lui Borzești cu Arieșul (pl. III, fig. 2). în acest punct este evidentă o Institutul Geologic al României 19 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 23 tranziție gradată, de la bază spre partea superioară a deschiderii, în ceea ce privește mărimea și cantitatea materialului piroclastic emis. în bază predomină blocuri mari angulare cimentate într-o cantitate mai mică de matrice, pe cînd spre partea superioară blocurile aglomerate- lor descresc în dimensiune și cantitate, iau im contur mai rotunjit, în timp ce cantitatea de matrice crește. O caracteristică aproape constantă a picoclastitelor, vizibilă în toate deschiderile mari, este buna lor stratificare. Uneori stratificarea este accentuată prin dispunerea la același nivel a fragmentelor cu aceleași dimensiuni sau dimensiuni apropiate, fapt care le imprimă un aspect gradat, atestînd o diferențiere gravitațională care se poate realiza numai subacvatic. Stratificația este și mai evidentă în cazul tufurilor, unde este dată de suprapunerea alternantă a unor bancuri de grosimi centimetrice sau decimetrice de material cineritic, în cadrul aceluiași banc mani- festîndu-se, uneori, de la bază spre partea superioară o granoclasare (pl. IV, fig. 1). în unele situații granoclasarea merge pînă la scară microscopică. Depunerea submarină a piroolastitelor este atestată și de prezența resturilor de radiolari, care intră în alcătuirea tufurilor. Magmele generatoare ale complexului andezitic-latiandezitic au avut compoziție variabilă în timp, astfel că prin expulzarea lor în perioade diferite, s-au format diferite varietăți de andezite și latiande- zite, prezente atît în blocuri în aglomerate cît și în curgerile de lave. Andezitele și latiandezitele sînt prezente și ca filoane sau dyk-uri care străbat piroclastitele complexului. Străpungerea piroolastitelor de către filoane de aceeași compoziție, demonstrează o activitate pulsatorie a vetrei vulcanice. Aglomeratele andezitice-latiandezitice. Sînt rocile cu cea mai largă distribuție în cadrul complexului, manifestînd o variabilitate compozițională largă, dată atît de cantitatea, forma și mărimea blocurilor constituente cît și de variația în compoziție a matri- cei. Important de subliniat este că blocurile constituente sînt invaria- bil andezitice sau latiandezitice, neîntîlnindu-se cazuri în care ele ar reprezenta roci ale unor formațiuni de fundament. Chiar în cazul de excepție, întîlnit în valea Rachiș unde blocurile aglomeratelor sînt date de un latiandezit cuarțifer neîntîlnit în curgerile de lave, acesta repre- zintă un produs subvuleanic al acelorași magme care au generat com- plexul. Deci din punctul de vedere al constituției blocurilor, se poate afirma că aglomeratele au cm caracter omogen. Dimensiunile frecvente ale blocurilor din aglomerate variază între limitele 5—30 cm, existînd cazuri care nu pot fi încadrate în aceste limite. Blocurile cu dimensiuni de aproape 1 m, rar depășind această valoare, sînt grupate în cîteva puncte, în apropierea cărora presupunem că au funcționat vechi centre de erupție. în ceea ce privește forma lor, aceasta este variabilă putînd fi : angulară, subangulară sau rotunjită. în cazul blocurilor cu dimensiuni mari se constată o frecvență ța Institutul Geologic al României \ 16 r/ 24 EM. GAJSmRABUÎRA 20 mai ridicată a contururilor angulare sau. subangulare, pe cînd blocurile cu dimensiuni mai mici au în majoritatea cazurilor contururi rotunjite. Matricea care cimentează blocurile aglomeratelor se prezintă ca un material de constituție și consistență variabile, în care adesea se pot distinge cu ochiul liber fragmente de feldspat plagioclaz și chiar piroxen, ceea ce dovedește că magma generatoare a emeritelor era parțial cris- talizată. Alteori matricea prezintă un aspect compact, în care ochiul liber și chiar studiul microscopic nu identifică nici un rest de fragment cristalizat, aceasta fiind formată prin, expulzarea unei lave complet topită (pl. IV, fig. 2). Alterația hipergenă afectează în mod diferit aglomeratele, aceasta fiind în funcție de omogenitatea și consistența matricei. In aglome- ratele cu matrice compactă alterația se propagă mai puțin intens, însă oarecum uniform, afectînd aproape în aceeași măsură atît matricea cît și blocurile. Matricea neomogenă este alterată în condiții hipergene într-un material ușor friabil în care sînt vizibile fragmentele de cris- tale de plagioclaz și din care blocurile se desprind cu ușurință, lăsînd în urmă goluri, care aproximează conturul lor. Mai rar se constată un fenomen care este caracteristic lavelor și tufurilor și anume o alte- rare concentrică a aglomeratelor, care devine evidentă la lovire, matri- cea friabilă desprinzîndu-se în pături succesive (pl. IV, fig. 1). Tufurile. Aceste roci apar la diferite nivele în cadrul com- plexului andezitic-latiandezitic, dispunîndu-se în bancuri între aglome- rate sau curgeri de lave. Materialul cineritic care ia parte la alcătui- rea tufurilor prezintă aceleași caractere ca și matricea aglomeratelor, provenind fie dintr-o magmă cu conținut de cristale, fie din una com- plet topită. Depunerea și cimentarea cenușilor vulcanice au avut loc în mediu marin, realizîndu-se o stratificare bună a lor, sau chiar o granodasare a particulelor vitroase, cît și participarea unor resturi de organisme (radiolari). Mediul marin a favorizat și un amestec cu mate- rial străin, sedimentogen, provenit de pe fundul bazinului de depu- nere. Stratificația tufurilor este evidentă în toate cazurile, chiar și în cazul bancurilor cu grosimi reduse, fiind accentuată de alterația hiper- genă care a condus la acumularea unor pelicule limonitice pe planele de stratificație. în extremitatea nordică a zonei, în bazinul pîrîului Tur, se întîlnesc tufuri masive, a căror stratificație este mai puțin evidentă, fiind trădată doar prin desprinderea acestora în plăci paralele la lovire. Grosimea orizonturilor de tufuri variază de la cîțiva centimetri, pînă la cîțiva metri; uneori în condiții favorabile, la care probabil au parti- cipat și curenții marini, s-a ajuns la acumularea unor orizonturi de grosimi mai mari. Așa este cazul pentru tufurile din valea Hăjdate (la cca 400 m în aval de ieșirea din Cheile Turzii) (fig. 5), care sînt deschise pe o grosime de cca 50 m. Acest caracter de extindere neuni- formă pe verticală, se menține și în extinderea laterală a tufurilor. Tufurile și aglomeratele manifestă raporturi alternante, vizibile în dese ocazii, reprezentative fiind cele din pîrîul Rachiș și pîrîul Tur. In pîrîul Rachiș pot fi văzute 4—5 orizonturi de tufuri cu grosimi de C Ja Institutul Geological României KlGR/ 21 ER.UPTTVUiL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 25 2—5 m, alternînd cu 4 orizonturi de aglomerate cu grosimi de 4—12 m (pl. IV, fig. 2). Trecerea de la tuf la aglomerat este în general bruscă, însă uneori aceasta este gradată. Relații alternante se întîlnesc și între tufuri și curgerile de lave. Acestea sînt bine reprezentate în pîrîul Turului (pl. VI, fig. 1 și 2). Alterația superficială afectează în mod diferit tufurile andezi- tice. în fazele inițiale aceasta duce la depunerea de pigmenți limonitici pe suprafețele de stratificație, în rest masa tufurilor prezentînd un aspect proaspăt. în fazele avansate tufurile sînt transformate într-o masă fria- bilă, care se fărîmițează ușor la lovire. Tufurile se alterează adeseori concentric, astfel că păturile alterate se desfac succesiv, pînă se ajunge la un nucleu mai puțin afectat. Acest mod de alterare este frecvent la tufurile din Valea Muntelui. Pe lingă aceste roci piroclastice în cadrul complexului andezitic- latiandezitic se mai întîlnesc, cu extindere redusă, brecii, microaglome- rate și lapilli. Breciile se întîlnesc pe pantele vestice ale vîrfului Țiganului, în pîrîul Borzești, Valea Albă sau Valea Muntelui. Microaglomeratele sînt prezente acolo unde tranziția de la aglomerate la tufuri este gradată, ajungîndu-se astfel ca într-un anumit moment elementele aglomeratu- lui să scadă sub 2 cm în diametru. Lapilii au fost identificați într-un singur punct în valea Arieșu- lui, în apropiere de satul Buru. Aceștia sînt reprezentați prin corpuri sferulitice cu diametre maxime de 4—5 mm, prinse într-o matrice tufo- genă andezitică friabilă. Curgerile de lave. Activitatea efuzivă a vuloanismului ande- zitic, s-a manifestat prin emisii de lave andezitice sau latiandezitice, intercalate între momentele intens explozive generatoare de piroclas- tite. Curgerile de lave au dus la formarea unor pînze interstratifi- cate între piroclastitele complexului. Pînzele de lave au de regulă grosimi metrice, uneori ele ajung pînă la 50 m, așa cum se întîmplă în valea Arieșului. Pe lîngă curgerile de lave sînt prezente, uneori și lave piroclastice, rezultate în urma unei activități combinate : de curgere și de proiecție de lavă. Lava proiectată în mediu acvatic s-a răcit repede și a revenit în curgerea de lavă incomplet consolidată, dînd un aspect neomogen pînzelor de lavă, asemănător aglomeratelor. Acest aspect este frecvent pe cursul pîrîului Borzești și mai rar în Valea Muntelui sau valea Rachiș. Pînzele de lave au aspecte morfologice diferite. în cazul pînzelor mai groase se disting separații paralelipipedice a căror axă lungă are poziție orizontală. Uneori este evident că planele orizontale de sepa- rare dintre paralelipipede reprezintă fostele plane de curgere a lave- lor (pl. VII, fig. 1). O formă aparte au curgerile de lave cu grosimi reduse, care au aspecte tabulare. în ceea ce privește aspectele adoptate de andezite și latiandezite supuse alterării hipergene, acestea sînt dintre cele tipice. Lavele care Institutul Geological României 26 EM. GANOR1A1BUIRA 22 aparțin curgerilor, formează prin alterare corpuri elipsoidale sau sfe- rice cu o textură zonară concentrică (pl. VIII, fig. 1). Păturile alter- nante concentric sînt tot mai puțin alterate spre centrul corpului, des- făcîndu-se, cu ușurință, succesiv la lovire. Se ajunge, uneori, ca și nucleul corpurilor sferoidale să fie afectat intens de alterare. Aceste forme de alterare se întîlnesc uneori și în cazul tufurilor și chiar aglo- meratelor, fapt care îngreuiază observațiile. în cazul rocilor cu o fisurație intensă și fină, alterația progre- sează în lungul fisurilor mai intens, porțiunile nefisurate păstrîndu-se destul de proaspete, ceea ce creează impresia unor brecii și aglomerate. Corpuri filoniene și dyk-uri. în afară de produsele extracrateriale, amintite pînă aici, vulcanismul andezitic a generat și o serie de corpuri filoniene sau dyk-uri, cu dispoziție discordantă în raport cu piroclastitele complexului andezitic-latiandezitic. Rocile care alcătuiesc filoanele manifestă aceleași trăsături compoziționale cu a ace- lora din curgerile de lave. Deosebiri destul de mari se remarcă doar între structurile acestor roci ceea ce arată că punerea în loc s-a făcut în imediata vecinătate a suprafeței. Doar unele roci din Valea Mănăs- tirii manifestă caractere structurale, care dovedesc o consolidare în con- diții de adîncime ceva mai mare. Filoanele andezitice și latiandezitice au grosimi metrice, obișnuit nedepășind 6—7 m. în ele rocile manifestă separații paralelipipedice orizontale și mai rar columnare. Prezența lor este frecventă în valea Arieșului, unde edificiul vulcanic este mai profund erodat, cât și pe cursul următoarelor pîraie : Totoiului, Valea Muntelui, Nadaș. Un dyk andezitic se găsește în valea Arieșului (tunelul CFI), dyk-urile lati- andezitice găsindu-se în pîrîul Hăjdate (la Ciucaș), în partea superioară a pîrîului Ghișteagului și în valea Arieșului (în aval de confluența cu pîrîul Nadaș). Acesta din urmă este alcătuit din latiandezite cu caracteristici aparte față de cele din curgerile de lave. în dyk-uri rocile se prezintă cu aspect compact. Rocile piroclastice din complexul andezitic-latiandezitic sînt frec- vent afectate de procese de alterare hidrotermală. Pe lîngă procesele de argilizare care au afectat rocile în cîteva puncte, acestea s-au mani- festat prin umplerea unor fisuri și goluri cu : zeoliți, hematit, cuarț,. calcedonie, opal și chiar dorit. Filoanele alcătuite din mineralele men- ționate se dispun concordant sau discordant în masa piroclastitelor. Distincția între diferitele tipuri de andezite și latiandezite se reali- zează cu dificultate în teren. Dificultatea este dată și de gama de pro- duse de alterare comune, care fac uneori imposibilă deosebirea chiar între o curgere de lavă și un aglomerat. Toate acestea cît și alter- nanța foarte deasă între diferite produse ne-au împiedicat la o trans- punere cartografică adecvată a diferitelor tipuri de roci, determinîndu-ne la o tratare comprehensivă a lor sub numele de „complex andezitic- latiandezitic“. Acest fapt are o urmare directă în aceea că nu s-a reali- zat o descifrare detaliată a stratigrafiei diferitelor produse vulcanice, A Institutul Geologic al României \ igr/ 23 KRULPTTVUtL. MEZOZOJC IMN MUNȚII T-RASCAU 27 care să reflecte evoluția amănunțită și fidelă a succesiunii diferitelor momente explozive și efuzive care au concurat la crearea edificiului andezitic-latiandezitic. Emisia, produselor latiandezitice s-a succedat, de la un anumit moment, cu emisia de produse andezitice, realizîndu-se astfel o alternanță a lor. în plus unele dyk-uri latiandezitice au fost cantonate în aglomerate andezitice, existînd și situații inverse. Dacitele. Sînt roci cu răspîndire redusă în zona cercetată, apari- ția lor fiind legată de corpuri filoniene, care străpung rocile complexu- lui andezitic-latiandezitic. Datorită rezistenței mai ridicate față de agenții externi, ele ies în relief deasupra produselor andezitice. Cele două corpuri dacitice, mai importante, aflorează la nord de valea Arie- șului, primul în apropierea stației CFI Moldovenești, iar cel de al doilea la NE de Colțul Fetii. Dacitele se prezintă în bancuri paraleli- pipedice cvasitabulare. Trahitele alcaline. Ariile de răspîndire ale acestor roci sînt situate în partea estică a zonei cercetate. începînd din nord, trahitele alca- line străpung rocile complexului andezitic-latiandezitic, sau se situează la limita dintre acestea și sedimentarul tortonian, în regiunea dealului Sardău. Iviri mai mici se găsesc în pîrîul Hăjdate sau în valea Arieșu- lui la vest de Colțul Fetii. Aria cea mai mare ocupată de trahite alca- line se găsește pe versantul sudic al văii Arieșului la nord și la vest de localitatea Moldovenești, de unde acestea se extind cu o întrerupere pină la vest de Fluieriște. în regiunea localității Moldovenești trahitele alcaline au avut o extindere mai mare, însă în parte au fost erodate, iar spre SE sînt ascunse de sedimentarul tortonian de sub care apar, cu o extindere redusă în valea Pietroasa, unde se dispun fie peste piro- clastitele bazaltice fie peste cele andezitioe-latiandezitice. Punerea în loc a trahitelor alcaline a debutat cu un moment explo- ziv, care a brecifiat parțial rocile complexului andezitic-latiandezitic, iar magmele cu vîscozitate ridicată au antrenat în ascensiunea lor spre sunrafață blocuri din aceste roci, care apar ca xenolite în masa trahi- telor. Mărturii în acest sens pot fi găsite la ieșirea vestică din satul Moldovenești, pe malul drept al Arieșului, unde în masa trahitelor alca- line sînt înglobate elemente andezitice rotunjite și cu mărimi centi- metrice. Antrenarea elementelor andezitice, nu s-a rezumat numai la o înglobare mecanică în magmele ascendente, ci între topitură și faza solidă au avut loc unele reacții, trădate de ușurința cu care xenolitele andezitice s-au alterat în condiții hipergene, ceea ce face imposibilă o tentativă de reconstituire a reacțiilor. Trahitele alcaline se prezintă sub forme masive, rar constatîndu-se o tendință spre o dispunere paralelipipedică. Riolitele. Aceste roci formează dyk-uri, cu o dispoziție aproxima- tiv lineară. Un prim corp se află la est de pîrîul Hăjdate după ieșirea acestuia din Cheile Turzii. Două corpuri, cu dimensiuni mai mari, au străpuns rocile complexului andezitic-latiandezitic, la est respectiv de Institutul Geologic al României X 16 R/ 28 EM. GANI>R1A!BUKA 24 dealul Bisericii și de Coastele Muntelui. La sud de valea Arieșului rioli- tele au o distribuție mai redusă. O mică ivire aflorează de sub tufurile riolitice la sud de satul Buru, în apropiere de Piatra Stoinii. Un corp mai important este cel din vîrful Torșa. Aflorimente minore apar de sub depozitele tortoniene, pe unii afluenți estici ai pîrîului Rachiș. ceea ce ne face să presupunem că extinderea lavelor riolitice a fost mai mare, astăzi păstrîndu-se doar dyk-urile. Datorită rezistenței lor ridicate la agenții externi, ele ies bine în relief față de rocile andezitice. Riolitele sînt prezente și în talvegul Văii Mînăstirii, imediat la ieșirea acesteia din Cheile Rîmeților. Piroclastitele riolitice. împreună cu riolitele, piroclastitele riolitice ocupă suprafețele cele mai însemnate după rocile complexului andezi- tic-latiandezitic. De fapt aceste roci se asociază în teren formînd, mai mult sau mai puțin, o zonă continuă, cu aceeași dispoziție NE-SW ca și complexul andezitic-latiandezitie, peste care se dispun și cu ampla- sare în partea vestică a acestuia. Piroclastitele apar la nord, în Cheile Turului unde se dispun peste complexul andezitic-latiandezitie. Aflori- mente reduse se întîlnesc și pe traseul C FI de la Săndulești sau în talvegul unor afluenți ai pîrîului Săndulești. Ele reapar la NE de Cheile Turzii, de unde se continuă sub forma unei benzi de lățime variabilă, pînă în valea Arieșului, de unde se extind spre SW, pînă în apropierea confluenței dintre valea Trascăului cu Valea Albă. Ivirea cea mai sudică din această zonă se situează în bazinul Văii Albe. Aceeași asociere între riolite și piroclastitele acide se întâlnește și în zona Văii Mînăstirii, unde piroclastitele predomină asupra lavelor. Dintre piroclastite predomină de departe emeritele, care au gene- rat prin consolidare tufuri, urmate de aglomerate și într-o măsură redusă de tufobrecii. Aglomeratele. Vulcanismul acid s-a manifestat și prin activitate explozivă, expulzînd cenuși și blocuri. Expulzarea materialului piroclas- tic s-a realizat, cel puțin în parte, pe aceleași căi pe care au fost emise lavele, antrenîndu-se astfel riolitele din aparatul vulcanic format. Aglo- merate cu elemente riolitice (aglomerate riolitice propriu-zise) sânt repre- zentate în Valea Albă. Aici ele formează un orizont, fiind alcătuite din blocuri angulare riolitice, cu dimensiuni centimetrice, cimentate într-o matrice cineritică, compactă, de compoziție riolitică. Acest fapt vine să confirme o poziție opusă decît cea exprimată de Nicolae (1973). care susține că dyk-urile de riodacite albitizate (riolite) străpung vitrofirele și tufobreciile riodacitice (piroclastitele riolitice). în afara acestui tip se constată pe alocuri, cum ar fi în versanții pîrîului Tur, la est de Bruag și în Valea Albă, prezența unor aglomerate a căror matrice este evident riolitică, pe când blocurile sînt evident andezitice (aglomerate mixte), dispuse direct peste complexul andezitic-latiandezitie. Aceasta indică o energetică ridicată a momentelor explozive, capabilă să afecteze și com- plexul andezitic-latiandezitie. Momentele explozive au variat în inten- sitate, aceasta reflectîndu-se în cantitatea de blocuri sau cenuși expul- 25 ERUPITVUiL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCĂU 29 zate, ducînd la alternanțe între orizonturi de aglomerate și tufuri rîo- litice, așa cum este cazul în pîrîul Turului. în afara celor două tipuri de' aglomerate, deja menționate, cităm un al treilea tip, cu apariție foarte restrînsă pe pantele situate la SE de vîrful Muntelui. Caracteris- tica acestui tip este dată tot de blocurile din constituția sa, acestea fiind dacitice, însă de un tip diferit de cel al dacitelor menționate. Aceste blocuri provin din structura vulcanică, însă nu de la o adîncime mare, antrenarea lor la suprafață realizîndu-se după ce o bună parte a stivei de tufuri riolitice era formată. Tufurile riolitice. Acestea se deosebesc net de tufurile andezi- tice prin poziția lor superioară și culoarea verde caracteristică, de dife- rite nuanțe. Ocupă suprafețele cele mai însemnate în raport cu cele- lalte piroclastite acide. Caracteristica tufurilor riolitice este stratificarea lor (pl. VIII, fig. 2), dată de alternarea unor bancuri cu grosimi centi- metrice sau decimetrice. Adesea ele au un aspect rubanat imprimat de repetarea unor pături diferit colorate. Cineritele expulzate erau aproape în totalitate vitroase, depunerea lor făcîndu-se în mediu marin. în favoa- rea acestui mod de depunere este în primul rînd buna lor stratificare, cît și clasarea granulometrică a particulelor vitroase. Aceasta este vizi- bilă deseori și la microscop. Tufurile riolitice au fost afectate de acțiunea soluțiilor hidroter- male însă în măsură mai redusă decît piroclastitele andezitiee. Efectul unor asemenea transformări este vizibil în special pe rîul Borzești. II.1.2. Formațiuni sedimentare mezozoice După încetarea activității vulcanice, sau sincron cu sfîrșitul ei, în regiunea Săndulești-Poiana Aiudului s-au instalat, în timpul Jurasi- cului superior și a Cretacicului, condiții favorabile pentru acumularea unor depozite sedimentare. Jurasicul. în regiunea aflată în discuție Jurasicul este reprezen- tat doar prin calcare de Stramberg, dispuse pe un aliniament aproape continuu, ce bordează în partea vestică întregul masiv vulcanitic pre- zentat. Calcarele de Stramberg sînt reprezentate aici printr-o succe- siune de calcare cu accidente silicioase, calcare în bancuri și calcare masive de culoare alb-cenușie. Studiul și în special datarea lor a preocupat pe mulți cercetători, vîrstă jurasică a calcarelor fiind recunoscută încă de H a u e r și S tach e (1863). Mai tîrziu Ilie (1936) arată că pe teritoriul munților Trascău calcarele apar în două faciesuri distincte : unul recifal și altul litoral- conglomeratic ; susținînd pentru acestea vîrstă kimmeridgian-tithonică. Recent I ano v i ci et al. (1969) susțin că începînd ou Oxfordian-Kimme- ridgianul masa rocilor bazice a început să funcționeze ca un haut-fond (haut-fondul ofiolitic Drocea-Techereu și Trascău) pe care se depun calea- 30 EM. GANDRABURA 26 rele jurasice. Este posibil ca. în regiunea discutată rolul de haut-fond să fi revenit în special tufurilor riolitice și în mai mică măsură rocilor din complexul andezitic-latiandezitic. Lupu (1972) susține că în zona Piatra Trascăului și Poiana calca- rele de Stramberg (Tithonic mediu-Berriasian) se dispun transgresiv pe substratul de ofiolite, între acestea existînd un contact net lipsit de conglomerate. Nicolae (1973) a semnalat la Săndulești și în valea Arieșului fragmente de tufobrecii prinse în calcare jurasice și ajunge la con- cluzia că piroclastitele riolitice sînt anterioare calcarelor jurasice, cît și sincrone cu partea lor bazală, deci toată gama rocilor de la andezit la riolit a fost pusă în loc pînă în Jurasicul superior. Relații identice, celor semnalate de Nicolae, am întîlnit în pîrîul Turului cît și la sud de Buru spre Piatra Stoinii. Cretacicui. Rocile sedimentare cretacice ocupă suprafețe restrînse în SW-ul regiunii, începînd din pîrîul Ghișteagului și în continuare spre sud în bazinul pîrîului Rachiș, de unde se dezvoltă spre SSW pe suprafețe importante ale munților Mureșului. în valea Rachișului suc- cesiunea de roci cretacice este bine deschisă, fiind bine reprezentată prin conglomerate, gresii și argile șistoase. Conglomeratele sînt alcă- tuite din găleți de natură diferită, cum ar fi : calcare de Stramberg, andezite. latiandezite, mai rar riolite sau șisturi cristaline. Gresiile gri- verzi sau gri-negre, sînt micacee, înglobează în masa lor resturi de plante, hieroglife și fragmente de calcare și roci eruptive. Ele se pre- zintă în bancuri metrice sau în plăci. Argilele șistoase au culoare gri sau gri-cenușie și alternează cu bancurile de gresii. IIie (1936) atribuie acestei succesiuni de roci vîrstă apțiană. Bor- dea et al. (1968) dau pe baza microfaunei o vîrstă cenomanian-daniană stratelor de Rîmeți din zona Galda-Rîmeți. I ano viei et al. (1969) includ sedimentarul cretacic din flancul estic al munților Trascău în stratele de Rîmeți (Vraconian-Cenomanian), sedimentar reprezentat printr-o serie detritică dispusă direct peste fundamentul ofiolitic sau de calcare neojurasice. Lupu (1972) a atribuit rocile din valea Rachi- șului Barremian-Albianului și subliniază deosebirile dintre acestea și cele situate mai în vest. în valea Rachișului el arată prezența argilite- lor scaglietate, conglomeratelor cu aspect tilloid, bogate în găleți de calcare de Stramberg și ofiolite, gresii cuarțoase cu ciment calcaros, granoclasate. H.2. FORMAȚIUNI SEDIMENTARE TORTONIENE Începînd cu Cretacicui superior regiunea Săndulești-Poiana Aiu- dului este exondată pînă în Tortonian, cînd ingresiunea mării reinsta- lează condiții de sedimentare. Rocile sedimentare tortoniene se dispun transgresiv peste rocile complexului andezitic-latiandezitic și aparțin 27 ERVFTTVUIL MEZOZOrc DIN MUiNȚII TRASCĂU 31 sedimentarului din bazinul Transilvaniei, conturînd limita dintre această unitate și munții Trascăului între dealul Lupilor și Pietroasa. La sud de Pietroasa sedimentarul tortonian avansează spre vest, formînd cîteva masive dispuse transgresiv peste vulcanitele sau formațiunile sedimen- tare cretacice, la Chicuieț, sud de Vadul Pleș, Pleșa-dealul Stoinii, vîrful Coposului și în valea Rachiș. în bază Tortonianul este reprezentat printr-un orizont de gro- sime variabilă de conglomerate slab cimentate care trec spre partea supe- rioară în nisipuri și calcare organogene. Formațiunile sedimentare tortoniene au fost studiate de 11 i e (1936, 1958) și Lupu (1972). Ilie a separat în cadrul Tortonianului : (a) un facies litoral-detritic (pietrișuri poligene, conglomerate), (b) faciesul litoral-recifal (calcare organogene). Climatul arid și adîncimea redusă a apelor literale au determinat un regim lagunar, favorabil depunerii gipsului și a sării într-un complex marnos. Gipsul formează lentile între localitățile Tureni, Săndulești și Cheia. Lupu (1972) a arătat că baza Tortonianului este constituită din conglomerate slab cimentate cu găleți de șisturi cristaline și roci ofiolitice, peste care se dispun calcarenite ce pot trece lateral în nisipuri calcaroase. Suita se încheie cu aleurite cenușii-negricioase, nisipoase. II.3. PETROGRAFIA ȘI MINERALOGIA ROCILOR ERUPTIVE II.3.1. Bazaltele Sînt roci de culoare gri-cenușie pînă la neagră, în masa cărora, uneori, se disting rare amigdale cu diametru de 2—3 mm, umplute cu calcit sau dorit, sau cu o asociație a acestor două minerale, din care doritul ocupă porțiunile marginale. Sub microscop bazaltele prezintă o structură intersertală dată de dispoziția dezordonată a tabletelor alungite de feldspat plagioclaz, spa- țiile dintre acestea fiind completate de cantități variabile de : augit, magnetit și sticlă, uneori recristalizată în mare măsură. Fenocristalele de feldspat plagioclaz sînt de regulă idiomorfe și reprezintă un labrador (55—62% An) maclat polisintetic. De regulă acesta nu este proaspăt, ci este saussuritizat. Augitul este prezent sub forma unor granule xenemorfe dispuse în interstițiile dintre plagioclazi. în mod obișnuit se prezintă cloritizat sau uralitizat, fiind rare cazurile în care apare doar slab afedat. Sticla participă totdeauna la alcătuirea acestor roci, prezentîndu-se constant alterată. Uneori prin recristalizare totală a ei, se formează o masă alcătuită din dorit, epidot, calcit și foarte rar chiar cuarț. Rarele vacuole prezente în unele roci, le imprimă acestora o tex- tură ușor amigdaloidă, fiind umplute în mod preferențial cu calcit, uneori cu dorit și accidental cu zeoliți. C % Institutul Geological României Kjgr/ EM. OANDHABU1KA II.3.2. Microgabbroul Este o rocă masivă, de culoare neagră-cenușie. Studiul microsco- pic scoate în evidență o masă holocristalină cu structură panidiomorf- microgranulară. dată de participarea unor cristale relativ izometrice mai mult sau mai puțin idiomorfe de : feldspat plagioclaz, piroxen monocli- nic, piroxen rombic, magnetit și cuarț secundar. Feldspatui plagioclaz este subordonat cantitativ mineralelor mela- nocrate, este prezent în cristale tabulare maclate polisintetic și ușor zonate. Zonele sînt mai bine reliefate în porțiunile periferice ale feno- cristalelor. Este reprezentat printr-un bytownit cu 70—72% An, destul de proaspăt, rar cu un început de transformare în partea centrală a cristalelor. Clinopiroxenul este un mineral abundent, fenocristalele sale fiind idiomorfe sau hipidiomorfe și cu rare macle polisintetice. Este repre- zentat printr-un diospid (+)2V=56°, posibil chiar dialag, manifestîndu-se clivajul pronunțat caracteristic. El este afectat de transformări secun- dare, care au dus la trecerea sa în clorit sau uralit. Piroxenul rombic este subordonat din punct de vedere cantitativ clinopiroxenului, fiind un enstatit cu cristale scurt prismatice de com- poziție En93Fs7-En94,5Fs5,5 (+2V=76—73’). Unele dintre cristalele de enstatit manifestă un început de bastitizare. Magnetitul apare în cantități reduse sub forma unor cristale izometrice. Ca mineral secundar mai apare și cuarțul, în cantități relativ reduse, insinuîndu-se în goluri. Ușoara transformare suferită de piroxeni cît și prezența cuarțului indică acțiunea unor soluții cu efect autometasomatic asupra micro- gabbroului. II.3.3. Spilitele Spilitele au culoare brun-roșiatică, mai rar neagră, aspectul lor macroscopic pune în evidență transformările postmagmatice și hiper- gene suferite de aceste roci, prin prezența frecventelor diadaze calci- tice și hematitice și a rarelor variole albitice sau cloritice. Microscopic se remarcă structura spilitică și textura amigdaloidă. Masa fundamentală cu aspect hipocristalin este alcătuită din baghete foarte fine și lungi de feldspat plagioclaz cu o dispunere dezordonată. Spațiile libere dintre baghetele plagioclazice sînt umplute cu o masă vitroasă, înțesată cu mici agregate cristaline aparținînd unor minerale secundare, cum ar fi : clorit, calcit, minerale opace și mai puțin cuarț. în porțiunile mai profunde ale formelor pillow sînt prezente și foarte rare fenocristale, invariabil feldspatice însă complet pseudomorfozate de calcit. Amigdalele sînt cloritice sau calcitice, înconjurate la exterior de o zonă de minerale opace. în partea externă a formelor pillow pla- giodazul formează agregate de snopi în care cristalele fibroase se dis- pun radiar-divergent, sau pot chiar să umple unele variole. Institutul Geological României IGR/’ 29 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRA'SCAU 33 II.3.4. Rocile complexului andezitic-latiandezitic II.3.4.1. Andezite cu piroxen rombic Andezitele cu piroxen rombic au fost identificate doar la nord de vîrful Torșa și pe pîrîul Glasului. Sînt roci de culoare neagră și prezintă un aspect masiv. Au o structură porfirică hialopilitică și textură masivă. La alcătuirea lor parti- cipă ca faze minerale importante : feldspatul plagioclaz (28—35%), piroxenul rombic (6,6—9,0%), pastă (54,1—64,6%), magnetit în canti- tăți mici, precum și minerale secundare (0,2—0,8%) (tab. 1). TABELUL 1 Compoziția modală (%) a andezitelor cu piroxen rombic Minerale 150 408 a Plagioclazi 27,9 35,4 Piroxeni rombici 6,6 9,0 Minerale opace 0,1 1,1 Minerale secundare 0,8 0,3 Pastă 64,6 . 54,1 Feldspatul plagioclaz este prezent în fenocristale idiomorfe, dis- puse in pasta hialopilitică. După conținutul de An (46—60%), se pre- zintă drept un andezin-labrador, frumos maclat polisintetic și intens zonat. Obișnuit conține incluziuni de piroxen rombic, magnetit și sticlă (pl. IX, fig. 1), ultima depunîndu-se preferențial la limitele dintre zone. Plagioclazul este prezent și în pasta hialopilitică sub forma unor micro- lite acioulare. Dimensiunile reduse fac imposibile măsurătorile pentru determinarea compoziției. Piroxenul rombic se prezintă idiomorf, cu conture prismatice, iar în secțiuni bazale are contur pseudohexagonal. Uneori este maclat. Frec- vent este ciuruit de incluziuni de magnetit izometric, iar în cazuri cu totul izolate incluziunile sînt formate din feldspat plagioclaz. Variază în compoziție între limitele bronzit-hipersten, respectiv En91Fs9(+)2V=82° și En75Fs25(—)2V=66C. Pasta se prezintă ca o masă brună înțesată de microlite feldspa- tice și de granule de magnetit. Mineralul accesoriu cel mai frecvent este magnetitul, care este prins în incluziunile de fenocristale de feldspat plagioclaz sau piroxen, însă în principal el este conținut în pastă. Acest tip de rocă este slab afectat de procese de alterare ; mine- ralele secundare care apar sînt doritul și limonitul formate pe seama pastei, rar este prezent și sericitul în foițe în masa feldspatului plagioclaz. S — c. 738 si Institutul Geological României 34 iSM. GANI>KAIBU®A 30 II.3.4.2. Andezite cu piroxeni rombici și monoclinici Andezitele cu piroxeni rombici și monoclinici au răspîndirea cea mai largă dintre andezitele complexului andezitic-latiandezitie. Aspectul macroscopic prezintă numeroase varietăți date atît de culoarea rocii cît și de prezența fenocristalelor de plagioclaz și chiar piroxen vizibile cu ochiul liber. Culoarea rocilor variază de la negru la cenușiu sau brun- cenușiu adesea cu nuanțe verzui. Structura este porfirică cu pastă hialopilitică sau pilotaxitică, tex- tura fiind masivă sau fluidală. Pasta ia parte în cantități importante la alcătuirea rocilor (02—71%), fiind urmată de : plagioclaz, piroxen rombic, piroxen mono- clinic și magnetit (tab. 2) (pl. X, fig. 1). Mineralele secundare prezente TABELUL 2 Compozi/ia modală (%) a andezilelor cu piroxeni rombici și monoclinici Minerale 197 206 242 198 370 Plagioclazi 23,4 29,4 20,5 26,2 25,1 Piroxeni rombici 8,0 3,6 3,9 1,0 5,1 Piroxeni monoclinici 2,5 0,4 1,5 0,9 4,6 Minerale opace 0,9 0,8 0,6 0,5 0,8 Minerale secundare 3,2 3,3 7,4 0,2 1,2 Pastă 61,9 62,4 66,0 71,2 63,1 într-un număr mare de specii, cum ar fi : calcedonie, cuarț, zeolit, dorit, epidot, mai rar calcit, serpentin și sericit, variază puternic în conținut (0,2—7,4%). Feldspatul plagiodaz este prezent în fenocristale larg dezvoltate, corespunzînd în unele din aceste roci unui labrador (55—60% An), pentru ca în unele varietăți să aibă compoziția bytownitului (70—77o/o An). Fenocristalele plagioclazice au în generai conture hipidio- morfe, fiind maclate polisintetic și puternic zonate. Acest mineral se întîlnește în diferite stadii de alterare, mergînd de la mineralul proas- păt pînă la situația în care este complet psev.domorfozat. în rocile situate in apropierea filoanelor pe care au circulat soluții hidrotermale, se remarcă o argilizare a plagioclazului. în cazuri extreme se ajunge la o pseudomorfozare completă a acestuia de către calcit. Ca și la tipul anterior de andezit și în acest caz se remarcă prezența incluziunilor de piroxen rombic în feldspat plagioclaz. Piroxenul rombic este mineralul frecvent predominînd asupra celui monoclinic. Fenocristalele idiomorfe sînt proaspete, doar rareori remar- Institutul Geologic al României k igr/ 31 ERUPTIVUL MEZOZOIC DON MUNȚII TRASCAU 35 cîndu-se o cloritizare mai puternică. Conține ca incluziuni granule de magnetit și foarte rar plagioclaz. Compozițional corespunde unui bron- zit-hipersten (EngtFsg-EnsgFs^) cu (-j-)2V—83° și (—)2V=56°. Piroxenul formează cristale bine individualizate cu conture pseudo- hexagonale sau pseudooctogonale, în aceste cazuri remarcîndu-se cli- vajul caracteristic pe două direcții. După valoarea 2V=54—60° cores- punde unui augit. cane manifestă uneori o ușoară zonare. Augitul pre- zintă frecvente incluziuni de magnetit și mai rar de feldspat plagioclaz. Uneori augitul și hiperstenul formează macle comune. în afara acestei relații se întîlnesc situații în care cei doi piroxeni au intrat în reacție (pl. XII, fig. 1). Reacțiile au fost observate acolo unde piroxenul mono- clinic a început să cristalizeze în vecinătatea unuia rombic. Este posi- bil ca în primele momente ale cristalizării piroxenului monoclinic, să intervină un dezechilibru între rețelele cristaline ale celor două mine- rale, care duce la apariția unei zone de refringență deosebită între ele, ca urmare a tendinței de acomodare reciprocă a lor. Fenomenul de reac- ție dintre cei doi piroxeni a fost semnalat de Y o d e r (citat după Hess, 1967). Magnetitul participă în cantități relativ constante la alcătuirea rocilor. Prezența sa este legată atît de incluziunile din plagioclaz și piroxeni, cît și de cristalele mici izometrice care impregnează pasta. Pasta manifestă la microscop aspecte variate în funcție de gradul de cristalizare și de prezența sau absența microlitelor aciculare de pla- gioclaz. Ea se prezintă ca masă brună, uneori aproape opacă, tră- dînd un caracter pronunțat vitros, în care caz participarea microlite- lor feldspatice este minimă. Alteori îmbracă aspecte microcristaline prin creșterea cantitativă a microlitelor feldspatice și chiar piroxenice. Prin recristalizare parțială capătă culori brun-verzui sau brun-gălbui. Pe seama pastei apar o serie de minerale de neoformație, dintre care în ordine descrescîndă a frecvenței lor sînt : dorit, calcit, opal, calcedonie, cuarț, zeolit și limonit. Cloritul apare fie sub forma unor plaje, fie sub forma unor agre- gate fibroradiare în care caz se asociază cu calcitul. Calcitul impreg- nează pasta sau înlocuiește total sau parțial feldspatul plaglioclaz sau piroxenul monoclinic. Calcedonia se dispune cel mai adesea de-a lungul unor fisuri sau filonașe, sau umplu golurile formate prin îndepărtarea mineralelor primare. Cuarțul se insinuează pe fisurile din pastă, fiind însoțit ca și calcedonia de pelicule fine de limonit. Zeoliții se întîlnesc destul de rar, formînd agregate cristaline, in cuiburi sau filonașe. Obișnuit se asociază cu cruste fine limonitice, mai rar cu calcit și dorit și foarte rar cu calcedonie. Tot ca minerale de neoformație sînt întîlnite sericitul și epidotul. Primul se formează pe seama plagioclazului, iar epidotul pe seama melanocratelor. Foarte rar masa rocii este impregnată cu mici plaje sau cris- tale de pirit. 49 Institutul Geologic al României 16 R./ 36 ESI. GANDRABUIRA 32 II.3.4.3. Andezite cu piroxeni monoclinici Andezitele cu piroxeni monoclinici au o răspîndire mai redusă. Sînt roci de culoare neagră sau brun-cenușie, în care uneori sînt vizi- bile cu ochiul liber cristale de feldspat plagioclaz sau piroxen și rare- ori pirit. Structura lor este aceeași ca a tipurilor descrise anterior, adică porfirică pilotaxitică sau microcristalină cu textura fluidală sau masivă. Alături de pastă care este principalul constituent (63—64,8%) apar în diferite proporții următoarele minerale : plagioclaz (22,6—26,1%), piroxen monoclinic (2,9—5,4%), cantități mici de minerale opace și secundare (tab. 3). TABELUL 3 Compoziția modală (%) a andezilelor cu piroxen monoclinic Minerale 231 290 Plagioclazi 22,6 26,1 Piroxeni monoclinici 5,4 2,9 Minerale opace 0,6 0,9 Minerale secundare 8,2 5,2 Pastă 63,0 64,8 Feldspatul plagioclaz este principalul component cristalizat al aces- tor roci, apărând atît ca fenocristale, cît și ca microlite, care formează o țesătură în pastă, uneori orientate, imprimînd aspectul fluidal. Feno- cristalele de plagioclaz sînt bine dezvoltate, fiind de regulă idiomorfe, maclate polisintetic și zonate. Conform conținuturilor de An (37—57%) corespund unui andezin-labrador. Se constată în acest caz o ușoară scă- dere în conținutul de An, în raport cu tipurile anterioare, chiar dacă uneori părțile interne ale cristalelor au conținuturi ceva mai ridicate (57—67% An). Fenocristalele feldspatice prezintă incluziuni de sticlă în cantități reduse față de primele tipuri. Feldspatul este ușor sericitizat, iar uneori este ușor opacizat datorită unui început de caolinizare și a pigmentării cu oxizi de fier secundari. Piroxenul participă cantitativ într-o proporție relativ scăzută la alcătuirea rocilor (tab. 3), fiind prezent atît ca fenocristale bine dez- voltate idiomorfe, cît și ca microlite, fiind reprezentat de un augit cu (+)2V—58—60°. O caracteristică a acestui tip de rocă sînt frecventele incluziuni de feldspat plagioclaz în piroxenul monoclinic. Prin alterare augitul este înlocuit de clorit, care la început se insinuează pe fisuri și pe direcțiile de clivaj, apoi avansează treptat în masa fenocristalului pînă se ajunge la pseudomorfoză complet cloritică. Institutul Geologic al României 33 ‘EtR'U’PTrVUL MEZOZO1C IMN MUNȚII TRASCAU 37 Mineralele opace se mențin cantitativ în limitele de mai înainte, fiind reprezentate în principal, prin magnetit, distribuit sub formă de granule mici în pastă. Pasta este o masă brună vitroasă sau micro- cristalină, înțesată de microlite feldspatice și granule magnetitice. Prin alterarea ei pot să apară următoarele minerale de neoformație : dorit, calcit, calcedonie și rar zeolit. II.3.4.4. Latiandezite cu piroxeni rombici și monoclinici Macroscopic aceste roci nu pot fi deosebite de tipurile de ande- zite prezentate anterior, manifestând aceleași aspecte. De fapt clasi- ficarea lor ca latiandezite s-a făcut pe baza considerentelor de ordin petrochimic, studiul microscopic nefiind suficient de semnificativ pentru aceasta. Culoarea lor variază de la negru pînă la gri-cenușiu. Macroscopic se pot distinge doar rar cristale de feldspat plagioclaz sau piroxen. Structura lor este porfirică hialopilitică sau pilotaxitică, iar textura masivă sau fluidală. Compoziția lor este dată de următoarele faze mine- rale : feldspat plagiodaz (20,6%), .piroxen rombic (9,3%), piroxen mono- dinic (4,2%), pastă (62,4%), minerale opace (1,3%) și minerale secun- dare (2,4%) (tab. 4, proba 364). TABELUL 4 Compoziția modală (%) a latiandezilelor Minerale 364 427 425 434 Plagioclazi 20,6 31,7 16.0 23.5 Piroxeni rombici 9,3 — — Piroxeni monoclinici 4,2 0,3 Amfiboli — 2,7 1,9 Minerale opace 0,7 2,0 1,3 1,2 Minerale secundare 2,4 2,9 9,7 3,1 Pastă 62,6 60,4 71,0 72,2 Feldspatul plagiodaz este un labrador cu 54—61% An, prezen- tînd aceleași aspecte morfologice ca și feldspatul din andezite. în rarele incluziuni pe care le conține se găsește piroxen rombic, sau formează concreșteri reciproce, ceea ce arată o cristalizare simultană a celor două minerale. Piroxenul monoclinic este reprezentat printr-un augit cu (+)2V=54—56°, care este uneori maclat polisintetic, sau formează macle cu piroxenul rombic. Sub formă de incluziuni în masa acestuia este prezent magnetitul. Piroxenul rombic este un hipersten (En73,5Fs26,5) cu (—)2V=64°. 38 EM. GAiNORlAiBUBA 34 Pasta vitroasâ sau microcristalină a suferit sub acțiunea solu- țiilor hidrotermale importante fenomene de recristalizare și substituție. Caracteristic pentru unele din aceste roci este cloritizarea avansată care se manifestă atît la nivelul pastei cît și a mineralelor melanocrate. Cloritul formează în masa rocii agregate cristaline sferulitice fibrora- diare. în plus este de remarcat cantitatea mai ridicată de calcedonie care umple vinișoarele, filonașele sau golurile formate prin înlătura- rea mineralelor primare. în cantități reduse sînt prezenți calcitul și zeolitul. II.3.4.5. Latiandezite cu amfiboli + piroxeni monoclinici Sînt roci de culoare gri-cenușie, cu nuanțe verzui, în care sînt vizibile cu ochiul liber cristale de feldspat plagioclaz și baghete fine de hornblendă. Ultimul mineral ajunge în unele cazuri la 3—4 mm, permițînd astfel identificarea în teren a acestor roci. Acest tip de latiandezit are structură porfirică hialopilitică sau pilotaxitică. Ceea ce îl diferențiază din punct de vedere mineralogic este apariția amfibolu- lui și dispariția aproape completă a oiroxenului monoclinic (pl. XII, fig. 2 ; pl. XIII, fig. 1). Feldspatul plagioclaz în cristale idiomorfe participă în cantități variabile la alcătuirea acestui tip de rocă, are compoziția unui ande- zin cu 41—51°/o An, porțiunile centrale ale fenocristalelor zonate au o compoziție puțin mai bazică, corespunzătoare labradorului (54—57«/o An). Obișnuit fenocristalele sînt maclate polisintetic. aflîndu-se într-o stare incipientă sau mai avansată de înlocuire cu minerale de neoformație, cum ar fi sericitul sau calcitul. Un alt mineral care participă la alcătuirea acestor latiandezite, putînd fi considerat ca tipic pentru acestea pe teritoriul munților Trascău, este amfibolul (tab. 4, probele 427 și 425). Se prezintă sub formă de cristale idiomorfe, lung prismatice sau pseudohexagonale, uneori ușor rotunjite sau resorbite, cu o bordură înconjurătoare for- mată din aglomerarea unor cristale fine de magnetit. Corespunde unei hornblende cu (—)2V—76°. în cazurile rare cînd acest mineral este proaspăt, sînt vizibile macle polisintetice și clivajul caracteristic pe cele două direcții. Obișnuit hornblendă este pseudomorfozată de aso- ciația minerală clorit-calcit, impregnată cu fine cristale de magnetit, uneori pseudomorfozele fiind date de epidot. Augitul este un mineral cu apariție sporadică, participarea lui fiind minoră, fiind frecvent cloritizat sau epidotizat. Pasta este principalul constituent, variază în limite largi (60,4—72,2o/o) Și are un caracter vitros sau microcristalin, rareori pre- zentîndu-se total recristalizată. Este înțesată cu microlite feidspatice, cristale izometrice de magnetit și foarte rar pirit. Ca minerale de neoformație născute prin recristalizarea pastei, în ordinea frecvenței lor semnalăm : dorit, calcit, epidot, calcedonie, cuarț și limonit. Clori- tul apare dispersat în pastă, sau poate forma acumulări cu conture nere- Institutul Geological României fGR7 35 EKUIPTTVUIL MEZOZOIiC DMN MTj’NȚTI TRASCAU 39 gulate sau sferulitice cu dispoziție radiară, prezentînd uneori o bor- dură externă calcitică. Calcedonia și cuarțul se dispun în goluri, pe fisuri sau filonașe, primul fiind pigmentat cu oxizi de fier. II.3.4.6. Latiandezite leucocrate Din această categorie fac parte unele latiandezite filoniene, care apar în special în valea Arieșului cît și unele roci din valea Uzei (Valea Mînăstirii). Cu toate că între ele se constată deosebiri macroscopice și microscopice chiar în cadrul aceleiași zone, trăsătura lor comună este lipsa totală sau aproape totală a mineralelor melanocrate. Macroscopic latiandezitele filoniene din valea Arieșului se carac- terizează prin feldspatul plagioclaz vizibil cu ochiul liber, ușor colo- rat în roz, ceea ce denotă o afectare a sa sub influența proceselor de alterare hidrotermală. Lucrul acesta este confirmat prin studiul micro- scopic, care evidențiază existența fenoeristalelor feldspatice opacizate, fiind substituite în mare parte de către minerale secundare. Dintre acestea rolul principal revine epidotului, care se dispune preferențial pe liniile de clivaj, de unde poate să cuprindă apoi întreg fenocristalul. Calcitul este și el prezent, realizînd uneori o înlocuire completă a feldspa- tului. Sînt frecvente cazurile în care cloritul impregnează aproape întreaga suprafață a fenocristalului feldspatic. Deosebirile între latiandezitele leucocrate sînt date în special de structura lor diferită .în funcție de aceasta se pot deosebi : (a) Latiandezite leucocrate porfirice cu pastă microcristalină, la alcătuirea cărora participă rare cristale de hornblendă (sub 1%). Acestea sînt prezente în unele filoane din valea Arieșului. (b) Latiandezite leucocrate cu pastă trahitică. Cele provenite din valea Arieșului conțin cantități reduse de horn- blendă, pe cînd cele din zona Văii Mînăstirii conțin cantități minore de augit. Ultimele păstrează caracteristica generală pentru rocile com- plexului andezitic-latiandezitic din această zonă, adică conținutul mai ridicat în minerale opace. II.3.4.7. Aglomerate andezitice-latiandezitice Toate tipurile de andezite și latiandezite prezentate pînă aici, au fost identificate și în blocurile aglomeratelor complexului andezitic- latiandezitic. în afara acestora însă, în bazinul văii Rachișului și în valea Aiudului (La Honci) apar aglomerate a căror blocuri sînt alcătuite din roci care nu sînt prezente în curgerile de lave sau filoane. Carac- teristic pentru acestea este apariția cuarțului care alături de feldspatul plagioclaz sînt vizibili cu ochiul liber. Sub microscop se distinge o struc- tură porfirică dată de fenocristalele de plagioclaz și cuarț dispuse într-o pastă microfelsitică. Fenocristalele de feldspat plagioclaz sînt larg dez- voltate și participă în cantități însemnate la alcătuirea rocii (61,3%)- Ele 40 EM. GANDKAIBURA. 36 sînt maclate polisintetic și au compoziția andezinului (40—48% An). Fenocristalele de cuarț (15,8°/o) sînt bine dezvoltate și ușor rotunjite, uneori chiar corodate. Pasta nu trădează deosebiri în ceea ce privește compoziția față de rocile anterioare, doar cantitativ aportul ei este mult redus (26,5%). în pastă apar cristale de dimensiuni reduse de magnetit (l,2o/o), ea fiind parțial cloritizată și calcitizată (5,2<>/o)- în unele secțiuni participă și hornblendă, ceea ce ne-a determinat să calificăm roca drept un latiandezit cuarțifer. II.3.4.8. Tufurile complexului andezitic-latiandezitic Sînt roci de culoare gri-cenușie sau gri-verzuie cu textură para- lelă și spărtură așchioasă sau concoidală. în opoziție cu relativa lor uniformitate macrosccpică, studiul microscopic permite identificarea unor tipuri mai variate, deosebite între ele în special pe baza compo- ziției mineralogice și mai puțin datorită structurii rocii, sau mărimii granulelor constituente. Pe aceste criterii am deosebit următoarele tipuri : (a) tufuri feldspatice; (b) tufuri homblendice (pl. XIV, fig. 1) și (c) tufuri cuarțoase. Caracteristică pentru aceste tipuri este structura vitroclastică, dată de fragmentele colțuroase de diferite minerale leucocrate sau melano- crate dispuse într-o pastă în mare parte vitroasă. în funcție de natura materialului participant se întîlnesc tufuri cu caracter preponderent vitros (tufuri vitroclastice), în care participarea fragmentelor cristaline este redusă. La polul opus se găsesc tufurile alcătuite aproape exclusiv din fragmente cristaline (tufuri cristaloclastice), cimentate de o pastă complet cloritizată. între aceste două extreme se întîlnesc toate tipurile de tranziție, adică cu raportul dintre masa vitroasă și fracțiunea cris- talizată foarte variabil. în cazul acestora se remarcă frecvent efectul sortării .gravitaționale, exprimat printr-o dispunere după mărime și com- poziție, dispunere favorizată de mediul marin de depunere. Ca efect, la scară microscopică, sînt vizibile alternanțe de microstrate de granulo- zitate diferită și chiar și de compoziție diferită. Desigur că un rol însem- nat în consolidarea cenușilor a revenit mediului marin, dar este dificil de apreciat aportul de material sedimentogen numai pe baza studiului optic, se înțelege exceptînd cazurile în care la alcătuirea tufurilor iau parte resturi de viețuitoare. Tufurile feldspatice îmbracă aspecte variate, în funcție de canti- tatea de fragmente feldspatice participante cît și de mărimea lor. Alături, de plagioclaz sînt prezente cantități reduse de fragmente de hornblendă și foarte rar cuarț. De fapt între cele trei tipuri există treceri, ele fiind deosebite pe baza materialului predominant. Tufurile homblendice sînt caracterizate prin participarea în special a fragmen- telor sau chiar a cristalelor întregi de hornblendă verde, deseori maclate și surprinzător, mult mai puțin afectate de transformări .secundare decît hornblendă latiandezitelor. Un loc deosebit revine tufurilor cuarțoase, deoarece numai în cazul acestora se remarcă participarea resturilor de XIGRZ Institutul Geologic al României 37 ERUPTIVUL MEZOZOSC DON jMUNȚUI TRASCĂU 41 radiolari la alcătuirea tufurilor. Fragmentele de cuarț colțuroase și de mărimi diferite, au fost sortate gravitațional, microstrâtele cu fragmen- tele cele mai reduse fiind pigmentate din abundență cu oxizi de fier. Se remarcă o oarecare tendință de aglomerare, tocmai în aceste micro- strate, a resturilor de radiolari. Alături de cuarț participă și cantități reduse de fragmente de plagioclaz. 11.3,4,9. Dacite Macroscopic aceste roci se disting prin culoarea lor cenușie sau cenușiu-roză și prin textura lor masivă sau ușor paralelă. în masa lor se disting rare cristale de feldspat plagioclaz și homblendă, care poate fi înlocuită prin agregate cloritice sau îndepărtată complet din masa rocii, rămînînd în urma ei goluri mici (pl. XIV, fig. 2). Studiul microscopic scoate în evidență o structură porfirică, dată de participarea fenocristalelor de feldspat plagioclaz și foarte rare feno- cristale de homblendă și cuarț, distribuite într-o pastă microcristalină, mai rar hialopilitică (tab. 5). TABELUL 5 Compoziția modală (%) a docilelor Minerale 328 350 Plagioclazi 10,4 10,3 Homblendă 0,6 — Minerale opace 0,4 0,1 Minerale secundare 0,9 0,6 Pastă 87,6 89,0 Feldspatul plagioclaz este una din principalele faze minerale, pre- zent în fenocristale sau chiar ca microcristale. Fenocristalele sînt maclate polisintetic, numărul membrilor de maclă fiind mic, comparativ cu feldspații andezitelor, iar zonarea este mai puțin evidentă. Are compo- ziția oligoclazului (27% An) sau chiar a andezinului acid (37% An). Fenocristalele oligoclazice conțin incluziuni cloritice, dispuse în special în părțile centrale, în rest ele prezintă evidente urme de transformare in sericit și mai rar în calcit. Hornblenda are apariție sporadică și în cantități reduse, fiind aproape invariabil înlocuită cu agregate cristaline de dorit și oxizi de fier, la care se asociază uneori calcit. Sînt frecvente cazurile în care și mineralele de neoformație sînt îndepărtate, în pasta rocii distin- gîndu-se conturele caracteristice hornblendei, subliniate doar de bor- dura maghetitică rămasă. Accidental apare și cuarțul, în cantități reduse și în cristale cu conture neregulate sau rotunjite, care vădesc un pro- ces de coroziune. Institutul Geologic al României 42 EM. GAîmKTAiBU’RA 38 Pasta participă în cantități apreciabile la alcătuirea dacitelor (pînă la 89%), prezentîndu-se ca o masă cafenie cu nuanțe verzui la studiul cu un nicol. In ea sînt distribuite cantități reduse de magnetit. Are caracter microcristalin, imprimat de participarea feldspatului și cuarțului în microcristale. Pasta este afectată de fenomene de transfor- mare, exprimate printr-o cloritizare ușoară dar uniformă, uneori fiind substituită de calcit și este pigmentată constant cu limonit. II.3.4.10. Trahite alcaline Sînt roci care posedă culoarea roză, violacee sau cenușie, în care ochiul distinge cu ușurință fenocristale de feldspat plagioclaz alb mat sau ușor roz, hornblendă sau agregate cloritice și zeolitice. Microscopic se pune în evidență o structură porfirică, realizată prin distribuirea fenocristalelor de feldspat plagioclaz, sanidin și horn- blendă într-o masă microcristalină, care este uneori ușor orientată prin dispunerea paralelă a microcristalelor plagioclazice. Feldspatul plagioclaz este prezent în fenocristale și în microlite care participă la alcătuirea pastei, cantitativ aportul său variază în limite foarte largi (tab. 6). Fenocristalele sînt idiomorfe, prismatice sau TABELUL 6 Compoziția modală (%) a trahitelor alcaline Minerale 330 333 336 368 351 264 Plagioclazi 16.8 31,8 2,4 27,1 9,9 16,4 Sanidin — — 3.4 0,3 3,8 3,3 Cuarț. — 1,6 — — — — Piroxen monoclinic — — — 0,1 — 0,2 Hornblendă 1,1 — — 0,9 — — Minerale opace 0,8 0,6 — 0,5 0,2 0,4 Minerale secundare 0.5 2,4 1,3 3,0 0,1 0,3 Pastă 80,7 63,6 92,9 68,2 86,0 79,3 tabular izometrice, fiind maclate și au compoziția albitului cu 5—8% An, sau a oligoclazului acid cu conținut maxim de 16% An. Caracteristic pentru plagioclazii trahitelor alcaline este gradul înaintat de alterare. Obișnuit el este sericitizat sau argilizat, deseori nucleul său este înlo- cuit în întregime cu dorit, care se dispune îndeosebi la limitele dintre zone. Sanidinul apare cantitativ subordonat feldspatului plagioclaz, sau poate fi absent. Prezența sa este legată de cristale cu contur neregulat. Hornblendă are o apariție sporadică și în cantități reduse, pnezen- tîndu-se în cristale proaspete, maclate polisintetic. Cuarțul este un mine- ral cu apariție rară, apărînd în cristale cu conture neregulate, coro- 39 ERUiPlUVUIL MEZOZCXBC DEN MUNCII TRASCAU 43 date și cu rare incluziuni solide. Uneori apare subordonat un piroxen monoclinic (0,2%), în cristale mici idiomorfe. Mineralele de neoformație sînt conținute în cantități variabile în aceste roci (0,1—3%), fiind reprezentate prin : sericit, clorit, limonit, calcit, cuarț și chiar zeolit. Acestea se formează atît pe seama feno- cristalelor cît și a pastei, care în acest caz are o participare cantita- tivă remarcabilă (pînă la 92,9%). II.3.4.11. Riolite Pe baza, criteriilor de ordin mineralogic și chimic aceste roci au fost împărțite în : (a) riolite și (b) riolite alcaline. (a) R i o 1 i t e 1 e sînt roci foarte dure, de culoare roză. Au struc- tură porfirică, datorată fenocristalelor de feldspat plagioclaz dispersate într-o pastă roză. Adesea roca este ciuruită de goluri, care uneori sînt umplute cu minerale de neoformație, în special clorit. Extrem de rar în masa acestora se disting mici foițe de biotit. Sub microscop pasta riolitelor manifestă un caracter vitros, foarte rar microcristalin, în ea dispunîndu-se fenocristale de plagioclaz și puținul cuarț sau biotit. TABELUL 7 Compoziția modală (%) a riolitelor Minerale 263 291 Plagioclaz! Cuarț Minerale opace Minerale secundare Pastă 7,9 0,5 1,4 1,8 88,4 8,9 0,3 2,5 88,2 Fenocristalele de feldspat plagioclaz participă în cantități reduse la alcătuirea riolitelor (7,9—8,9%) și au compoziția cuprinsă între limi- tele oligoclazului (18—25% An). Oligoclazul se prezintă maclat poli- sintetic. Și în acest caz feldspatul se prezintă transformat, purtînd în zonele sale centrale incluziuni secundare de clorit, dispuse de-a lungul zonelor. Cuarțul apare foarte rar în fenocristale și atunci în cantități reduse (tab. 7). Biotitul apare foarte rar, în cantități mici, sub formă de cristale xenomorfe care conțin mici incluziuni solide cu aureole pleocroice. Printre mineralele de neoformație se remarcă participarea sericitu- lui, doritului și calcedoniei sau a cuarțului. Primul se naște pe seama feldspatului plagioclaz. Cloritul apare atît ca incluziuni în feldspat cît Institutul Geological României 44 ElM. GAJJDBiABUtRA 40 și pe seama pastei. Calcedonia și cuarțul umplu golurile create în pastă și sînt însoțite de aureole cloritice. (b) R i o 1 i t e 1 e alcaline. Cu excepția riolitelor alcaline din Valea Mînăstirii care prin culoarea lor verde se apropie de tufuri, cele- lalte nu manifestă particularități macrosccpice față de riclite. Studiul microscopic permite determinarea unei structuri porfirice, la care iau parte fenocristale de feldspat plagioclaz, sanidin și pastă cripto- sau microcristalină în care acestea sînt prinse. Fenocristalele de plagioclaz sînt idiomorfe și participă în pro- porție scăzută la alcătuirea riolitelor alcaline (tab. 8). Conțintul lor de anortit arată existența albitului (2—7% An) fapt care le deose- bește de riolite. TABELUL 8 Compoziția modală (%) a riolitelor alcaline Minerale . 402 484 Plagioclazi Sanidin Cuarț Minerale opace Minerale secundare Pastă 4,8 6.3 0,8 0,9 87,1 3,5 2,0 1,0 0,4 2,7 90,4 Sanidinul este prezent în mici cristale xenomorfe, prezența sa și conținutul de An al plagioclazului sînt criterii mineralogice pentru diag- nosticarea riolitelor alcaline. Cuarțul apare rar și numai ca mineral de neoformație, alcătuind mici aglomerări în pastă. Pasta este faza cea mai importantă, din punct de vedere cantitativ, care participă la alcătuirea acestor roci (87—90,4%). în ea se găsesc dispersate minerale opace și de neoformație reprezen- tate în principal prin clorit și cuarț sau calcedonie. II.3.4.12. Aglomerate riolitice Am arătat că în funcție de natura petrografică a blocurilor care iau parte la alcătuirea acestor aglomerate, deosebim : (a) aglomerate riolitice propriu-zise ; (b) aglomerate mixte și (c) aglomerate cu blocuri dacitice. Aceste trei tipuri de aglomerate au matricea uniformă, ea fiind tufogenă riolitică, identică compozițional cu tufurile riolitice. Deoarece riolitele care dau blocurile primului tip de aglomerat, cît și andezitele și latiandezitele pentru cel de al doilea, nu prezintă deosebiri față de rocile prezentate pînă aici, o repetare este inutilă. Un loc aparte revine celui de al treilea tip, prin aceea că natura petro- Institutul Geological României 41 ERUPTIVUL MEZOZ0UC DIN MUNȚII TRASCĂU 45 grafică a blocurilor din acestea, diferă de cea a rocilor prezentate pînă acum. Roca prezintă o culoare verzui-cenușie și un aspect com- pact. Are o structură porfirică și este alcătuită din feldspat plagio- claz, în cantitate mare (37,6%) și o pastă microcristalină (62,3«/o) alcă- tuită la rîndul ei din microlite plagioclazice și din minerale opace. Plagioclazul este prezent în fenocristale idiomorfe, foarte bine conser- vate, inaclate polisintetic și are compoziția unui labrador acid cu 55»/o An. Pasta este afectată numai pe alocuri de transformări secundare, în rest prezentîndu-se excelent conservată. Transformarea constă în înlo- cuirea pastei cu agregate de clorit, care au în majoritatea cazurilor în centrul lor, un nucleu de calcedonie. Pe criterii petrochimice această rocă a fost calificată ca dacit. II.3.4.13. Tufuri riolitice Aceste roci au culoarea verde-cenușie pînă la verde închisă și o textură rubanată. Sînt roci dune cu spărtură așchioasă sau concoidală. Ele au o structură vitroclastică dictată de participarea sticlei, fragmen- telor cristaline sau chiar a fragmentelor microscopice de roci. Din punct de vedere al compoziției tufurilor riolitice, ele sînt destul de uniforme, putîndu-se deosebi două tipuri : (a) tufuri vitroase și (b) tufuri litice. Primul tip este caracterizat de participarea în cantități importante a sticlei, alături de care apar și fragmente de cuarț. Al doilea tip este definit de participarea unor particole microscopice de riolit, mai mult sau mai puțin cristalizate și cu conture aproximativ rotunjite, cimen- tate de un material vitros cloritizat. în ambele tipuri participă parti- cole foarte fine de minerale opace, uniform dispersate în masa tufului. Ca și în cazul tufurilor andezitice, se constată o tendință de sortare gravitațională, după mărimea și compoziția granulelor, fapt care imprimă aspectul rubanat al rocilor. în plus în tufurile din Valea Mănăstirii sînt prezente rare resturi de radiolari. care fac neîndoielnică depunerea sub- marină a acestor roci. II.3.4.14. Procese de transformare hidrotermală asociate vulcanismului andezitic Vulcanitele complexului andezitic-latiandezitic au fost supuse feno- menelor de transformare hidrotermală, fenomene care s-au manifestat în special la nivelul piroclastitelor. Predominanța piroclastitelor asupra lavelor .sugerează că magmele generatoare erau bogate în compuși vola- tili, care probabil au fost în mare parte pierduți în timpul momente- lor explozive, așa îneît în faza postmagmatică s-a ajuns la concentra- rea unor cantități relativ reduse de asemenea substanțe, deoarece trans- formările induse în rocile complexului andezitic nu sînt prea dezvoltate. Circulația ascendentă a soluțiilor hidrotermale a fost favorizată de crearea unui sistem de fracturi în timpul activității explozive, sau prin deranjările produse prin instalarea dyk-urilor. Migrarea laterală a solu- țiilor a fost favorizată de porozitatea și permeabilitatea piroclastitelor. Institutul Geological României 46 EtM. GAJEDMABUtRA 42 Aglomeratele și tufurile andezitice, roci heterogene, au asigurat o mai bună circulație a soluțiilor hidrotermale, ceea ce a condus la o afec- tare mai intensă a lor. Totuși soluțiile hidrotermale au acționat și la nivelul curgerilor de lavă, efectele fiind exprimate prin recristali- zarea pastei sau prin substituirea parțială sau totală a unor minerale. La nivelul piroclastitelor andezitice și latiandezitice se remarcă o sericitizare, apariția unor incluziuni secundare de dorit, caolinizare sau calcitizare de diferite grade. Prezența doritului pe limitele din- tre zonele plagioclazilor poate fi pusă pe seama induziunilor preexis- tente de sticlă. Mineralele melanocrate : piroxenii și hornblendă pre- zintă frecvente fenomene de cloritizare, care pot avansa uneori pînă la substituție totală. Pasta vitroasă sau microcristalină este cel mai adesea cloritizată. Cloritul impregnează difuz întreaga masă a pastei sau formează agre- gate sferulitice, putîndu-se asocia cu calcitul. în plus pasta este uneori străbătută de fisuri, filonașe și cuiburi de zeoliți impregnați cu hema- tit, sau varietăți criptocristaline de cuarț : calcedonie și opal pigmen- tați și ei cu oxizi. Impregnarea rocilor cu pirit este un caz frecvent, acum intervenind și o transformare evidentă a mineralelor primare, cum ar fi în : dealul Sardău, pîrîul Borzești sau la vest de stația C F 1 Moldovenești. Nu totdeauna impregnarea rocilor cu pirit a dus și la afectarea mineralelor primare (exemplu în pîrîul Nadaș). Prezența asociației sericit-clorit-calcit sugerează influența unui metamorfism hidrotermal echivalent faciesului șisturilor verzi. Prezența zeoliților atestă transformări de temperatură scăzută, caracteristice faciesului zeolitic. Losert (1974) a studiat originea cuprului în unele zăcăminte stratiforme din partea de nord a statului Chile. Cu această ocazie, cer- cetătorul menționat, descrie la nivelul andezitelor, andezitelor bazaltice și a bazaltelor jurasice un proces de alterare hidrotermală de tempe- ratură joasă. Efectul de alterare este reprezentat prin două tipuri dis- tincte, atît mineralogic cît și geochimic, primul, cu un efect la scară regională, a produs albit, feldspat potasic, sericit, dorit, cuarț, zeolit, prehnit și epidot pe seama mineralelor primare „vulcanice", pe cînd al doilea, cu un caracter local, a generat cuarț, calcit, dorit, sericit, hematit, anatas și rar scapolit. Miyashiro et al. (1971) au semnalat, pe fundul Oceanului Atlantic, existența metabazitelor în faciesurile zeolitic și al șisturilor verzi și chiar tranziții spre faciesul amfibolitic, toate cauzate de inter- venția unui metamorfism de creastă medio-oceanică, deosebit de meta- morfismul de geosindinal. Pe lingă aceste transformări, cu caracter mai mult sau mai puțin difuz în masa rodlor, pirodastitele au fost afectate de procese de argi- lizare, silicifiere și zeolitizare în lungul unor fracturi filoniene. Argilizarea. Procesul de argilizare s-a manifestat asupra piroclas- titelor complexului andezitic în două arii. Prima arie are extindere mai mare și se situează la vest de pîrîul Borzești, care la rîndul său Jd- Institutul Geological României 16 R 7 43 ERUPTIVUL MEZOZOUiC DIN MUNȚII TRASCAU 47 intersectează o întreagă suită de ramificații filoniene derivate din aria menționată. Aria a doua are extindere mică plasîndu-se la est de izvoarele pîrîului Ghișteagului. Prima zonă este posibil să fie legată de fracturile produse la intruderea dyk-ului andezitic din valea Arie- șului (tunelul CFI) în masa aglomeratelor. Aglomeratele, roci hetero- gene, au favorizat o largă dispersare a soluțiilor hidrotermale în masa lor, efectul fiind caolinizarea unui volum important de piroclastite și apariția unei salbe de ramificații filoniene în pîrîul Borzești. Rocile caolinizate și cele înconjurătoare sînt impregnate cu pirit. Circulația soluțiilor și reacția lor cu rocile, au fost determinate de structura și textura acestora. Numai în acest fel se poate explica apariția unor' texturi concentrice sau paralele, date de dispunerea alternativă a unor pături caolinitice cu altele bogate în hematit. Soluțiile circulînd mai ușor prin matricea aglomeratelor, au atacat blocurile acestora mai lent, provocând atît caolinizarea cît și mobilizarea selectivă a unor ele- mente pe distanțe mici. Mai puțin au fost antrenați Si și Al care se găseau în tetraedri stabili SiO^ și A10/„ care prin îndepărtarea celorlalți cationi ce participă la alcătuirea rețelelor plagioclazilor sau a minera- lelor melanocrate, au asigurat scheletul necesar formării caolinitului. Fierul antrenat într-o măsură mai mare a fost deplasat și depus în pături, care progresau spre centrul blocurilor. în acest fel a avut loc o segregare chimică, determinată de soluțiile hidrotermale și realizată datorită mobilității chimice diferite a elementelor în aceste condiții. Din datele oferite de analiza rbntgenografică (tab. 9), efectuată pe două pături caolinitice cu aspecte macroscopice diferite, rezultă că în pătura de culoare deschisă se concentrează caolinitul și cuarțul, pe cînd în cea de a doua alături de aceste două minerale apare și hemati- tul care imprimă colorația caracteristică. în masa caolinitică rezultată, este disiminat piritul în cristale milimetrice (3—4 mm). Prin alterare în condiții hipergene se ajunge la formarea limonitului și la sulfați hidratați de tipul melanteritului, mine- rale frecvente în masa caolinitică afinată a filoanelor de pe pîrîul Borzești. Acești sulfați formează druze și cuibușoare de cristale colum- nare incolore, în care cristalele individuale pot ajunge la 5 cm lungime. Procesul de caolinizare al piroclastitelor s-a propagat și pe pla- nele de separație dintre acestea și curgerile de lave, sau pe fisuri, gene- rând filoane concordante, mai rar discordante, cu grosimi variabile. Filoanele caolinitice sînt frecvente în pîrîul Borzești, Valea Muntelui sau Vadul Pleș. în Valea Muntelui și mai puțin pe Vadul Pleș caolini- zarea este legată de zone de brecifiere ale complexului andezitic. Silicifierea. Procesul de silicifiere se manifestă prin umplerea golu- rilor din masa rocilor andezitice, dar în mod deosebit prin generarea unor filoane, de dimensiuni variabile, umplute cu varietăți cristaline sau microcristaline de SiO2. Acestea sînt răspîndite mai ales în partea de nord a zonei, adică în valea Arieșului, pîrîul Borzești, pîrîul Glasu- lui și pîrîul Hăjdate. Și în acest caz se remarcă o răspîndire mai mare Institutul Geologic al României \ IC R 48 HM. GANDiHABUIRA 44 TABELUL 9 Date rontgenografice asupra unor roci caolinizate Proba X — 1 X- 2 Nr. I d — Kx Mineral I d jr —Kx Mineral n n 1 7 7,16 CI 7 7,21 CI 2 9 4,27 Q 7 4,30 CI 3 4 3,59 CI 2 3,59 H, Q 4 10 3,311 Q 10 3,36 CI, Q 5 8 2,493 CI 3 2,53 CI, H 6 7 2,323 CI 4 2,316 CI 7 3 1,982 CI 4 2,090 H, Q 8 9 1,814 Q 6 1,820 H, Q 9 8 1,658 CI, Q 4 1,670 CI, H, Q 10 7 1,539 CI. Q 2 1,570 CI 11 4 1,488 CI 7 1,537 CI, Q 12 10 1,378 Q 2 1,483 CI, H 13 1 1,298 Q 2 1,457 CI 14 1 1,282 CI, Q 10 1,311 CI 15 2 1,235 CI 3 1,341 IL CI 16 10 1,193 CI, Q 2 1,270 CI 17 3 1,088 CI 3 1,191 CI, H, Q 18 2 1,010 CI 5 1,175 Q X—1 și X—2 — vest pîrîul Borzești CI = caolinit; Q = cuarț ; H — hematit. a filoanelor în masa piroclastitelor sau la contactul acestora cu curgerile de lave, dispoziția lor fiind concordantă sau discordantă în raport cu stratificația. Filoanele cu grosimi mai mici (pînă la 5 cm) conțin în principal opal sau calcedonie cenușie sau alb-lăptoasă cu textură zonară eviden- țiată de pelicule hematitice sau cloritice. în filoanele cu grosimi mari (pînă la 30—40 cm) întîlnite în pîrîul Hăjdate, crește gradul de cris- talinitate al SiOa, porțiunile externe fiind alcătuite din pături succe- sive de calcedonie sau opal, de 2—3 cm grosime, spre interior tre- cîndu-se la cristale de cuarț sau ametist, bine dezvoltate (5 cm lungime). Zeolitizarea. Date asupra zeoliților din rocile ofiolitice din munții Trascău au fost aduse de Bedelean (.1971), prin studiile efectuate asupra acestor minerale pe întregul cuprins al Munților Apuseni. Apa- riția zeoliților în ofiolite este legată de diaclaze, fisuri sau goluri în care formează cruste, cuiburi, filonașe de agregate cristaline. Pe lîngă ivirile de zeoliți legate de complexul andezitic-latiandezitie, prezentate de Bedelean (1971), semnalăm prezența zeoliților în filoane pe pîrîul Borzești și pîrîul Glasului și în mai mică măsură în Valea Mun- 45 EKUPnrvuib 'Mezozojc din munții trascAu 49 telul și Vadul Pleș, adică în zone în care complexul andezitic este afectat și de fenomene de argilizare. In punctele enumerate filoanele cu zeoliți au grosimi de 5—15 cm, iar în unele cazuri chiar de 30 cm. în ele zeolitul este rar asociat cu calcit, mineral dispus în partea mar- ginală a filoanelor. Obișnuit se întîlnesc ocurențe zeolitice pure sau asociațiile lor cu sulfuri, în principal pirit. Pe cursul pîrîului Bor- zești sînt prezente filoane în care zeoliții apar fie singuri fie în aso- ciație cu pirit. Filoanele zeolitice sînt cantonate în aglomerate sau în andezite cu piroxeni rombici și monoclinici și au un contact net, uneori insă se remarcă o dispunere difuză a zeoliților în lungul unor fisuri, cane au permis circulația soluțiilor hidrotermale și o impregnare late- rală a rocii. Impregnarea este neuniformă, astfel că în porțiunile zeo- litizate se întîlnesc relicte de roci mai slab afectate. Analizele rontgenografice efectuate pe două probe au permis iden- tificarea zeoliților care intră în alcătuirea filoanelor (tab. 10). ’ . ' TABELUL 10 Date rontgenografice pentru zeolifi Proba 219 d 241 Nr. I 1Kx n Mineral I d „ — kx n Mineral 1 9 4,19 N, S 3 4,21 F 2 10 3,132 S 3 4,08 F 3 7 2,837 N 10 3,361 Pi 4 3 2,587 — 10 3,193 F 5 3 2,437 N 2 2,958 F 6 4 2,289 N 3 2,574 F 7 7 2,202 HI, S 7 2,452 — 8 4 2,008 HI, S 8 2,133 Pi 9 3 1,829 N, HI, S 8 1,987 F 10 2 1,714 N, S 10 1,822 F, Pi 11 3 1,635 HI, S 6 1,686 F, Pi 12 2 1,593 N, HI, S 7 1,589 Pi 13 2 1,575 N 10 1,538 — 14 2 1,550 HI 7 1,457 Pi 15 1 1,531 N 10 1,378 F. Pi 16 2 1,445 N, HI 3 1,330 F, Pi 17 7 1,381 N 3 1,286 F, Pi 18 7 1,297 N, HI, S 2 1,269 Pi 19 6 1,288 HI, S 7 1,257 Pi 20 7 1,270 N 9 1,230 Pi 21 2 1,235 N 8 1,198 Pi 22 9 1,181 Pi 23 9 1,166 Pi 24 9 1,129 — 25 6 1,101 Pi 26 8 1,069 Pi 219 d — plrlul Borzești; 241—pîrîul Glasului HI = heulandit; N = natrolit; F = phillipsit ; Pi = pirofilit; S = celadonit < — e. 738 50 EM. GAlNDRAIBURA 46 Datele furnizate de analiza rontgenografică \ prezentate în tabe- lul 10, indică prezența, în filoanele de pe pîrîul Borzești (proba 219 d) a zeoliților : natrolit și heulandit, asociați cu celadonit și pirit. Zeoliții, din unul din filoanele de pe pîrîul Glasului (proba 241), sînt reprezen- tați numai prin phillipsit alături de care apare și pirofilitul. II.4. CARACTERISTICILE PETROCHIMICE ALE MAGMELOR Un obiectiv principal al lucrării vizează studiul compoziției chi- mice a vulcanitelor, cu scopul unei cît mai bune caracterizări a dife- ritelor petrotipuri, a determinării principalelor tipuri de magme gene- ratoare a acestora, fapte care vor permite și abordarea problemelor petrogenetice implicate. Participarea cantitativă apreciabilă a pastei, cu caracter vitros sau microcristalin (depășind uneori 90%), la alcătuirea rocilor aflate în studiu, face dificilă o diagnoză adecvată a acestora numai prin metode petrografice obișnuite, situație care impune utilizarea unui studiu chi- mic, ale cărui rezultate conjugate cu rezultatele studiului petrografi.c să asigure o cit mai bună cunoaștere. Cu excepția spilitelor și bazaltelor care sînt afectate destul de intens de procese de alterație secundară, restul rocilor supuse anali- zelor chimice au fost selectate cu deosebită grijă, pentru ca rezulta- tele obținute să reflecte cît mai bine compoziția rocilor neafectate. Cu toate acestea, nu totdeauna s-a reușit realizarea celei mai bune selecții. Pentru atingerea obiectivelor propuse, datele oferite de analiza chimică au fost prelucrate prin metodologia clasică Niggli, s-a aplicat clasificarea preconizată de Streckeisen (1967, modificată în 1973) la care valorile normei C.I.P.W. au fost calculate după metoda propusă de S h a w (1969). Indicii de solidificare SI5 (Kuno, 1954) și de diferențiere DIC‘ (Thornton, Tuttle, 1960) sînt utilizați ca elemente suplimentare de diagnoză și reconstituire a proceselor de fracționare magmatică care au generat suita rocilor de la andezit la riolit. în plus studiul s-a realizat comparativ cu analizele existente pentru petrotipurile similare din cuprinsul ariei munților Mureșului, utilizîndu-se ca termeni de com- parație valorile medii date de către Nockolds (1954) pentru diferite tipuri de roci. S-a urmărit permanent acordul sau dezacordul dintre rezultatele petrografice și petrochimice. 4 Determinările rbntgenometrice au fost efectuate de conf. dr. N. Iorga. S-a folosit un aparat TUR-60 M. Regim de lucru : anticatodă de Cu, filtru de Ni, timp de expunere 8 ore. 5 SI — MgO X 100 / (MgO + FeO + Fe2O3 + Na2O + K2O). Acest indice se obține folosindu-se valorile procentuale în greutate ale oxizilor respectivi din analiza chimică. 6 DI = q + or 4- ne 4- ab -j- le +- ks. Acest indice se obține prin însumarea mineralelor normative : cuarț, ortoclaz, albit, nefelin, leucit și kalsilit. Institutul Geological României \ (GR / il BRUPTJlVUIL mezozobc din munțh trascau 51 II.4.1. Bazalte, microgabbrouri și spilite Compoziția chimică a acestor roci este prezentată in tabelul 11 în care s-a inclus și media pentru bazaltele din munții Mureșului, aparținînd etapei a II-a de evoluție a magmatismului inițial (I a n o- TABELLL 11 Compoziția chimică (%) a bazaltelor, microgabbroului și spilitelor Oxizi Proba 387 440 b7 393 b7 348 b7 396 MBM8 i SiO2 51,25 48,60 49,00 51,14 47,57 51,66 TiO2 0.81 1,14 1,03 1,13 0,71 0,56 A12O3 15,94 15,25 16,27 17,52 13,27 16,88 5,83 3,01 4,34 8,32 3,68 6,10 FeO 5,30 5,48 5,27 1,96 6,67 3,67 MnO 0,20 0,17 0,22 0,17 0,15 0,13 MgO 6,05 8,39 8,09 2,82 12,62 9,88 CaO 6,45 8,84 5,13 6,70 9,76 7,56 Na2O 4,38 3,37 4,72 6,97 2,42 2,16 K2O 1,94 1,54 0,64 0,41 0,40 1,20 h2o+ 1,01 3,72 4,58 — 0,49 — h2o~ 0,77 0,57 0,71 2,73 1,99 — p2o5 nd nd nd 0,12 nd 0,18 Total 99,93 99,98 100,00 99,99 99,73 99,98 387 = bazalt — Valea lui Imre ; 440 b = bazalt — Vadul Plcș ; 393 b = bazalt — pirîul Porcului; 348 b = spilit — valea Hidișului; 396= = microgabbrou — pîriul Porcului; nd = nedeterminat. viei et al., 1969). Cu excepția unui bazalt și a microgabbroului cele- lalte roci manifestă efecte importante ale alterației secundare, expri- mate prin participarea calcitului în cantități mari, oxidarea Fe2+ la Fe34' și creșterea conținutului de apă legată chimic. Această situație imprimă neîncredere în rezultatele acestor analize, ele nefiind utilizabile în inter- pretări. Cu toate acestea ele au fost prelucrate prin metodologia adop- tată, prezentarea lor făcîndu-se numai cu scopul unei informări pur calitative, cu specificația că acestea reprezintă totuși rocile, de acest tip, cel mai puțin alterate. 7 Rezultatele prezentate sînt obținute prin recalcularea analizei la 100, după îndepărtarea CaO necesar formării CaCO3 în funcție de CO2 rezultat la analiză, astfel : 1,52% CO2 (440 b) ; 2,41% (393 b) și respectiv 5,06% (348 b). 8 MBM = media a patru bazalte din etapa a II-a a vulcanismului inițial mezozoic. Institutul Geological României 52 SM. GAND®1A!BU®A 48 Tipurile de magme (tab. 12) corespund unor roci cu caracter bazic, însă în cazul analizelor în care s-a procedat la excluderea CaCO3, cu siguranță că parametrul „c“ a fost micșorat, ceea ce a dus la o creștere a celorlalți, astfel că tipul de magmă nu este cel real. Conform acestor valori tipurile de magme corespunzătoare sînt : 387--—mugearitică ; 440 b=gabbroidă (miharaitică) ; 393 b=mugearitică ; 348 b=normal essexitică și 396=gabbroidă. TABELUL 12 Parametri Niggli pentru bazalte, microgabbrou și spilite Nr. al fm c alk k mg Q L M 387 128 24,2 44,9 17,3 13,7 0,22 0,5 29 43 28 440 109 20,3 43,9 26,2 9,6 0,23 0,6 28 38 34 393 123 24,0 49,8 13,7 12,5 0,08 0,6 28 42 30 348 139 28,2 33,3 19,5 19 0,03 0,3 28 49 23 396 99 16,2 56,7 21,7 5,2 0,09 0,7 26 29 45 Dm compoziția normată (tab. 13) se remarcă că principalele mine- rale normative ale acestor roci sînt reprezentate prin : ortoză, albit, anortit, diopsid, hipersten, olivină, magnetit și ilmenit. Uneori apare și nefelinul, însă în cazul acelorași analize a căror rezultate sînt denaturate. Conform indicelui M (M=di+hy+ol+mt+hm+il+ap) numai ana- lizele 440 b și 396 corespund valorilor recomandate pentru aceste roci, însă situația primei analize este anormală prin poziția ocupată în dia- grama QAFP (fig. 1) plasîndu-se în cîmpul fonotefritului. Din dispu- nerea celorlalte analize în diagrama QAFP se remarcă : Fig. 1. — Secțiune prin diagrama Q-A-F-P (Streckeisen). Section ă travers le diagramme Q-A-F-P (Streckeisen). — Punctele corespunzătoare rocilor proaspete (387 și 396) se pla- sează în cîmpul corespunzător latibazaltului și gabbroului. în cazul latibazaltului (387) indicele mafie (M) are valoare mai mică decît limita inferioară recomandată (40), însă s-au luat în considerație caracteristi- Institutul Geological României 49 ERUPTIVUL MEZOZOIC DEN MUNȚII THASCAU 53 Compoziția normată (%) a bazaltelor, microgabbroului ji spilitelor Ol HO Ol iQ Ol co 01 0 co co 01 -r co 01 «o co 6. 0 co 0 0 0 0 V—< vH 84 70 94 87 95 83 s O O O O O O do 0,27 0,37 Ol TT 00 0 O 00 v~< O T o o O W w w _< 0 hm 1 1 12 1 1 mt O Ol O rH O w Ol O 0 CD CO 0 CO Ol C0 <0 "S 10,74 4,23 14,91 17,58 O tȚ< t* C0 zz> co co i> 0 0 w CO UO 0 CD O T-K Ol Ol O Ol TF Ol 0 O CO CX> 40 o- CO O CO CO CD CO Ol H YH TF LO Ol YH u 0 uO UD O uO O i.O rr 'T O TT rf O yH O CO Ol Ol O* 3,84 Nr. O' O CO OG co S x rr a rr c. m co co co co £3 Institutul Geological României 54 HM. GiANDRlAHURlA 50 cile petrografice pentru clasificarea sa. De fapt și media bazaltelor (MBM) are acest indice sub limita admisă, punctul corespunzător aces- teia găsindu-se la limita dintre cîmpul bazaltului și a latibazaltului în diagrama QAFP. Valoarea lui M pentru microgabbrou (396) corespunde acestui tip de rocă depășind valoarea minimă recomandată (50). — Proiecția punctelor corespunzătoare probelor alterate se face în cîmpuri diferite, corespunzătoare unor roci alcaline (fonotefrit-440 b și 393 b). In funcție de indicele de solidificare SI (tab. 14), în rîndul roci- lor bazice pot fi grupate doar două bazalte (440 și 393) și microgabbroul, pe cînd un bazalt (387) are valoarea lui SI caracteristică pentru ande- zit bazaltic. Pentru spilit valoarea lui SI este neconcludentă. între SI și DI există o bună concordanță. II.4.2. Andezite Compoziția chimică a andezitelor este prezentată în tabelul 15 prin 17 analize originale, la care au fost adăugate și cele trei analize TABELUL 15 Compozi/ia chimică (%) a andezitelor Oxizi Proba 290 231 417 370 198 274 467 357 266 408 259 244 SiO2 55,47 49,54 53,40 54,40 52,52 53,26 55,49 56,02 55,55 56,40 57,18 57,08 TiO2 0,53 0,73 0,63 0,55 0,57 0,46 0,98 0,46 0,69 0,67 0,56 0,75 17,08 16,16 16,07 16,90 17,12 18,62 15,64 18,38 14,28 17,79 15,92 15,89 Fe2O3 4,00 4,77 3,80 3,41 4,24 3.31 6,66 4,29 5,42 3,29 4,72 6,30 FeO 4,33 6,07 4,17 4,89 4,92 4,81 3,84 3,54 3,57 3.77 3,46 3,77 MnO 0,13 0,32 0,18 0,18 0,24 0,17 0,13 0,12 0,21 0,13 0,20 0,29 MgO 3,64 6,16 4,82 4,43 3,86 4,91 3,98 2,46 2,47 2,95 3,01 3,01 Ca O 9,69 8,22 7,26 8,55 8,66 9,28 5,86 7,81 6,19 8,01 6,45 4,74 Na2O 2,69 3,87 3,87 3,39 3,09 3,70 4,16 3,66 2,85 3,41 3,67 3,78 k2o 1,26 1,02 0,68 0,66 0,59 0,66 0,39 1,17 1,28 0,87 0,88 1,36 h2o+ 0,77 2,39 3,43 1,79 2,07 1,36 0,83 1,41 4,73 1,72 2,27 2,00 h2o~ 1,02 0,99 0,94 1,40 2,04 1,83 0,82 3,09 0,73 1,20 0,83 p2o6 nd 0,029 0,4310 nd nd nd nd 0,10 nd nd nd 0,13 Total 100,61 100,26 99,68 100,55 99,92 100,54 99,79 100,24 100,33 99,74 99,54 99,93 290 = andezit cu augit — pîrîul Glasului; 231 = andezit cu augil----pîrîul Borzești > 417 = andezit cu augit și hiperstcn — Valea Muntelui; 370 = andezit cu augit și hipersten — pîrîul Fîntîna Totoiului; 198 = andezit cu augit și hipersten — valea Arieșului; 274 = andezit cu augit și hipersten — pîrîul Hăjdate ; 467 = andezit cu augit — valea Rachiș ; 357 = andezit cu augit — valea Arieșului; 266 = andezit cu hipersten — pîrîul Hăjdate ; 408 = andezit cu augit și hipersten — nord vîrful Torșa ; 259 = andezit cu augit și hipersten — nord vîrful Țiganul; 244 = andezit cu augit și hipersten — est vîrful Țiganul. 9 Reprezintă S%. 10 Reprezintă CO2 %. 51 ERUPTIVUL MEZOZOI1C DEI MUNȚII TRASCAU 55 (continuare tab. 15) Oxizi Proba 381 179 170 479 205 4 13 25 MAT MAM MAN (49) SiO, 53,81 63,25 60,97 62,27 56,47 52,51 57,40 64,75 56,57 61.11 54,20 TiO2 0,62 0,73 0,80 1,05 0,61 0,51 0,62 0,39 0,66 0,80 1,31 AL, O., 15,15 14,56 16,29 14,56 16,69 19,56 18,27 18,55 16,88 17,54 17,17 6,12 4,46 3.80 4,36 4,49 4,13 2,05 2,25 4,39 3,69 3,48 FeO 4,70 2,42 3,67 3,09 2,27 4,00 3,47 1,72 4,00 2,20 5,49 MnO 0,18 0,15 0.10 0,09 0,18 0,12 0,11 0,08 0,17 0,09 0,15 MgO 3,89 1,11 1,86 2,65 3.58 5,15 3,90 1,22 3,67 2,79 4,36 CaO 4,35 2,92 2,28 2.82 3.61 8,51 7,85 6,46 6,56 4,83 7,92 Na.O 5,68 6,46 6,67 5,79 7,73 2,62 3,67 2,24 4,37 3,47 3,67 K,0 0,57 0,25 1,37 1,02 1,42 0,32 0,64 1,34 0,85 2,08 1,11 h2o+ 3,22 2,49 1.17 1.17 0,94 2,29 1,94 0,77 1,81 1,16 0,86 H2O“ 0,69 1,02 0,58 0,76 1.78 — — — — — — pa 0,75n nd nd nd nd 0,04 0,05 0,04 0,23 0,28 Total 99,79 99,82 99,56 99,63 99,97 99,76 99,97 99,81 99,93 99,99 381 = andezit cu augit și hipersten — valea Pietroasa ; 179 = andezit cu hipersten — valea Arieșului; 470 = andezit cu augit -și hipersten — valea Rachiș ; 479 = andezit — valea Uzei; 205 = andezit cu augit — valea Arieșului; 4, 13 și 25 — andezite (V. Ian o viei et al.. 1969); MAT = media andezitelor din munții Trascău ; MAM = media andezitelor din munții Mureșului; MAN (49) = media andezitelor după Nockolds (1954). (4, 13 și 25) furnizate de Ian o viei et al. (1969), efectuate pe roci din regiunea discutată aici. Pentru a ușura unele aprecieri cu caracter general s-au calculat : media andezitelor din munții Trascău (MAT) și media andezitelor din etapa a Il-a de evoluție a magmatismului ini- țial din munții Mureșului (MAM), pleeîndu-se de la cele 14 analize date de Ia no viei et al. (1969). La calculul mediei andezitelor din munții Trascău. au fost excluse analizele 25 și 266 care din punct de vedere al compoziției chimice nu corespund acestor roci. Pe lîngă acestea în tabel este redată și media compoziției chimice a andezitelor calculată de Nockolds (1954), (MAN—49 analize). La o primă examinare a datelor analitice remarcăm variații în limite relativ restrînse a SiO2 (49,54—57,18«/o), limita superioară fiind depășită doar în trei cazuri : 470, 479 și 25. în rest ceilalți oxizi mani- festă oscilații între limite care pot fi considerate normale. Doar în cazul apei legată chimic se remarcă uneori valori anormale, situații în care în analiză apare și CO2, ceea ce dovedește că rocile supuse analizei nu erau dintre cele mai proaspete. Surprinzătoare la prima vedere pare a fi buna concordanță dintre media andezitelor din munții Trascău și cea dată de Nockolds, con- ți Reprezintă CO2 %. 56 EW. GANURAiBUtRA 52 cordanță care se menține la majoritatea oxizilor, unele deosebiri mai însemnate remarcîndu-se între valorile date pentru : TiO2, CaO (com- pensat prin Na2O) și H2O+. Conținutul mediu de H2O+ subliniază o caracteristică generală a rocilor din munții Trascău, aceea că ele sînt afectate de alterația secundară, fapt confirmat și de valoarea raportu- lui Fe2Og/FeO care este supraunitară spre deosebire de media lui Nockolds unde același raport este subunitar. însă, în cele două medii, suma celor doi oxizi este destul de apropiată (8,39 și 8,970/c). Media andezitelor pentru munții Mureșului diferă simțitor atît față de cea a andezitelor din munții Trascău cît și față de media lui Nockolds. Explicația stă în aceea că multe dintre analizele efec- tuate anterior și considerate ca aparținînd unor andezite (lanovici et al., 1969) apar în sistemul de clasificare adoptat aici, ca fiind latiandezite. Pe baza parametrilor Niggli (tab. 16) se constată că andezitelor le corespund următoarele tipuri de magme : leucogabbroidă (5), gabbro- dioritică (2), dioritică (3) și cuarț dioritică (4). Pe lîngă acestea apar și magme cu caracter alcalin (sodic), cum ar fi gabbroidă sodică (1) și sienitieă sodică (4). Unui număr mare de andezite (7) le corespund magme caracteristice în mod obișnuit unor roci mai bazice, însă pe baza valorilor luate de indicele (M), prezentate în tabelul 17, care se află simțitor sub limita admisă pentru bazalte (M=40), se justifică înca- drarea lor în rîndul andezitelor. Alte șapte andezite corespund magme- lor dioritică și cuarț dioritică, impunîndu-se în parte considerarea lor ca andezite cuarțifere, confirmare dată de poziția lor în diagrama QAP (fig. 2). Andezitul corespunzător magmei gabbroidă sodică (mugeari- tică) apare discordant în interpretarea Niggli, în compoziția normată și clasificarea Streckeisen. Poziția sa în diagrama QAP ar putea fi Fig. 2. — Secțiune prin diagrama Q-A-P (Streckeisen). 1, andezite ; 2, MAT ; 3, MAM ; 4, MAN. Section â travers le diagramme Q-A-P (Streckeisen). 1, andesites; 2, MAT ; 3, MAM ; 4, MAN. interpretată ca fiind aceea a unui bazalt cuarțifer, însă valoarea para- metrului M (22) impune clasificarea sa ca andezit cuarțifer. Singura explicație ar fi ca acest andezit să reprezinte un termen de tranziție între vulcanitele bazice și cele acide, idee la care conduce și locul de Institutul Geological României 53 ERUPTTVUiL, MEZOZOIC DIN MUNȚIIT TRASCAU 57 TABELUL 16 Parametri Niggli ai andezitelor sz al fm c alk k mg Q L M 1 TC i Y 1* Tipul de magmă 290 154 28 33,7 28,9 9,3 0,23 0,44 39 38 23 0,49 0,24 0,34 Leucomiharaitică 231 121 23,3 44,3 21,6 10,7 0,15 0,51 30 40 30 0,37 0.18 0,43 Normal gabbro- dioritică 417 146 25,9 41,5 21,2 11,3 0,10 0,57 36 39 25 0,39 0,14 0,49 si-Gabbro-dioritică 370 150 27,6 36.9 25,2 10,3 0,11 0,49 38 39 23 0,46 0,18 0,41 Leucomiharaitică 198 146 28 36,8 25,8 9,3 0,11 0,43 38 39 23 0,50 0,16 0,37 Leucomiharaitică 274 137 28,2 35,9 25,6 10,3 0,10 0,52 34 42 24 0,46 0.18 0,43 Belugilieă 467 176 27 42 18.4 12,5 0,06 0,41 39 38 23 0,37 0,15 0,36 Lamprodioritică 357 169 32,6 30.1 25,2 12 0,18 0,37 40 43 17 0,43 0,15 0,31 Pclcitică 266 186 28.2 36,6 22,1 13,1 0,29 0,33 44 37 19 0,40 0,14 0,29 Normal dioritică 408 171 31,6 30,7 26 11.6 0,14 0,43 42 41 17 0,46 0,16 0,37 Peleitică 259 181 29,7 35,4 21,9 12,9 0,13 0,40 42 39 19 0,39 0,14 0,35 Normal dioritică 244 180 29.6 39,8 16.1 14 0,19 0,36 41 41 18 0,35 0,002 0,36 Mclacuarțdioritică 381 156 26.4 42,4 13.8 17,4 0,06 0,40 33 43 24 0,21 0,10 0.36 Mugea ritică 179 279 33,8 28,6 12,3 25,3 0,03 0,22 45 44 11 0,15 0,12 0,21 Sienilieă sodică 470 226 35,7 32,6 4.5 27.2 0,11 0,31 40 48 12 0,13 0,02 0,31 Sienilieă sodică 479 225 31 35,6 10.8 22,5 0,10 0,40 43 42 15 0,15 0,06 0.38 Sicnitică sodică 205 172 30 32,7 11,7 25,6 0,11 0,50 34 49 17 0,12 0,1 1 0, 13 Sienilieă sodică 4 140 30,7 37,8 21,3 7,2 0,06 0,53 38 41 21 0,62 0,02 — Leucogabbroidă 13 172 32,2 30,9 25,2 11,7 0,09 0,56 41 42 17 0,46 0,11 Cuarț dioritică 25 251 42,2 19,3 26,9 11,6 0,28 0,36 54 37 9 0,53 0 — Cuarț dioritică proveniență a acestuia, adică valea Pietroasa, unde vulcanitele bazice există. Dintre andezitele cu corespondență în rîndul magmelor sieni- tice sodice, două au proveniență filoniană (179 și 470), în cane s-a remar- cat o afectare la nivelul feldspatului plagioclaz sub influența soluțiilor hidrotermale, fapt care ar explica o îmbogățire secundară în Na, influen- țînd astfel asupra determinării tipului de magmă. în cazul analizei 479, andezitul provine din Valea Mînăstirii unde toate celelalte roci mani- festă conținuturi mai ridicate în Na^O, indicînd o fracționare mai avan- sată a magmelor generatoare. Aceste andezite cu magme corespondente sienitic-sodice indică treceri către latiandezite. în compoziția normată a andezitelor (tab. 17), elementele leuco- crate normative sînt date de : cuarț, ortoză, albit și anortit, pe cînd cele melanocrate sînt reprezentate prin : diopsid, hipersten, magnețit și subordonat prin ilmenit. Cuarțul normativ oscilează între limitele : 0—18,72o/o, imprimînd neconcordanță între diagnoza petrografică și cea petrochimică, deoarece în mod real el nu participă în fenocristale la alcătuirea andezitelor, fiind mascat în pastă. Discordanța este subliniată de dispunerea analizelor în diagrama QAP, care se face, cu excepția a trei cazuri, în cîmpul andezitului cuarțifer unde q este mai mic decît 5. Cuarțul normativ este absent numai din două andezite (205 și 231) la care corespund magme gabbroide. Institutul Geological României \ (GR / 58 DEM. GAiNDRIAIBUIRA 54 Compozifia normată (%) a andezitelor și valorile Q, A, P, M și An' An' = conținutul de anortit rezultat din normă ;12 = reprezintă py ;13 = reprezintă cor, Institutul Geological României 55 mup'nrvuii, mezozoic imn munții tbascau 59 Ortoza normativă se păstrează în limite restrânse, nedepășind decît numai uneori și cu puțin valoarea medie de 5,15. în schimb ab și an, componente definitorii, manifestă variații mai largi, de la andezin (38% An', analiza 467) la labrador (57®/o An', analiza 290). Numai în cazul andezitelor la care corespund tipuri de magme alcaline, conți- nutul de an normativ ajunge chiar la valoarea minimă de 13,4%. Remar- căm concordanța foarte bună existentă între valorile conținutului de An determinat microscopic și cel reieșit din calculul normei, diferen- țele fiind de 2—5% în plus pentru metoda optică și numai într-un singur caz ajunge la 12%. Aceste diferențe pot fi puse pe seama pas- tei care poate masca un plagioclaz mai sodic, sau chiar numai pe seama erorilor de determinare. Participarea mineralelor melanocrate este exprimată prin conținu- turile de : di, hy. mt și il, sau chiar ol și hm, însă nu s-a stabilit nici o legătură între diagnoza petrografică și prezența sau absența unuia din aceste minerale normative. Un indiciu oferă suma acestora care definește indicele M. Rocile corespondente magmelor gabbroice au valorile cele mai mari ale lui M (26—33) însă ele sînt caracte- ristice pentru andezite și nu pentru bazalte. Pentru celelalte ande- zite M ia valori mai scăzute, cuprinse între 11 și 23, doar în cazul analizei 25 valoarea lui M este 9, dar aceasta corespunde unui ande- zit numai după tipul de, magmă. Din modul de dispunere în diagrama QAP a andezitelor se constată : — majoritatea punctelor se dispun în cîmpul andezitului cuarțifer (14) și mai puțin în cel aii andezitului (3) ; — andezitele cu olivină normativă se dispun pe linia de demar- cație dintre cîmpurile andezitului și andezitului cuarțifer ; una din probele de andezit cu augit și hipersten (274) se plasează în cîmpul latiandezitului ; — media andezitelor din munții Trascău și media după N o c k o 1 d s se proiectează în cîmpul andezitului cuarțifer, în apropierea liniei care desparte acest cîmp de cel al latiandezitului cuarțifer ; — media andezitelor din estul munților Mureșului se proiectează departe de cîmpul andezitelor, pe linia despărțitoare dintre cîmpul lati- andezitului cuarțifer și cel al dacitului, sugerînd că în rîndui ande- zitelor au fost incluse latiandezite sau chiar și dacite ; — trei dintre analize se dispun în exteriorul cîmpurilor andezi- tice. Analiza 25 are dispunerea cea mai îndepărtată, în cîmpul daci- telor. unde se plasează și analiza 266, care după cum se constată și din compoziția chimică brută aparține unei roci alterate. în conformitate cu valorile luate de SI (tab. 18), andezitele cu tipuri de magme gabbroide se încadrează în rîndui andezitelor bazal- tice, al căror SI după Kuno (1967) sînt între limitele 29—20. Cele- lalte roci după valorile adoptate de 51=19—10, se încadrează în rîndui andezitelor. Analizei 179 îi revine un SI de valoare scăzută, caracte- Institutul Geological României 60 EM. GAlNDRiABUIRA 56 TABELUL 18 Indicii de solidificate (SI) și de diferențiere (DI) ai andezitelor Proba SI DI 290 22,9 andezit bazaltic 42,6 bazalt-andezit 231 28,1 andezit bazaltic 42,1 bazalt-andezit 417 27,8 andezit bazaltic 45,1 bazalt-andezit 370 26,4 andezit bazaltic 42,6 bazalt-andezit 198 23,1 andezit bazaltic 41 bazalt-andezit 274 28,2 andezit bazaltic 39,5 bazalt-andezit 467 20,9 andezit bazaltic 55,3 andezit 357 16,3 andezit 50,9 andezit 266 15,8 andezit 55,5 andezit 408 20,6 andezit bazaltic 48,6 bazalt-andezit 259 19,1 andezit 54,7 andezit 244 16,5 andezit 58,6 andezit 381 18,6 andezit 61,0 andezit-latit cuarțifer 179 7,6 ? 78,5 latit cuarțifer-riolit 470 10,7 ? 76,6 latit cuarțifer-riolit 479 15,7 andezit 73,6 latit cuarțifer-riolit 205 19,00 andezit 72,1 latit cuarțifer-riolit 4 31,7 bazalt 34,8 bazalt 13 28.4 andezit bazaltic 47,7 bazalt-andezit 25 13,9 ? 57,8 andezit MAT 21,2 andezit bazaltic 53,6 andezit MAM 19,6 andezit 61,8 andezit-latit cuarțifer MAN 24,1 andezit bazaltic 45,4 bazalt-andezit ristică unei roci mai acide. în acord cu SI și deci și cu rezultatele metodologiei Niggli sînt valorile lui DI (tab. 19) care sînt caracteristice pentru linia : bazalt-andezit, andezit, andezit-latit cuarțifer sau chiar latit cuarțifer-riolit în cazul rocilor cu tipuri de magme alcaline. II.4.3. Latiandezite Compoziția chimică a latiandezitelor este prezentată în tabelul 19 prin 17 analize, dintre care două au fost efectuate pe roci din zona Văii Mînăstirii. Din acestea s-a calculat media pentru latiandezitele din munții Trascău, consemnată în tabel alături de media latiandezi- telor dată de Nockolds (1954). Valorile din tabel reliefează limitele de variație a conținuturi- lor diferiților oxizi, limite mai largi constatîndu-se în cazul SiO-> (53,56—64,04%), TiO2 (0,34—1,5%), FeO (2,21—5,58%), CaO (1,94—6,70%),“ K2O (1,54—3,72o/o) și H2O+ (0,64—4,77%)- Ultimul component eviden- țiază aceeași situație întîlnită și la andezite, adică unele roci sînt afec- tate vizibil de alterație. Remarcăm discontinuitatea dintre conținutu- rile de K2O care intervine între andezite și latiandezite, primului tip (GR/' Institutul Geological României 57 ERUPTIVUL MEZOZO1C DIN MUNȚII TRASCĂU 61 TABELUL 19 Compozifia chimică (%) a latiandezitelor . Oxizi Proba 478 480 434 425 364 409 270 397 427 265 SiO2 53,79 56,91 61,16 57,70 57,14 58,32 55,49 59,36 59,85 53,56 TiO2 1,50 1,32 0,53 1,10 0.67 0,87 0,63 0,48 0,60 0,74 A12O3 15,54 16,03 15,78 16,46 17,06 14,61 17,50 16.41 16,81 15,50 Fe,O, 5,15 4,20 3,35 3,47 4,56 5,52 4,09 4,49 3,96 4,83 FeO 5,58 4,55 3,20 4,25 3,57 3,55 3,89 2,81 2,35 3.80 MnO 0,15 0,15 0,10 0,18 0,14 0,14 0,19 0,16 0,13 0,26 MgO 4,87 2.02 2,74 2,82 3,00 3,54 1,39 3,01 2,71 2,34 CaO 3,25 4,25 4,03 5,00 4,01 4,87 6,70 4,43 4,60 5.60 Na2O 5,54 5,55 4,00 3,85 5,15 3,87 3,39 4.17 3,40 3,82 K2O 1,63 1,98 2,33 2,87 2,10 2,18 1,93 3,35 3,75 1.60 h2o+ 2,01 1,78 2,88 1,83 1,71 0,87 3,11 0,64 1,02 3,19 h2o- 0,82 0,75 0,44 0,19 1,13 1,25 1,64 0,63 0,40 4,69 co2 — 0,36 — — — 0,24 — — — — Total 99,83 99,85 100,54 99,72 100,24 99,83 99,95 99,94 99,58 99,93 478 = latiandezit cu hornblendă — Valea Minăstirii; 480 = latiandezit cu hornblendă — valea Uzei; 434 = latiandezit cu hornblendă — est dealul Cuptoare ; 425 = latiandezit cu hornblendă — Valea Muntelui; 364 = latiandezit cu piroxeni — izvorul Fintina Totoiului: 409=latiandezit cu hornblendă —valea Trascăului; 270 = latiandezit cu hornblendă — pirîul Hăjdate ; 397 = latiandezit cu hornblendă — Valea Albă ; 427 = latiandezit cu piroxeni și hornblendă — SE Piatra Secuiului; 265 = latiandezit cu piroxeni — pîrîul Hăjdate (la Ciucaș). de rocă revenindu-i un conținut maxim de 1,42%, secundul fiind carac- terizat printr-un conținut minim de 1,54% (tabelele 15 și 19). Dacă pe lîngă aceste valori se ia în considerație și apariția homblendei în latiandezite, dispunem de două criterii, pe care le considerăm sigure pentru zona în discuție, pe baza cărora putem deosebi între ele ande- zitele și latiandezitele. Este posibil ca apariția hornblendei să contro- leze în oarecare măsură conținutul rnai ridicat de K din latiandezite, deoarece așa după cum arată Heier (1970) acest mineral poate con- ține aproximativ 1% K. între cele două medii MLaT și MLaN există o bună concordanță exceptînd diferențele mai mari dintre conținuturile de CaO care sînt compensate în mare parte prin conținuturile de Na2O. Anormal de ridicat apare și conținutul de H2O+. Pentru media rocilor din munții Trascău conținutul de Fe2O3 este mai mare decît cel de FeO, față de media lui Nockolds în care relația este inversă, însă suma celor doi oxizi este foarte apropiată în cele două medii (7,90 și 8,10%). Institutul Geological României 62 EM. GAN’DRA.BURA 58 (Continuare tab. 19) Oxizi Proba 162 189 471 211 398 178 442 MLaT MLaN SiO2 59,74 53,69 53,78 54,46 64,04 68,83 59,52 58,53 56,00 TiO2 0,61 0,64 0,89 0,76 0,34 0,58 0,92 0,78 1,29 A12O3 16,01 14,90 17,98 15,65 16,11 15,17 15,43 16,26 16,81 3,15 5,09 3,95 5,09 3,90 2,93 2,82 4,20 3,74 FeO 3,98 3,43 3,78 4,96 2,21 2,42 3,84 3,70 4,36 MnO 0,13 0.21 0,11 0,24 0,11 0,16 0,12 0,16 0,13 MgO 2,05 3,83 3,10 3,18 1,68 1,51 3,31 2,81 3,39 CaO 1,97 5,59 2,46 3,98 1,94 2,60 4,74 4,17 6,87 Na2O 4,92 6,18 4,99 6,28 6,53 5,81 3,00 4,79 3,56 K„O 3,67 1,73 1,54 1,60 2,11 1,86 3,72 2,38 2,60 h2o+ 2,33 2,72 4,77 2,55 1,26 2,13 2,20 2,17 0,92 h2o- 1,04 1,23 1,31 1,04 0.38 0,56 0,56 — — p2o5 0,10 0,27 nd nd nd nd nd — 0,33 CO2 — — 1,03 — — — — — — Total 99,70 99,51 99,69 99,79 100,61 99,56 100,18 99,95 100,00 162 = latiandezit cu hornblendă — valea Arieșului; 189 = latiandezit leucocrat — valea Arieșului: 471 = latiandezit cu hornblendă — valea Hidișului; 211 = latiandezit cu hornblendă — valea Borzești; 398 = latiandezit cu hornblendă — valea Arieșului; 178 = lati- andezit leucocrat — valea Arieșului; 442 = latiandezit cu hornblendă — Vadul Pleș ; MLaT — media latiandezitelor din munții Trascău ; MLaN = media latiandezitelor după N o c k o 1 d s. în funcție de valorile parametrilor Niggii (tab. 20) latiandezi- tele au corespondente atît în rîndul tipurilor de magme calco-alcaline cît și între cele alcaline. Dintre magmele calco-alcaline predomină tipul cuarț-dioritic (7), alături de care mai apar tipurile dioritic (1) și opdalitic (1). Dintre magmele alcaline predomină tipul sienitic-sodic (6) urmat de tipul si-monzonitic (2). în raport cu tipurile de magme cores- punzătoare andezitelor, la latiandezite există o uniformitate mai mare, conturîndu-se existența a două tipuri de magme principale : cuarț-dio- ritică și sienitică-sodică. Dacă în cazul andezitelor, existența tipurilor de magme alcaline sugera o trecere către latiandezite, existența tipu- rilor de magme calco-alcaline în rîndul latiandezitelor vine să întă- rească ideea unei tranziții continue între aceste două tipuri de roci. Compoziția normată a latiandezitelor este dată, în principal, de participarea următoarelor minerale ipotetice : q, or, ab, an, di, hy și mt (tab. 21). Un rol secundar revin conținuturilor de : il, ol, cor, cc și chiar wo. Cuarțul nu apare în alcătuirea latiandezitelor, el fiind mas- cat în pastă în cantități variabile, care, așa după cum sînt reliefate de compoziția normată, imprimă acestor roci caracter cuarțifer. Conți- 59 .ERUPTIVUL iMEZOZOÎC DIN' MUNȚII TRASCAU 63 TABELUL 20 Parametri Niggli ai latiandezilelor si al fm c alk k mg 0 L re Y 9- Tipul de magmă 478 154 26,2 45,6 10,0 18,2 0.16 0,46 32 44 24 0,17 0,04 0,44 Mela cuarțdioritică 480 185 30,8 32,7 14.9 21.6 0,19 0,30 37 46 17 0,17 0,15(0.25 Normal cuarțdioritică 434 216 32,9 32,9 15,3 18,8 0,28 0,44 44 42 14 0,27 0,0410,42 Normal cuarțdioritică 425 186 31,0 33,9 17,2 17,8 0,33 0,40 40 43 17 0,27 0.1110,36 Normal cuarțdioritică 364 181 31,8 34,7 13,5 20,0 0,21 0,41 37 47 16 0,23 0,05 0,39 Normal cuarțdioritică - melacuarțdioritică 409 186 27,4 39,6 16,7 16,3 0,27 0,42 40 40 20 0,25 0,12 0,37 Lamprodioritică 270 182 33,8 27, 9 23,4 14,8 0,26 0,24 42 44 1410,39 0,14 0,83 Peleitică 397 192 31,3 33,4 15,3 20,0 0,35 0,43 39 45 16 0,22 0,11 0,39 Opdalitică 427 203 33,7 30,2 16,7 19,4 0,42 0,45 42 45 13 0,27 0,08 0,42 si-monzonitică 265 177 30,1 34,7 19,6 15,5 0,22 0,33 40 42 18 0,32 0,13 0,29 Tonalitică 162 217 34,3 32,1 7.6 25.8 0,33 0,34 40 13 47 0,12 0 0,35 Normal sienitică sodi- că 189 156 25,5 36,4 17,5 20,6 0,15 0,46 30 46 24 0,10 0,24 0,35 Mela sienitică sodică 471 180 35,4 36,4 8,8 19,3 0,17 0,42 38 43 19 0,18 0 0,29 Normal sienitică sodi- că 211 167 28,1 38,8 11,2 21,7 0,14 0,36 32 47 21 0,13 0,14 0,32 Mela sienitică sodică 398 241 35,7 27,6 7,9 28,7 0,17 0,34 41 48 11 0,10 0,05 0,03 si-sienitică sodică 178 253 35,7 26,4 11,0 26,9 0,17 0,34 45 45 10 0,14 0,08 0,31 Normal sienitică sodi- că 442 200 30,5 34,9 17,0 17,5 0,45 0,47 42 41 17 1 0,26 0,11 0,43 si-monzonitică nutul de IC2O din analiza brută este mai bine conturat de către com- poziția normată, unde conținutul de or ipotetică este adesea aproape egal sau depășește conținutul de an. Dintre ab și an primul predo- mină totdeauna, imprimînd pe ansamblu, un caracter mai acid plagio- clazului din latiandezite în raport cu cel din andezite. Raportul dintre cei doi indică predominarea oligoclazului și andezitului acid, norma- tivi, în latiandezite (tab. 21), limitele de variație fiind : oligoclaz acid (ll,3o/o An') — andezin intermediar (46,8% An'). Conținut scăzut de an se constată în cazul latiandezitelor din Valea Mînăstirii (470 și 480), precum și în plagioclazul normativ al latiandezitelor filoniene (162, 189 și 471) situație ce se acordă bine din punct de vedere cali- tativ cu diagnoza petrografică. însă determinările optice de conținuturi de An sînt în dezacord cu conținutul de An' normativ, diferența fiind întotdeauna în plus cu 7—12«/0 An pentru metoda optică. Discordanța se poate explica prin caracterul mai acid al microlitelor feldspatice din pasta latiandezitelor, sau chiar prin existența unei paste mai acide pe întreg, datorită unei fracționări importante a Ca din magma genera- toare în timpul formării feldspatului din andezite. Prezența di, hy, mt sau chiar ol, exprimă ipotetic prezența mine- ralelor mafice în roci, fără a se putea face o legătură între acestea și participarea reală a hornblendei sau piroxenilor. Se remarcă o domi- 64 EM. GANDHAIÎUiRA 60 Compoziția normată (%) a latiandezitelor și valorile Q, A, P, M și An' reprezintă u>o reprezintă cc. Institutul Geological României 61 ERUPTIV UIL MEZOZOIC DIN MUNȚII TBASCAU 65 nare a hy asupra di. Conținuturile de cor, cc și wo duc la ideea unor roci alterate. Valorile indicelui M arată participarea globală a mine- ralelor melanocrate, ele variază între limitele 10—26 (tab. 21). Indi- cele M are valori mai scăzute în latiandezitele filoniene (178. 162 și 398). Proiectînd valorile Q, A și P (tab. 21) în diagrama triunghiulară QAP (fig. 3) remarcăm : — Majoritatea analizelor (14) sînt dispersate pe suprafața cîmpu- lui latiandezitului cuarțifer. Tot aici se dispun și valorile medii, sub- Fig. 3. — Secțiune prin diagrama Q-A-P (S t r e c k e i s e n). 1, latiandezite ; 2, MLaT ; 3, MLaN. Section â travers le diagramme Q-A-P (Streckeisen). 1, latiandesites ; 2, MLaT ; 3, MLaN. liniind prin dispunerea apropiată a celor două puncte asemănarea dintre ele. — Trei dintre analize se proiectează pe linia care desparte cîmpul latiandezitului de cel al latiandezitului cu feldspatoizi, accentuînd prin această poziție caracterul lor alcalin, confirmat în două cazuri și prin tipul de magmă, dar și un caracter mai melanocrat dovedit atît de participarea ol în norma a două roci, cît și de valorile lui M, care sînt cele mai ridicate în aceste trei cazuri. Gruparea latiandezitelor în funcție de valorile adoptate de SI (tab. 22) se realizează prin cifre (10—20) caracteristice rocilor inter- mediare, cu tendințe spre roci mai acide, în cazul celor cu tipuri de magme alcaline. Excepții se remarcă în cazul analizelor 478 (SI=21), care se apropie de andezit bazaltic, cît și de analiza 270 (SI=9). Aceeași situație este reliefată și de valorile luate de DI. II.4.4. Tufuri andezitice în tabelul 23 este prezentată compoziția chimică a patru tufuri andezitice, aparținînd complexului andezitic-4.atiandezitic. Valorile indică oscilații însemnate în cazul : K2O (0,85—4,65o/o) și Na2O (3,82—7,79<>/o) dovedind neomogenitatea compozițională a materialului participant la alcătuirea tufurilor. Deosebirile sînt mai frapante, dacă se are în vedere că analizele 284 și 285 (tab. 23) au fost efectuate pe 5 — C. 738 66 EM. GiANDRAfBURA 62 TABELUL 22 Valorile indicilor de solidificare (SI) și diferențiere (DI) ai latiandezitelor Proba SI UZ 478 21,4 60,9 andezit-latiandezit cuarțifer 480 11,0 68,7 latit cuarțifer 434 17,5 66,1 latit cuarțifer 425 16,3 61,8 andezit-latit cuarțifer 364 16,3 65,3 latit cuarțifer 409 19,0 62,0 andezit-latit cuarțifer 270 9,5 65,4 andezit 397 16,9 66,6 latit cuarțifer 427 16,8 65,7 latit cuarțifer 265 14,3 58,6 andezit 162 11,5 75,8 latit cuarțifer-riolit 189 18,9 67,7 latit cuarțifer 471 17,8 67,4 andezit 211 15,1 67,7 latit cuarțifer 398 10,2 81,9 latit cuarțifer-riolit 178 10,4 79,2 latit cuarțifer-riolit 442 19,8 62,5 andezit-latit cuarțifer MLaT 15,7 66,3 latit cuarțifer MLaN 19,2 54,9 andezit TABELUL 23 Compoziția chimică (%) a tufurilor andezitice Proba 284 285 347 451 Oxizi SiO2 50,72 51,33 53,18 50,09 TiO2 0,71 0,68 0,93 0,81 alo3 19,64 18,38 15,96 17,33 Fe2O3 4,05 3,76 3,02 2,24 FeO 4,78 4,02 6,75 6,32 MnO 0,21 0,15 0,29 0,36 MgO 4,05 3,17 4,13 4,57 CaO 3,12 2,74 4,21 4,49 Na2O 3,82 7,79 4,35 4,61 K2O 4,65 1,85 0,85 1,20 h2o+ 2,71 4,75 3,59 4,31 h2o_ 1,07 1,35 0,94 1,52 P2O6 0,13 nd nd nd CO2 — — 1,44 1,68 Total 99,66 99,97 99,64 99,53 284 și 285 = tufuri andezitice — valea Hăjdate ; 347 și 451 = tufuri andezitice — valea Hidișului. 63 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 67 49 3 J W m < Tipul de magmă ? Normal natrosienitică Dioritică Normal dioritică-lamprodio- ritică zL oo o o o 00 rr co O O O O 0 0,07 0 0 0,19 0,11 0,35 0,31 OCO H CI O x C] 48 17 41 46 c? X l> x co CO Ol CO 777^ W CC oo LO Ol Ol CO Institutul Geological României 68 EM. GANDRABERA 64 tufuri din același orizont, distanța dintre probe fiind de cca 5 m. Pentru aceste variații însemnate trebuie să admitem că în timpul depu- nerii submarine a emeritelor, acestea au suferit amestecuri, cu canti- tăți diferite de material de natură sedimentară, material antrenat de curenți marini sau chiar de activitatea explozivă. Trebuie menționat că studiul microscopic, efectuat asupra tufurilor analizate, nu a putut evi- denția participarea unor resturi de organisme sau a unor minerale nespecifice rocilor vulcanice. Desigur că în această situație tipurile de magmă (tab. 24) nu fac decît să aproximeze calitatea materialului cine- ritic predominant. Compoziția normată (tab. 25) a tufurilor andezitice întărește prin prezența și variația anumitor minerale ipotetice, ideea impurificării emeritelor cu material străin. Prezența cor-lui în cantități însemnate, cît și apariția ne-lui dovedește impurificarea cu un material bogat în Al și Na, ducînd la ideea unui aport de minerale argiloase. Cantitățile ridicate de ol normativă întărește această presupunere, deoarece Mg este un element comun al multor minerale argiloase. în același sens pledează și modul de proiectare al analizelor în diagrama QAPF (fig. 4), unde punctele au o dispunere foarte largă. Fig. 4. — Secțiune prin diagrama Q-A-P-F (Streckeisen). Section â travers Ie diagramme Q-A-P-F (St r e c k e i s e n). Dispunerea punctelor se realizează în câmpuri diferite, corespunzînd : andezitului cuarțifer, latiandezitului, latitului și fonotefritului, dispu- nere influențată de cantitatea și compoziția materialului străin. II.4.5. Dacite Compoziția chimică a dacitelor este prezentată în tabelul 26 prin cinci analize, din care urna este preluată din literatură (I a n o v i c i et al., 1969). Variațiile oxizilor au loc între limite ce pot fi consi- derate normale pentru aceste roci, oscilații mai mari înregistrîndu-se pentru MgO (0,14—2,09%) și CaO (1,86—4,15%). Ca un prim efect al acestor variații, este acela că media dacitelor din munții Trascău (MDT) \ igr/ Institutul Geologic al României 65 ERUPTIVU1L MEZdZCMC IMN MUNȚII TRASCĂU 69 manifestă, spre deosebire de rocile prezentate pînă aici, deosebiri mai însemnate fată de compoziția chimică medie dată pentru dacite de Nockolds (MDN). Prima medie se caracterizează prin conținut scăzut de MgO, în raport cu a doua, situație care se menține și pentru CaO. în schimb TABELUL 26 Compozifia chimică (%) a docilelor Oxizi Proba 350 159 164 328 18 I MDT MDN SiO2 68,33 64,74 65,16 64,89 61,56 65,49 63,58 TiO2 0,36 0,53 0,48 0,39 0,53 0,46 0,64 A12O3 15,01 15,50 15,44 14,86 19,15 16,13 16,67 Fc2O3 1,91 3.32 3,42 3,44 1,76 2,79 2,24 FeO 1,13 2,32 1.81 2,51 2,13 2,00 3,00 MnO 0,10 0,10 0.10 0,11 0.16 0,11 0,11 MgO 0,14 0,28 1,43 0,83 2,09 0,96 2,12 CaO 3,06 2,72 2,58 1,86 4,15 2,90 5,53 Na2O 4,49 5,56 5,59 5,20 4,47 5,10 3,98 I<20 2,30 1,81 2,23 3,57 .2,35 2,47 1,40 h2o+ 2,79 1,73 0,62 1,27 1,42 1,57 0,56 h2o~ 0,59 0,70 0,95 0,65 — — — PA nd nd nd nd 0,16 — 0,17 co2 — — — — 0,47 — — Total 100,21 99,32 99,81 99,58 100,40 99,98 100,00 350 = dacit — valea Arieșului; 159 = dacit — valea Arieșului; 164 = dacit — valea Arieșului; 328 = dacit — nord Colțul Fetii; 18 I = dacit — valea Rachiș ; MDT = media da- citelor din- munții Trascău ; MDN = media dacitelor după Nockolds. suma oxizilor metalelor alcaline este mai ridicată în prima (7,57°/o față de 5,38o/o), influențînd astfel conținutul de anortit al plagliocla- zului normativ. Parametri Niggii (tab. 27) indică, prin valorile lor, pentru dacite, tipuri de magme grano-dioritice (3) sau chiar treceri spre magme mai acide cum ar fi : trondhjemitice sau granitice, confirmînd deci, în bună parte, clasificarea acestora ca dacite. Din compoziția normată (tab. 28) se poate aprecia că mineralele leucocrate normative predomină cu mult asupra celor melanocrate, rezul- tate care se acordă bine cu compoziția modală a dacitelor, în care se remarcă o participare de maximum 1»,Z minerale melanocrate. Indicele mafie M subliniază această situație, prin valoarea sa maximă de 12,33, care pentru andezitele și latiandezitele prezentate o considerăm anor- Institutul Geologic al României HM. GANDRABUIRA 66 70 Q g Tipul de magmă Leucocuarțdioritică Granodioritică Granodioritică Tasnagranitică Granodioritică d. 0,62 0 0,31 0,18 >• 0,10 0 0,07 0 0 ti OCM COC- Ol TM y-H o Ol O O O O O M’Ooqq Ol CM to to to -e t ’T "T T o 'T X' O lO UO IO TF XF TF Tf mg l> O w CD O O CO CM TT o o 00 CM l> CM y—i y-< a, 00 00 00 O CD to CD to co co co co co CO -c to CM to co co o y-< y-H T-< CM c? l> O c- co to CD r-< ?l?lr- rH HM ap 0,35 0,35 O S Ol CO OO co O Q to r- co to co co Oi o* o* o o* o* o* o O G o hm 0,09 xP U— mt I>-OOOCDCOCOO o to ’cr co co o co Ol CO CO CO y-< CM CM s s hy Q CO CM xF 00 rr । 3> O to o r~< O co oî (> co r> ’.ifia ni •S CO ■’F 00 00 00 Ol CD o i 00 O | 'F CO o" y-H* CM O CM :oduioj cor 2,33 an O to CM o- to O l 1^ co TF co 00 co o tF Ol O co CD TF co y-H -H w y-t w Ol "§ to O to O O O to 00 co OO 00 tF to w H y-H O l> O O '■CF 00 "F CD O y-H TF CO io CO lO^CO l> co - 0,22 ■ 0,09 0,05 0,01 0 0 0 K 0,07 0,03 0,06 0,06 0,07 0,03 0,06 Ci l> CO 00 00 r-i Ci v< 48 51 52 54 45 44 49 o 43 42 40 38 47 45 41 6ut CC rr rf rH O -c? CM © CM CM CM CO O o o © O O O O Ai co 'CO CO © 00 CO CO ■ o i-< r-< o i-< CO 1-4 o © o o o o o alk © oo © co i> © © r-4 CO CO 00 r-4 © co co co co co co CO © © O © CM © © © 0* © 1-4 » r-4 fm T-i 'CO Tf o o o 1-4 [> CM CO © © 00 CM r-4 CM CM CM CM r-4 © oo cm co r* © r* © oo © r- t> © 'CO co co co co co co CO © © v-H © l> O © . © rr r* LO © © © CM CM CM CM CM CM CM ^ © © to © T-4 00 © r-i CC CO CO © © CM CO CO CO CO co CO An' 6- -M« C- © © CO © GC io i 9,5 5,8 7,8 8,1 7,5 12,4 5,7 6,9 7,1 1 1 1 1 1 1 1 1 "* ■< co©'o*oor-(Tr©©© oooo©©ooco©©© o CMr-4©CMCi©©© । ’r-t VH 1—1 1—1 y—i 1—( | ap 1 1 1 1 1 1 1 1 R © c ©©^©©•^rco©© cooo©t>oo©r'«i>© ©©©©©©©©»-< cs u hm 1 £ 1 l S 1 53 S 2 CM © © © c CM E ©©v©CMCOt-(©© ©©©©^©©lOcocM CO r-? CO tO 14 CO tO CO CM M o 3 5 § CM i CM © 00 © । . CM ' CO CM CO l> 1 © 1 © CM i-t CM © w TABE nată ( § 1 © 1 1 1 1 CO 1 1 O © ia non © 00 CC 1 t © TT © ^ © CM © I .1 CO 00 ’M4 1O © i—< CM © © CO N C> eu E cor 1 1 1 1 CO© 1 1 1 © co U 1 1 1 1 1 1 1 1 g o C a ,CM©CMCM©1Q©©© xroO©COL^CMi-4©TT 1Q CM © © © CM l " © CO ©©©©©©© © © r-CMI>OCO O©Q©©C^[^I<© ©!>!>©©©©© o ©©©©O© ©O© O © -T? xs- 10 C>© CO CM -^ © © CM CO © © t-( 1-4 1-4 1-1 1-4 T-4 w CO o ©©1— CM © © © C3 CI O © CO © T-4 CO © । HZ « GJ ■^CCCOOr^COpCH © T-< CO co co © © C S CM co to CO CO CO CO \ IGR/ Institutul Geological României 74 EM. GAiNORABURA, 70 Parametri Niggli (tab. 31) indică pentru trahitele alcaline tipuri de magme sienitice-sodice, care prin frecvența lor arată uniformitatea compozițională a magmelor generatoare. Dintre mineralele ipotetice (tab. 32) un rol important revine : q, or, ab, an. Conținutul de q normativ imprimă trahitelor alcaline carac- Fig. 6. — Secțiune prin diagrama Q-A-P (Streckeisen). Section ă travers le diagramme Q-A-P (Streckeisen). ter cuarțifer. In cazul or se remarcă conținuturi cuprinse în aceleași limite ca și la rocile prezentate mai sus. Ab și an se găsesc în raporturi care determină caracterul albitic al plagioclazului normativ, rezultat obținut și la cercetarea optică a plaglioclazului. Mineralele normative : di, hy, mt și il sînt constant prezente în norma trahitelor alcaline, însă cantitățile lor sînt reduse. Indicele M este sugestiv în acest sens, depă- șind valoarea' 10 numai în cazul analizei 351. Prin proiectarea valorilor corespunzătoare în diagrama QAP (fig. 6) se constată o grupare a analizelor în cîmpul trahitului alcalin cuarți- fer, trăsătură constatată și la rocile anterioare. Și în cazul acestor roci participarea cuarțului este virtuală, el neapărînd ca fază minerală inde- pendentă în alcătuirea reală a rocilor. Valorile luate de indicii de solidificare (SI) și diferențiere (DI) se încadrează în limite strînse, fiind concordante între ele. Valorile SI se găsesc în acord cu clasificarea petrochimică Niggli fiind minime pentru rocile cu tipuri de magme mai acide (319 și 368). în cazul ana- lizei 351 concordanța se realizează între compoziția normată, unde M=12,4 și indicii SI și DI, toți aceștia indicînd o rocă provenită dintr-o magmă mai puțin fracționată (tab. 33). Institutul Geological României 71 ERTOPTTVUIL. MEZOZOIC DOW MUNȚII TKASCAU 75 TABELUL 33 Indicii de solidificare (SI) și diferențiere (DI) ai trahitelor alcaline SI DI 264 5,6 85,1 latit cuarțifer-riolit 319 0,8 91,4 riolit alcalin 330 6,4 86,6 riolit 333 4,0 86,6 riolit 336 5,6 86,8 riolit 351 10,3 85,3 latit cuarțifer-riolit 368 0,9 88,3 riolit MTaT 4,8 87,0 riolit MTaN 3,8 89,0 riolit II.4.7. Riolite și riolite alcaline Compoziția chimică a acestor roci este prezentată în tabelele 34 și 35, unde sînt cuprinse rezultatele analizelor chimice a 5 riolite, a 4 riolite alcaline, din care două provin din culmea Bedeleu-Rîmeți TABELUL 34 ' Compoziția chimică (%) a riolitelor Oxizi ■ f Proba 291 462 262 407 263 MRT MRN SiO2 68,77 70,12 69,42 75,75 72,52 71,58 73,66 TiO2 0,33 0,54 0,31 u 0,25 0,29 0,22 14,22 14,37 13,88 11,80 12,86 13,48 13,45 Fe?O, 1,84 2,07 •2,42 1,34 1,43 1,83 1,25 FeO 2,47 1,37 1,42 1,64 1,76 1,74 0,75 MnO 0,07 0,04 0,12 0,05 0,06 0,07 0,03 MgO 0,15 0,14 0,11 0,11 0,18 0,13 0,32 CaO ’• 1,28 0,76 0,72 0,44 0,56 0,75 1,13 Na2O 2,56 1,85 1,69 1,22 0,87 1,64 2,99 K2O 7,01 8,49 8,76 7,37 9,02 8,16 5,35 h2o+ 0,56 0,11 0,35 0,39 0,18 0,32 0,78 h2o- 0,51 0,39 0,48 0,17 0,25 — — p2os nd nd 0,09 nd nd — 0,07 Total 99,77 100,25 99,77 100,28 99,94 99,99 u = conținut mai mic de 0,01%. 291 = riolit — NW vîrful Țiganul; 462 = riolit — est Cheile Turzii; 262 = riolit — est Coastele Muntelui; 407 = riolit — NE Piatra Stoinii; 263 = riolit — est Coastele Muntelui; MRT = media riolitelor din munții Trascău ; MRN = media riolitelor după N o c k o 1 d s. 76 HM. QAM3RAIBUIRA 72 TABELUL 35 Compoziția chimică (%) a riolitelor alcaline Oxizi i Proba 402 484 34 35 MRaT MRaN SiO2 70.05 70,33 78,49 79,73 74,63 74,54 TiO, 0,25 0,37 0,07 0,08 0,19 0,17 Al263 14,35 14,51 11,29 12,90 13,26 12,58 Fe2Os 2,64 2,29 0,66 0,06 1,41 1,30 FeO 1,69 1,81 0,49 0,63 1,15 1,02 MnO 0,07 u 0,02 0,02 0,03 0,05 MgO 0,13 0,28 0,45 0,16 0,25 0,11 CaO 1,02 0,86 0,19 0,62 0,67 0,61 Na,0 4,80 4,87 2,26 3,26 3,80 4,13 ICO 4,42 4,42 5,49 2,24 4,14 4,73 H,O+ 0,59 0,12 0,69 0,42 0,45 0,66 H2O" 0,38 0,37 — —• — — p2o5 nd nd 0,01 0,004 — 0,07 Total 100,39 100,23 100,11 100,12 99,99 402 = riolit alcalin — valea .Țrascăului; 484 — riolit alcalin — Valea Mînâstirii; 34 și 35 = riolite (lanovici et al., 1969). și valea Ighiu (lanovici et al., 1969), cît și mediile corespunzătoare acestor roci, precum și valorile medii date de Nockolds. ; Riolitele sînt caracterizate printr-o compoziție chimică relativ . uniformă, determinată de conținuturi ridicate de SiO2 (68,77—75,75%) și K2O (7,01—9,O2o/o) și conținuturi scăzute în MgO (0,11—0,18%) și CaO (0,44—1,28%). Conținutul de K2O depășește cu mult conținutul de Na2O, raportul Na2O/K20 (0,09—0,32) indicînd caracterul ; potasic al riolitelor. Compoziția chimică medie a riolitelor din munții Trascău (MRT) se apropie foarte mult de compoziția chimică medie a riolitelor dată de Nockolds (MRN). O diferență se constată între valorile raportu- lui Na2O/K2O (0,20 pentru MRT și 0,55 pentru MRN), subliniind carac- terul puternic potasic al riolitelor din munții Trascău, Suma oxizilor alcalini este mai ridicată în prima medie (9,80 față de 8,30%) confe- rind o alcalinitate ușor ridicată acestor roci. Uniformitatea din compoziția brută este foarte bine reflectată de valorile parametrilor Niggii (tab. 36) ale căror variații sînt minime. Valorile parametrilor Niggii indică pentru toate cele cinci riolite tipul de magmă engadinit-granitică. Compoziția normată (tab. 37) este marcată de valorile ridicate ale : q (21,90—36,80%) și or (42,65—55,55®/0) care ia locul plagiocla- ’A Institutul Geological României igr/ 73 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 77 TABELUL 36 Parametri Niggli ai riolitelor fi riolitelor alcaline Tipul de magmă Engadinit-granitică Enga dini t-gra nițică Engadini t-granitică Enga dini t-sodică-Engadinit- granitică Enga di n i t-gra nițică Normal alcaligranitică Normal alcaligranitică Leucogranitică Leucogranitică O O O O o in co । f o o 1 I o o* >- o o o o o Ol o o o o o eo m m cm o o o o o © © © © © CD co Ol CO O O O O O G O O co m m uo cn in m oo in 41 43 44 35 38 m un co co TÎ< TF oo CM o> r-< CM r-< © CD m m m co in O O O' m m c© cd mg 0,06 0,06 0,05 0,07 0,07 m r-< cm eo O Ol o o © o m o cj o co o o o co o o o o © CO l> w © CO 00 CO 00 © © © © alk j t* O' t> co co co co eo oo oo m r-< m CD CD o eo OO CO OO o CM CO r-4 00 co xr xr co oo CO Tt< £> oo in rr T-4 fm 18,3 15 17 16,4 18 17 17,5 11,1 5,8 *3 Xj< CO 1> eo ei cm cm co m cm o rH IO xr to r*< m to o o r- io co eo co m co o 00 CO oo x? Ol Ol CD X* xi< m co co co in m v-4 CM CM l> CO O CO CO O o o m m co o o o* o alk 32,6 19,3 37 19,7 7,5 17,1 2,3 25,7 fm 19,1 26,9 14,7 15,6 40,5 36,7 46 39 <0 449 378 405 316 287 405 482 321 Reprezintă di. Reprezintă ivo. 79 ERUPTIVUL MEZOZOIC D-IiN MUNȚII TRASCAU 83 rile riodacitului, riolitului și riolitului alcalin. Acest mod de proiectare vine să întărească presupunerea exprimată mai sus. Privitor la compoziția chimică a dacitului provenit din blocurile aglomeratelor riolitice, remarcăm conținutul foarte scăzut de MgO (O,O3«/o). Valorile parametrilor Niggli indică în acest caz tipul de magmă granodioritică. Compoziția normată se găsește în acord parțial cu diag- noza petrografică, valoarea ridicată a q-lui normativ evidențiind con- ținutul de cuarț secundar. Conținutul plagioclazului normativ (tab. 41) arată ca și în cazul compoziției modale, participarea însemnată a aces- tuia în. alcătuirea dacitului, însă plagioclazul normativ are compoziția unui andezin (40,2% Anz) pe cînd determinările optice indică existența unui labrador (55°/o An). Conținutul mineralelor melanocrate normative se află în directă legătură cu conținutul scăzut de MgO. valoarea indi- celui M fiind doar de 7,6. în diagrama QAP (fig. 21) analiza se dis- pune în cîmpul destinat dacitelor. III. ROCI BANATITICE Cele trei filoane, cu dimensiuni reduse, de roci banatitice, care străbat complexul andezitic-latiandezitic, sînt alcătuite din roci care diferă între ele atît prin caracteristicile lor macroscopice cît și prin cele microscopice. Compozițiile lor chimice (tab. 42) confirmă neuni- formitatea. TABELUL 42 Compoziția chimică (%) a rocilor banatitice Proba 463 372 305 SiO2 TiO2 A12O3 Ee2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O h2o+ h2o~ 66,03 0,42 16,66 2,36 2,17 0.12 1.33 3,52 5,15 2,05 0,45 67,61 0,34 14,32 2,46 0,64 0,04 0,08 4,84 3,99 0,78 2,51 1,79 69,55 0,47 13,30 2,51 2,17 0,09 0,09 1,30 3,85 4,38 1,02 0,75 Total 100,26 99,40 99,48 Institutul Geologic al României k igr7 84 EM. GANDRABUHA 80 Indicii de solidificare (SI) și diferențiere (DI) SI DI 463 10,2 74,9 latit. cuarțifer 372 1,0 74,8 granit 305 0,7 56,2 diorit-granodiorit Valorile parametrilor Niggli (tab. 43) reflectă aceeași situație, indi- cînd trei tipuri de magme diferite între ele : farsunditică, trondhjemi- tică și yosemitit-granitică. Aceste tipuri de magme sînt obișnuite prin- TABELUL 43 Parametri Niggli pentru rocile banatitice si al f fm c alk k mg Q /, M Tip de magmă 463 258 38,3 22,3 14,8 24,6 0,21 0,35 47 45 8 Farsunditică 372 331 41,2 12,3 25,3 21,2 0,11 0,05 57 38 5 Trondhjeinitică 305 354 39,7 19,9 7,0 33,3 0,43 0,03 53 38 9 Yosemitit-granitică Adamelitică tre cele care corespund rocilor din provincia banatitică din Munții Apuseni (C io fiica și Savu, 1962; Cioflica, 1964; Giușcă et al., 1966 ; Bordea și Dimitrescu, 1966 ; lanovici et al., 1969). După modul în care se dispun analizele în diagrama QAP (fig. 9) cît și în funcție de parametri petrochimici Niggli și ținîndu-se cont Fig. 9. — Secțiune prin diagrama Q-A-P (Streckeisen). Section â travers le diagramme Q-A-P (Streckeisen). 81 HRU'PTIVUin MEZOZOIC DIN munții trascău 85 de caracteristicele mineralogice și petrografice, rocile banatitice au fost clasificate astfel : 463-latiandezit cuarțifer, 372-porfir tonalitic și 305-por- fir granitic (tab. 44). TABELUL 44 Compoziția normată (%) a rocilor banatitice <7 or ab an di mt hm il Q A P M 463 16.91 12,00 46,20 16,27 0.96 4.50 2,16 0,58 19 13 68 7.9 372 31.74 4,90 38,20 20,02 0,48 2,00 0.93 1,21 0,50 34 5 61 34 305 26,21 26,95 3,00 5,58 0.88 0,96 2,75 — 0.68 28 29 43 45 IV. PETROGENEZA IV. 1. Apartenența la serie Caracteristicile mineralogice ale vulcanitelor mezozoice din munții Trascău conturează două grupe de roci diferite. Exceptînd rocile bazice (bazalte, microgabbrou și spilite) și unele andezite și latiandezite, pe motivul neîncrederii pe care o prezintă analizele chimice disponibile, atunci intr-o primă aproximație putem distinge următoarele două serii : prima care grupează andezitele, dacitele și riolitele ; a doua cu caracter alcalin în care se giupează latiandezitele, trahitele alcaline și riolitele alcaline. Indicațiile oferite de parametri Niggli aduc argumente suplimen- tare în susținerea acestui punct de vedere. Tipurile de magme cores- punzătoare fac posibilă gruparea pe de o parte a unor roci calco-alca- line iar pe de altă parte a rocilor cu caracter alcalin-sodic. Magmelor calco-alcaline le corespund andezitele, dacitele și riolitele, în timp ce latiandezitelor, trahitelor alcaline și riolitelor alcaline le revin tipuri de magme alcaline-sodice. Pentru un control cantitativ al caracterului de serie, R i 11 m a n n (1953) a propus indicele a cărui valoare este dată de ecuația empirică : c = (Na2O + K2O)2/(SiO2—43) Adoptînd acest indice în interpretare, s-a calculat valoarea sa pentru fiecare analiză în parte, corespunzătoare unei lave, valorile fiind pre- zentate în tabelul 45. Din valorile prezentate în tabel se remarcă că multe dintre ande- zite (10) au un caracter puternic calco-alcalin. variațiile fiind legate de prezența în unele cazuri a caracterului calco-alcalin extrem (1), mediu (5), slab (3) sau chiar alcalin-sodic slab (1). Pentru. compoziția Vigr/ Institutul Geologic al României 86 EM. GANDRABURA 82 TABELUL 45 Valorile a și caracterul de serie al lavelor Andezite Nr. G Caract. de serie Nr. G I Caract. de serie 179 2,22 Ccm 259 1,46 Cep 470 3,60 Ces 370 1,44 Cep 467 1,66 Cep 290 1,25 Cep 244 1,88 Ccm 231 3,66 Ces 357 1,79 Cep 205 6,21 Ans 198 1,42 Cep 4 0,91 Ccex 408 1,37 Cep 13 1,29 Cep 266 1,36 Cep 25 0,59 Ccex 417 1,99 Ccm 381 3,61 Ces 274 1,85 Ccm 479 2,41 Ccm MAT 2,01 Ccm MAN 2.04 Ccm Latiandezite 162 4,81 Tr 409 2,39 Ccm 189 9,89 Anm 270 2,26 Ccm 397 3,46 Ces 471 3,95 Ces 427 3,03 Ces 265 2,78 Ccm 364 3,71 Ces 211 5,42 Ans 425 3,07 Ces 478 4,66 Tr 398 3,54 Ces 480 4,07 Tr 442 2,73 Ccm MLaT 3,31 Ces 178 2,82 Ccm MLaT 2,92 Ccm •' 1 434 2,20 Ccm Dacite 159 2,49 Ccm 350 1,82 Ccm 164 2,75 Ccm MDT 2,55 Ccm 328 3,91 Ces MDN 1,40 Cep Trahite alcaline . ... 336 2,94 Ccm 368 4,08 Tr 330 4,57 Tr 264 3,31 Ces 333' 9,09 Anm MTaT 3,92 Ces 351 3,54 Ces MTaN 7,70 Anm 319 4,42 Tr Riolite 291 3,55 Ces 263 3,31 Ces 462 3,94 Ces MRT 3,36 Ces 262 4,13 Aks MRN 2,27 Ccm 407 2,25 Ces Riolite alcaline 402 3,14 Ces 35 0,82 Ccex 484 3,15 Ces MRaT 1,99 Ccm 34 1,69 Cep MRaN 2,49 Ccm Cc = calco-alcalin ; Ak = alcalin-potasic; Tr = tranziție ; ex = extrem ; p = puternic; m = mediu; s = slab. Institutul Geological României 83 ERUPTIVUT, MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 87 chimică medie a andezitelor din munții Trascău valoarea lui o cores- punde rocilor cu caracter calco-alcalin mediu. în cazul latiandezitelor valorile o confirmă în mare parte tipurile de magme determinate prin metodologia Niggli, cane aveau atît caracter calco-alcalin cît și alcalin- sodic. Cu toate că pentru unele latiandezite caracterul calco-alcalin con- tinuă să se mențină, el nu mai este la fel de pronunțat ca în cazul andezitelor. Se remarcă prezența a 7 cazuri de caracter calco-alcalin mediu, 6 de caracter calco-alcalin slab, rit și prezența unor tipuri de tranziție (3), sau chiar prezența caracterului alcalin sodic slab (1) și mediu (1). Valoarea o pentru MLaT indică caracterul calco-alcalin slab. Dacitele se prezintă ca roci cu caracter calco-alcalin mediu, situa- ție corespunzătoare și pentru MDT. Trahitele alcaline au caractere diferite și anume : calco-alcalin mediu (1), slab (2), de tranziție (3) și alcalin sodic (1). Riolitele manifestă în general caracter de serie calco-alcalină slabă și surprinzător la prima vedere riolitele alcaline au pe ansamblu carac- ter calco-alcalin mediu. Slntetizînd se poate afirma că pe ansamblu vulcanitele studiate au oaracter de serie calco-alcalin mediu sau slab cu unele tendințe de trecere spre o serie alcalină. Prezența tipurilor de magme din două serii diferite în cazul latiandezitelor, de asemenea și valorile cr pen- tru aceleași roci, rit și faptul că cr are în cazul trahitelor alcaline valori de trecere, sau revenirea riolitelor alcaline la tipuri de magme calco- alcaline, confirmate de valorile lui o, converg toate spre ideea că cele două serii de roci au fost generate de o singură magmă care avea caracter calco-alcalin. Pe baza tuturor datelor de ordin petrochimic se poate admite că seria calco-alcalină este reprezentată prin linia : andezit-dacit-riolit, pe cînd cea alcalină-sodică prin latiandezit-trahit alcalin-riolit alcalin. Valorile indicelui Peacock sînt apropiate pentru cele două serii, cea alcalină avînd i = 55,2. corespunzînd clasei calco-alcalină a lui Peacock, seriei calco-alcaline revenindu-i un i = 58,4 valoare ce se încadrează în clasa alcali-calcică. Din punct de vedere petrochimic diferența dintre cele două serii nu este netă, mai mult termenii finali ai seriei alcaline (riolitele alca- line) tind să revină la caracter calco-alcalin. O situație foarte asemănătoare a fost descrisă de Savu (1962) în regiunea Troaș-Pîmești (munții Drocea) unde vulcanitele kimmerice noi au fost grupate în două complexe ; în cadrul celui de al doilea complex distingîndu-se : (a) seria dată de bazalt-andezit-dacit-riolit. caracteristică unei provincii calco-alcaline ; (b) o serie dată de bazalt- limburgit-spilit-oligofir-trahiandezit-trahit, încadrată în seria magmelor alcali-potasice. Cele două serii semnalate mai sus, pe teritoriul munților Trascău sînt echivalente cu cele prezentate de Savu (1962) în munții Drocea, în ceea ce privește etapa de manifestare a vulcanismului. în munții Institutul Geological României \ IGRZ 88 EM. GAiNDRABUIRA 84 Trascău este dificil de precizat care dintre rocile bazice prezente apar- țin seriei calco-alcaline și care seriei alcaline. Savu (1962) susține că vulcanitele kimmerice noi aparțin' unei largi provincii petrografice, cu extindere posibilă și în partea estică a catenei alpine, la care participă roci din seriile calco-alcalină, alca- lină și de tranziție. lanovici et al. (1969) recunosc existența acestei provincii petrografice mixte pe teritoriul munților Mureșului. Caracte- risticile petrologice și petrochimice ale vulcanitelor mezozoice din extre- mitatea NE-ică a munților Trascău, ne îndreptățesc să admitem că pro- vincia petrologică mixtă, așa cum a fost întrevăzută de Savu (1962), se extinde și în aria menționată, unde cele două asociații de roci, ande- zit-dacit-riolit și latiandezit-trahit alcalin-riolit alcalin, sînt.’ bine reprezentate. Savu (1962) a argumentat caracterul submarin al vulcanismului în regiunile studiate. în ceea ce privește condițiile în care a evoluat vulcanismul din NE-ul munților Trascău ele pot fi apreciate din natura și trăsăturile caracteristice ale produselor generate. Un prim element, hotărîtor, este prezența resturilor de radiolari în tufurile andezitiee-, fapt care atestă o mare suficient de adîncă. în același sens pledează și stra- tificarea constatată în cazul tufuriloi' și aglomeratelor. Sortarea particu- lelor vitroclastice, vizibilă la tufuri, s-a putut realiza numai într-o mare suficient de adîncă. Lipsa unor sedimente interstratificate între, rocile complexului andezitic-latiandezitic, sau chiar între aglomeratele și tufu- rile riolitice, sînt în favoarea unei zone de erupții submarine, situată la o depărtare suficientă de marginea continentală. Observațiile permit, chiar, să se aprecieze că vulcanismul a funcționat în tot timpul exis- tenței sale în condiții submerse, edificiul format din extruderea repe- tată a materialului vulcanic a ajuns în apropierea suprafeței marine doar în perioada finală a existenței sale, cînd aveau loc ultimele expulzări de cenuși riolitice, timp în care a început și depunerea calcarelor de Stramberg. Aceste caracteristici de mediu și asociațiile de roci rezultate per- mit unele paralelizări cu foste sau actuale zone vulcanice oceanice, în insula Samoa din Oceanul Pacific sînt prezente, pe lîngă bazalte oli- vinice predominante, în asociație, andezite, andezite cu oligoclaz și local trahite cuarțifere. Asocierea bazaltelor olivinice cu cantități minore de fonolite și trahite este caracteristică pentru insulele vulcanice din ocea- nele Atlantic, Indian cît și în regiunea intra-pacifică (Turner si Verhoogen, 1967). în insula Ascension situată pe creasta submersă a Atlanticului sînt prezenți membri trahitici care trec în riolite, în care sediul predomină comparativ cu potasiul. Ocurențele menționate sînt raportate la asociația bazaltului olivinic din oceane, care prezintă multe caracteristici identice cu bazaltul olivinic din mediul continental (Turner și Verhoogen, 1967). în provincia Brito-Arctică, în insula Mull, pe lîngă cantitățile imense de bazalte olivinice alcaline și lave tholeitice, sînt prezente, local, curgeri de mugearite, trahite, andezite / A Institutul Geologic al României X IGRZ 85 ERUPTIV OT, MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 89 și riolite. în Skye este prezentă o serie de lave și de tufuri acide și intermediare cu grosime totală de 2000 picioare (cca 600 m). în Islanda se- remarcă abundența rocilor granitice și riolitice acide și raritatea tipu- rilor intermediare andezitice. IV.2. Problema magmei generatoare Atît datele petrografice cît și cele petrochimice, prezentate pînă aici, pot semn ca punct de plecare în aprecierea magmei (magmelor) răspunzătoare de formarea celor două serii de roci semnalate. Pînă de curînd majoritatea petrologilor admiteau existența mai multor tipuri de magme ca fiind magme parentale. Acestea erau expli- cate ca formîndu-se în anumite condiții termodinamice, existente la dife- rite niveluri, în mantaua peridotitică presupusă a avea o compoziție chimică heterogenă. Turner și Verhoogen (1960), în acord cu alți cercetători, admiteau existența a două tipuri de magme primare, formate prin fuziu- nea fracționată a mantalei cristaline la diferite niveluri. Se presupunea că magmele tholeitice se formau la adîncimi mai mici de 100 km, pe cînd cele bazalt-olivinic-alcaline la adîncimi mai mari. Cele două magme puteau genera prin diferențiere și cristalizare vulcanică o gamă largă de roci. în opoziție cu opinia de mai sus Engel et al. (1965) susțin pe baza argumentelor geochimice și a relațiilor de teren, că bazaltele Reziduu ulframafic? 90 EM. GiANDRABUiRA 86 alcaline sînt roci derivate, fracționate din tholeite oceanice prin pro- cese de diferențiere magmatică. în concepția acestora tholeitul oceanic ar reprezenta principala sau unica magmă primară, generată în man- taua superioară. Din aceasta prin diferențiere, după schema de mai sus, se pot forma diferite roci eruptive oceanice. Prin cercetările sale Kuno (în Hess, 1967) a adus contribuții remarcabile în lămurirea genezei și diferențierii magmelor bazaltice pri- mare. Kuno admite existența a trei tipuri de magme bazaltice pri- mare, fiecare cu o geneză independentă, provenite prin topirea parțială a materialului peridotitic din manta, la presiuni diferite, astfel : magma tholeitică la 100 km, cea bazaltică aluminoasă la 200 km și cea bazalt- olivinic alcalină la peste 250 km. Diferențierea celor trei magme con- duce la apariția unor asociații caracteristice de roci. Gilluly (1971) susține că diferențiatele trahitice și riolitice care apar asociate, în cantități infime, cu bazaltele în insulele medio-ocea- nioe, pot fi explicate ca formîndu-se prin diferențierea magmei într-o cameră situată la un nivel înalt în edificiul vulcanic, magmatismul acestor zone nefiind înrudit cu vreo margine de placă așa cum se susținea. Savu (1962, 1967) a derivat rocile neokimmerice din munții Drocea dintr-o magmă tholeitică, care posibil să fi fost contaminată cu material sialic, punct de vedere adoptat și de I ano viei et al. (1969). Datele de ordin geochimic, obținute mai tîrziu, i-au determinat pe Savu și Udrescu (1973) să confirme descendența rocilor bazice ale primului stadiu dintr-o magmă tholeitică, în timp ce rocile aparținînd stadiului al doilea ar proveni din magme hibride sau chiar acide. Aceste magme au origini diferite. Herz et al. (1973) au studiat ofiolitele și rocile înrudite din munții Drocea pe baza valorilor raporturilor izotopice Sr^/Sr86 și a raporturilor K/Rb. Conform acestor date suita ofiolitică — ultramafite, gabbrouri, bazalte — are originea legată de un tholeit oceanic și de mantaua superioară. Granofirele și ortofirele asociate intim ofiolitelor, au conținutul de Rb similar cu cel al multor ofiolite. Conținutul lor ridicat în K este explicat prin diferențierea avansată și cristalizarea fracționată a magmelor tholeitice. în lumina acestor date, ofiolitele au fost generate într-un mediu oceanic, pe cînd unele roci mai acide au putut fi contaminate, într-o măsură redusă, de către crusta continentală. Datele existente privitoare la vulcanitele din munții Trascău nu permit o apreciere a caracterului magmei care a generat rocile repre- zentînd suita ofiolitică (microgabbrouri, bazalte, spilite) și nici even- tualele raporturi dintre această magmă și cea care a generat cele două serii de roci semnalate, chiar dacă între primele roci și secundele se manifestă o discontinuitate de conținut. în cazul în care s-ar încerca o corelație a volumului actual al rocilor celor două serii cu vreo magmă bazaltică, atunci produsele bazice ar trebui să apară în volume însem- nate, ceea ce nu se întîmplă în munții Trascău, dar este caracteristic în ariile oceanice. Atît cît permit datele petrochimice disponibile, oferă Institutul Geologic al României IGR/ 87 EKUP'TIVUr, MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 91 o posibilitate de apreciere a naturii topiturii (topiturilor) răspunzătoare de apariția celor două serii. Unele dintre acestea, cum ar fi tipurile de magme sau caracterul de serie, sugerează o magmă unică ca fiind sursa generatoare a celor două serii. Pe de altă parte există indicații favorabile în susținerea a două magme diferite, una calco-alcalină și o a doua alcalină, care prin evoluții independente, au generat cîte o serie caracteristică. în favoarea existenței a două magme distincte stau alter- nanțele dintre produsele andezitice și latiandezitice cît și existența a doi termeni finali, riolitul și riolitul alcalin, cu compoziții mineralogice și chimice ușor diferite. Diagrama SiO2—Na2O+K2O (fig. 10) oferă o dovadă în plus în favoarea acestei posibilități. Prin dispunerea lor, în această diagramă, rocile apar ca fiind descendente din două magme diferite. Seria calco-alcalină pare a fi derivată dintr-o magmă bazal- tică aluminoasă, pe cînd cea alcalină- dintr-o magmă bazalt-olivinic alca- Fig. 10. — Diagrama SiO>—Na2O-|-K2O. 1, andezite ; 2, dacite; 3, latiandezite, riolite și riolite alcaline ; 4, trahite alcaline. Diagramme SiO2—Na2O-;-K2O. 1, andesites ; 2, dacites ; 3, latiandesites, rhyolites et rhyolites alca- lines ; 4, trachytes alcalines. lină. Unele abateri de la cîmpurile conturate de Kuno (1967) ale căror limite au fost păstrate în diagramă, sînt date de rocile afectate de procese secundare. Admițînd că cele două serii de roci au fost generate de două topi- turi diferite, este de așteptat ca unii dintre termenii inițiali, respec- Institutul Geological României 92 EM. GtAJWDRABUIRA.■ 88 tiv andezite și latiandezite, care se prezintă ca roci mai puțin diferen- țiate și afectate de procese secundare, să ofere informații asupra com- poziției inițiale a celor două topituri. în cazul andezitelor atenția se oprește asupra acelora cu orto- și clinopiroxen, acestea fiind cele mai abundente și deci prezintă șansa cea mai mare de a reflecta compoziția topitorii inițiale. Se admite că atît indicele de solidificare (SI) cît și indicele de diferențiere (DI) arată stadiul de evoluție al unei magme. într-adevăr pornind de la valorile acestor indici depistăm în rîndul andezitelor cu orto- și clinopiroxen (tabelele 15 și 18) analizele care indică magme în stadii mai puțin avansate de evoluție, acestea fiind : 231 (SI — 28, Dl — 42), 417 (SI = 28, DI = 45) și 370 (SI = 26, DI = 43). Faptul că ele repre- zintă roci mai puțin diferențiate se confirmă prin aceea că poziția lor în structura vulcanică se situează în părțile mai de jos, deci .sînt pro- duse mai timpurii ale activității vulcanice. Tipurile de magmă cores- punzătoare acestor roci sînt gabbro-dioritice pînă la leucogabbroide și admitem că acestea exprimă compoziția inițială a topitorii care a gene- rat seria calco-alcalină. Aplicînd aceleași criterii și pentru latiandezite, apar ca mai puțin diferențiate acelea a căror compoziție este redată prin analizele : 478 (SI = 21, DI = 61), 409 (SI = 19, DI = 62), 189 (SI = 19, DI •= 68), 471 (SI = 18, DI = 59) și 442 (SI = 20, DI = 62) (tabelele 19 și 22) la care, conform valorilor parametrilor Niggli, corespund magme de la cuarț-dioritică la sienitică-sodică. Admiterea celor două magme diferite în generarea vulcanitelor din munții Trascău nu exclude următoarele posibilități : (a) magma alca- lină să provină din oea calco-alcalină prin fracționare și contaminare ulterioară cu material crustal bogat în K ; (b) cele două magme să pro- vină prin diferențierea unei magme bazaltice unice ; (c) acestea să pro- vină fiecare dintr-o magmă bazaltică diferită, soluție admisă de unii cercetători pentru mediul oceanic. Cercetările ulterioare vor putea aduce argumente în favoarea uneia dintre acestea posibilități. Pornind de la cele două tipuri de magme se poate reconstitui sensul lor de evoluție, care a condus la apariția celor două serii de roci. Relațiile dintre principalele faze minerale ale diferitelor roci cit și existența filoanelor andezitice și latiandezitice cu aceeași compoziție mineralogică ca a rocilor din curgerile de lave, dar cu un chimism ușor modificat, indică ca principal proces în evoluția magmelor, crista- lizarea fracționată. Acest proces este posibil să se fi desfășurat în camere magmatice amplasate la baza crustei oceanice cu o grosime redusă, unde existența unei faze fluide, în special apa, a jucat un rol determinant atît în apariția unor faze minerale cît și în succesiunea momentelor explozive și efuzive care au asigurat o fracționare gradată, exprimată în timp prin apariția unor diferențiate cu compoziție tot mai îndepăr- tată- de cea a topiturilor inițiale. ... Institutul Geological României 89 EIRU’PTTVUIL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 93 IV.3. Diferențierea magmelor Procesele implicate în evoluția celor două magme au dus la apa- riția unor diferențiate variabile în chimism și compoziție mineralogică. Magma gabbro-dioritică-leucogabbroidă a generat în diferite etape andezite, dacite și riolite, diferențiate ce alcătuiesc o asociație carac- teristică de roci. Procesul care a generat cei trei termeni a avut un caracter gradat, de trecere continuă între aceștia. Chiar în cadrul ace- luiași termen, andezitul spre exemplu, se constată în chimism treceri gradate spre roci cu. conținut tot mai ridicat în SiO2 și alcalii, în timp ce conținutul de MgO, Fe total și chiar CaO scad treptat. Tre- cerea de la andezit la dacit nu este tranșantă, între acestea existînd o continuitate în compoziția chimică. Aceste relații existente în chi- mism sînt reflectate, în alcătuirea mineralogică a rocilor, printr-o uni- formitate destul de pronunțată a fazelor minerale separate, care în gene- ral au o participare cantitativă relativ redusă. în ceea ce privește direcția de evoluție a topiturii cuarț-dioritică- sienitică-sodică, se poate afirma că a decurs paralel, dar nu identic cu prima, în sensul că diferențiatele pe măsura fracționării magmei erau tot mai acide și mai bogate în alcalii, reflectând compozițiile frac- țiunilor succesive de topituri din care au cristalizat. Cu unele abateri și în acest caz cristalizarea fracționată a avut un curs continuu, gene- rând ca diferențiate latiandezitul, trahitul alcalin și riolitul alcalin. în ambele cazuri termenii finali, riolitul și riolitul alcalin și chiar trahi- tul alcalin, prin unele caracteristici, se prezintă ca corespondente ale unor topituri reziduale bogate în alcalii și silice, din care s-au separat cantități reduse de fenocristale și acestea reprezentate în special prin plagioclaz. Particularitățile și sensurile evoluției celor două magme sînt pre- zentate în cele ce urmează, pe baza procedeelor obișnuite. Diagrama al-alk (fig. 11) oferă o primă imagine asupra cursului diferențierii celor două magme. în prima fază magma calco-alcalină a Fig. 11. — Diagrama al-alk. 1. andezite ; 2, latiandezite ; 3, da- cite ; 4, trahite alcaline; 5, riolite alcaline și riolite. Diagramme al-alk. 1, andesites : 2, latiandesites ; 3, dacites ; 4. trachytes alcalines ; 5, rhyolites alcalines et rhyolites. 50' -----a! —— • 1 o? X3 A 4 +5 k I6r7 Institutul Geological României 94 HM. GANDRABUiRA 90 generat andezite, roci sărace în alcalii, care tind treptat spre linia des- părțitoare de cîmpul cu conținut intermediar în alcalii. Dacitele sînt dispersate în cîmpurile cu conținut intermediar și bogat în alcalii. Diferențiatele riolitice prin poziția lor limită indică caractere de roci cu conținut bogat în alcalii cu tendință spre dome- niul peralcalic. Tendința este aceeași în cazul magmei alcaline, cu deo- sebirea că primele diferențiate au caracteristica rocilor cu conținut intermediar sau bogat în alcalii, în timp ce diferențiatele medii, trahi- tele alcaline, se situează pe poziții extreme în cîmpul peralcalic. Rioli- tele alcaline, ultimele diferențiate ale magmei alcaline, manifestă tendință spre roci cu conținut bogat în alcalii. Diagramme Q-L-M. Diagrama QLM (fig. 12) subliniază tendința de concentrare tot mai accentuată a alcaliilor în topiturile succesive, descendente din cele două magme. Puține dintre andezite și latiandezite manifestă un carac- ter subsaturat dispunîndu-se sub linia PF, treptat însă dispunerea lor depășește această linie cu tendință de apropiere spre latura QL. Se Institutul Geological României 91 ERUPTIVUIL MEZOZOOJC DIN MUNȚII TRASCAU 95 ajunge ca prin dispunerea termenilor finali în apropierea laturii QL să se indice predominanța alcaliilor și silicei în compoziția acestora, indicînd rolul important al mineralelor leucocrate. Diagrama reliefează o caracteristică comună riolitelor și riolitelor alcaline care constă într-o îmbogățire însemnată în silice, arătînd caracterul avansat al diferen- țierii. Un alt aspect care reiese din dispunerea strînsă a punctelor (cu excepția a trei andezite și a unui latiandezit), este acela că topiturile aflate în diferite etape ale diferențierii, nu au fost modificate în com- poziție, într-o măsură sesizabilă, prin contaminarea cu material din crustă. Diagrama al-fm (fig. 13) subliniază, odată în plus, sensul unic al diferențierii celor două magme, cît și caracteristicile diferențiate- lor succesive rezultate. Punctele se dispun strîns în jurul unei direcții diagonale, cu punct de plecare în apropierea cîmpului semifemic, tre- cînd peste cîmpul izofal și străbate apoi zona subfemic-salică. In această 70-i 60- femic semifemic peraifemic 50- Fig. 13. — Diagrama al-fm. Diagramme al-fm. W- fm 30- 20- subalfemic ■ subsaiic semise/ic subfemic o salic 10- 0 JO 20 30 W 50 60 70 -------ai------- interpretare multe dintre rocile celor două serii au tendință izofală însă se deosebesc astfel : andezitele și latiandezitele au caracter în gene- ral semifemic, parțial izofal, dacitele au caracter semisalic, iar trahitele alcaline au caracter subfemic. Riolitele manifestă tendință salică pe cînd riolitele alcaline au caracter pronunțat salic. Institutul Geological României \ igr7 96 EM. CrAJTORAiBUKA 92 Diagrama MgO—FeO+F^Os—N2O+K2O (fig. 14) evidențiază, prin forma curbei, că magma gabbro-dioritică-leucogabbroidă a urmat calea tipică a unei magme calco-alcaline supusă diferențierii. Andezitele se dispun dispersat în jurul capătului de plecare al curbei, oferind un Fig. 14. — Diagrama Mg—Fe2+ + F3+ — Alk. 1, seria calco-alcalină ; 2, seria alcalină. Diagramme Mg—Fe-+ + Fe®+ — Alk. 1, serie chalco-alcaline ; 2, serie alcaline. argument suplimentar că o parte din acestea exprimă într-o oarecare măsură compoziția magmei generatoare. Ușoara inflexiune a curbei, spre colțul FeO + Fe2O3, este determinată de andezitele din primele faze ale diferențierii, în care s-au realizat ușoare concentrări în minerale Fig. 15. — Diagrama Ca-K-Na. Diagramme Ca-K-Na. 93 ERUPTtVUIL iMEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 97 femice. Diferențiatele ulterioare imprimă curbei o direcție descen,- dentă spre colțul Na2O+K2O, indicînd concentrarea succesivă a alca- liilor spre topiturile finale. în cazul magmei alcaline curba se apropie mult de forma curbelor de acest gen, însă prezintă ca particularitate apropierea simțitoare de colțul Na2O-!-K2O, determinată de alcalinitatea ridicată a topiturilor finale. Diagrama Ca-K-Na (fig. 15) pune în lumină abateri însemnate a curbelor de la formele caracteristice. Deformarea curbelor este dată de andezitele și latiandezitele filoniene în care plagiodazul a fost sen- sibil afectat de procese secundare, ducînd la o apropiere însemnată a punctelor spre colțul Na-lui. Ca urmare cursul diferențierii celor două magme este denaturat. O imagine sintetică și foarte sugestivă, asupra evoluției celor două magme pe tot parcursul diferențierii, este oferită de diagramele Sl-oxizi și Dl-oxizi (fig. 16). Din variația fiecărui oxid în funcție de indicii de solidificare (SI) și diferențiere (DI) se reconstituie calea urmată de cele două magme de-a lungul procesului de diferențiere. O primă caracteristică, care se desprinde și din diagramele de mai sus, constă în aceea că ambele magme s-au diferențiat în sensul generării unor topituri și a unor diferențiate tot mai acide și mai alcaline. Unii oxizi, pe măsura înaintării procesului de diferențiere manifestă scăderi con- tinue, datorită legării lor în rețelele cristaline formate mai timpuriu. Ca efect acele elemente care sînt mai puțin admise sau nu dau rețele cristaline stabile, în fazele inițiale ale diferențierii, sînt treptat depla- sate și concentrate în lichidele succesive tot mai tîrzii. Se conturează astfel două grupări de elemente cu tendințe antagonice în acumulare. O primă grupare este dată de Si, Na și K, iar a doua Fe2+, Fe3+, Mg și Ca. Variația SiO2 atît în funcție de SI cît și de DI arată o tendință de concentrare progresivă pe parcursul diferențierii celor două magme, ajungîndu-se ca diferențiatele finale, indiferent de caracterul lor de serie, să arate îmbogățiri maxime în acest oxid. Diagrama DI-SiO2 evi- dențiază chiar o concentrare bruscă a SiO2 în diferențiatele ultime. Tendința manifestată de SiO2 este urmărită de variația K2O pentru ambele serii și a Na2O din seria alcalină. Corelarea dintre SiO2, K>O și în parte cu Na2O indică caracterul de topitură reziduală pentru mate- rialul care a generat riolitele, riolitele alcaline și chiar trahitele alcaline. Cu toate că suportă o scădere ușoară pe măsură ce diferen- țierea înaintează, el rămîne, totuși, cel de al patrulea oxid important al diferențiatelor finale. Oxizii de Fe arată în funcție de SI și DI acumulări preferențiale în diferențiatele timpurii, unde sînt legați de fapt ca Fe2+ în rețeaua augitului și hiperstenului, scăderea continuă de Fe2+ duce la dispa- riția acestora, în ultimele diferențiate ajungîndu-se la conținuturi neîn- semnate. MgO suportă o comportare asemănătoare cu FeO, fiind con- trolat în conținut de aceleași faze minerale. CaO se comportă diferit în cele două serii în funcție de SI. în seria calco-alcalină în intervalul SI = 22—15, unde se găsesc andezi- tele filoniene cît și cele din ultimele curgeri de lave andezitice CaO 7 — C. 738 51 Institutul Geologic al României 95 ERUPTIVUL MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 99 scade brusc, în parte datorită proceselor secundare modificatoare ale plagioclazului andezitelor filoniene cît și scăderii conținutului de An al ultimelor andezite. Începînd cu primele diferențiate dacitice (SI = 10) cursul CaO este constant descendent pînă în stadiul final al diferențierii. Comportarea Na2O și K2O în timpul diferențierii celor două magme este deosebită, fiind controlată în mod evident de compoziția fazei feldspatice. în seria calco-alcalină Na2O suportă în primele faze ale diferențierii un curs constant crescător determinînd o compoziție tot mai sodică a plagioclazului diferențiatelor succesive. Cu toate că pla- glioclazul diferențiatelor finale, are compoziția cea mai acidă corespun- zătoare oligoclazului, conținutul de Na2O scade brusc indicînd o parti- cipare redusă a plagioclazului. în schimb comportarea K2O în aceleași diferențiate arată acumulări importante, însă fără apariția unui feldspat potasic. în seria alcalină cei doi oxizi alcalini se comportă asemănător, crescînd progresiv pe parcursul diferențierii, astfel că diferențiatele finale ajung să concentreze cantități însemnate ale acestora. Deci prin comportarea lor oxizii majori ilustrează evoluția chi- mică a magmelor în diferite momente de evoluție, fiind în dependență reciprocă cu fazele minerale separate. în cazul magmei calco-alcaline, produsele inițiale reprezentate prin andezite (SI = 30, DI = 40) sînt generate prin precipitarea unui plagioclaz calde a augitului și hiperste- nului, ceea ce asigură o concentrare a Fe, Mg și Ca pe cînd Na, K și în măsură mai mică Si sînt reținuți în topitură. Pe măsură ce diferen- țierea avansează Ca este treptat fixat în plagioclazul și clinopiroxenul diferențiatelor anterioare, asigurîndu-se apariția unui plagioclaz mai sodic. Ca este urmărit în conținut de Fe și Mg care sînt fixați în clinopiroxen. Deplasarea spre un plagioclaz cu conținut crescător de component albitic asigură un conținut maxim de Na2O la SI aproximativ 7. în seria alcalină, în general tendința este aceeași, primele produse, latiandezitele (SI — 21, DI = 56) prin fazele minerale constituente — plagioclaz, clinopiroxen și hornblendă — acumulează cantitățile cele mai importante de Fe2+, Fe3+, Ca și Mg, pentru ca pe măsură ce can- titățile acestora scad să apară modificări în compoziția fazelor mine- rale (plagioclaz) sau dispariția lor (clinopiroxen, hornblendă). Se ajunge ca diferențiatele finale (SI =1, DI = 95) să concentreze Si, Al, Na și K, asociație de elemente tipică pentru topituri reziduale. Un argument, hotărîtor, care indică ultimele diferențiate : riolite, riolite alcaline și chiar trahite alcaline, ca fiind corespondente ale rezi- duurilor lichide finale rezultate din diferențierea celor două magme, este că suma mineralelor normative cuarț, ortoză și albit reprezintă cel puțin 85«/o din compoziția normată a rocii. La riolite și riolitele alca- line suma mineralelor normative amintite depășește 90%. Recalculînd aceste minerale normative la 100 și proiectîndu-le în diagrama NaAJSiOz,—KAlSiOz,—SiO2 (fig. 17) se obține o dispunere semnifica- tivă a punctelor. Cercetările experimentale au pus în evidență în supra- fața NaAlSiOz,—KAlSiOz,—SiO2 o zonă caracterizată printr-o depresiune 'jA Institutul Geologic al României 16 R/ 100 EM. G'ANDRABUIRA 96 de temperatură, spre care converg toate lichidele pe măsură ce crista- lizarea înaintează. Majoritatea riolitelor, riolitelor alcaline și trahitelor alcaline se proiectează în această depresiune de temperatură, îndreptă- țind pe deplin opinia exprimată mai sus. Mai mult, prin dispunerea punctelor în cîmpul feldspatului alcalin, sau în apropierea lui, se poate Fig. 17. — Diagrama NnAlSiO^-KAlSiO^SiOj. Diagramme NaAlSiOț- KAlSiO/,-SiO2. explica, acum, absența fenocristalelor de cuarț din aceste roci. Conținu- tul ridicat în alcalii din aceste fracțiuni reziduale au. favorizat precipi- tarea feldspatului și nu a cuarțului, acesta fiind instabil în topituri puternic alcaline. Este posibil ca, printr-o diferențiere și mai pronun- țată, prin legarea alcaliilor în faza feldspatică să se fi creat condiții de apariție a fenocristalelor de cuarț așa cum indică analizele 34 și 35 (preluate din literatură) prin dispunerea lor în apropierea cîmpului tridimitului. Imaginea cursului diferențierii celor două magme este comple- tată reconstituind apariția, dispariția și relațiile dintre principalele faze minerale. în andezite, primele diferențiate ale magmei calco-alcaline, faza cristalizată este determinată în principal de prezența fenocristalelor de plagioclaz urmate de cele de orto- și clinopiroxen. în mod evident în andezitele timpurii plagioclazul are un caracter bazic, avînd compozi- ția unui bytownit. Relațiile acestuia cu orto- și clinopiroxenul indică o precipitare simultană a celor trei faze, dovedită de incluziunile reci- proce sau de concreșterile lor, însă cu predominarea plagioelazului. în timpul diferențierii andezitelor compoziția și temperatura topiturilor au variat, astfel că precipitarea plagioelazului s-a desfășurat în condiții Institutul Geological României 97 ERUPmVbTL MEZOZOițC DEN MUNȚII TRASCAU 101 variate. Au existat momente cînd puținii centri de cristalizare au găsit în topitură condiții optime de dezvoltare largă și poate chiar rapidă, sugerată de captarea unor picături de magmă de-a lungul zonelor. De asemenea între topitură și faza cristalizată au intervenit momente de dezechilibru mai mult sau mai puțin pronunțat. în cazuri rare deze- chilibrul a fost atît de pronunțat încît s-a realizat o resorbire parțială sau rotunjirea fenocristalelor plagioclazice. în cele mai dese cazuri însă, dezechilibrul a fost mai puțin pronunțat, astfel că s-au creat condiții de foi-mare a unor fenocristale plagioclazice zonate, zonele interne ară- tînd conținuturi ușor mai ridicate în An decît cele externe. Destul de rar s-au realizat zonări oscilatorii, datorate probabil variațiilor în pre- siunea fazei de vapori. Prin diferențierea magmei pînă la nivelul ande- zitelor finale sînt create condiții de precipitare pentru un plagioclaz intermediar de compoziția andezinului. Simultan cu precipitarea feno- cristalelor de plagioclaz precipitau si cele de orto- și clinopiroxen. între ultimul și topitură din care cristaliza au intervenit situații de dezechi- libru contracarate de o tendință de acomodare, exprimată prin zonarea cristalelor. Relații de dezechilibru au intervenit și între fenocristalele de orto- și clinopiroxen, aflate în topitură de temperatură ridicată, ceea ce a dus la reacții între aceste două minerale. Cele două minerale au precipitat mult timp împreună, dar în ultimele diferențiate andezi- tice faza melanocrată este reprezentată doar prin clinopiroxen. Rămîne un semn de întrebare în cazul andezitelor, legat de existența unor inclu- ziuni magnetitice în fenocristalele de plagioclaz, orto- sau clinopiroxen, fapt situat în dezacord cu datele experimentale obținute de Eggler și Burnham (1973). în schimb absența amfibolului din andezite este în acord cu rezultatele cercetătorilor citați mai sus. Trecerea de la andezite la diferențiatele medii, dacitele, este mar- cată în compoziția plagioclazului prin continuitate, fapt ce subliniază rolul cristalizării fracționate. în dacite plagioclazul este ușor acid, de compoziția andezinului acid. El este însoțit scurt timp de clinopiroxen care cedează apoi locul homblendei, prezentă în seria calco-alcalină doar numai în aceste roci. Schimbarea în compoziție a feldspatului pla- gioclaz la trecerea spre diferențiatele finale se face de asemenea gradat. în seria alcalină diferențierea magmei debutează prin cristaliza- rea fracționată a labradorului (6D/o An), clinopiroxenului și scurt timp a hiperstenului. După dispariția ultimului apare hornblendă ca fază minerală melanocrată principală pentru latiandezite. Pe măsură ce dife- rențierea avansează, prin cristalizare fracționată se separă un plagio- claz tot mai acid cu incluziuni de sticlă, care se găsesc în relații de dezechilibru cu topitură cu conținut ridicat în alcalii, în special Na-jO. fapt dovedit de compoziția normată a rocilor. Determinările optice pen- tru conținutul de An indică între plagioclazul latiandezitelor și -cel al trahitelor alcaline un interval de discontinuitate între limitele 54—16% An. Este posibil ca acesta să fie datorat în mai mică măsură albitizării secundare a plagioclazului trahitelor alcaline, dar să fie deter- minat de concentrarea excesivă a NajO în topiturile trahitice, care au dus direct la precipitarea unui plagioclaz mai sodic. în acest sens se Institutul Geologic al României 102 EM. CSANDRABUIRA 98 poate apela la discordanța dintre valorile conținutului de An determi- nat optic și cel care reiese din compoziția normată. în rocile în care plagioclazul determinat optic corespunde la 54o/o An, compoziția nor- mată arată doar 3O»/o An. între topituri și fenocristale s-au manifestat relații de instabilitate. De aceea clinopiroxenul este uneori zonat, iar hornblenda, destul de rar, apare resorbită sau cu conture rotunjite. în trahitele alcaline alături de plagioclaz și homblendă continuă să precipite scurt timp clinopiroxenul. Diminuarea și dispariția clino- piroxenului se pare că este urmată de apariția imediată a samdinei, fază minerală importantă pînă la sfîrșitul diferențierii. Prin trecerea de la trahite la riolite alcaline numărul fazelor cristaline se micșorează prin dispariția hornblendei, astfel că plagioclazul și sanidina rămîn sin- gurele faze importante pînă la sfîrșitul diferențierii. Plagioclazul mani- festă o trecere gradată în compoziție spre riolite alcaline, ajungînd în acestea la compoziția extremă albitică. Schematic succesiunea cristali- zării fracționate este redată în schema de mai jos. Din variațiile în chimism și în fazele minerale precipitate se des- prinde aspectul esențial al diferențierii celor două magme. Diferen- țierea a fost controlată în mod principal de cristalizarea fracționată a fazei feldspatice. Prin cristalizarea acesteia lichidele succesive se îmbo- gățeau progresiv în alcalii, astfel că lichidele reziduale din stadiile finale conțineau cantități însemnate din aceste elemente. Lichidele reziduale ale magmei calco-alcaline conțineau cantități importante de K2O pe cînd cele ale seriei alcaline conțineau Na2O (trahite alcaline) și în final Na2O și K2O (riolitele alcaline). îmbogățirea progresivă a lichidelor suc- cesive în alcalii a avut efect asupra temperaturii de cristalizare, depla- sînd-o spre valori tot mai mici, ceea ce a favorizat o diferențiere extremă pînă la topituri alcaline cu temperaturi relativ joase (990—1 075°C). Andezit Dacit Riolit An70 Anw An37 An_>7 An25 An18 Plagioclaz --------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------— Cuarț - " EnM En75 Envs Ortopiroxen —z--------------------, I___________+________ Clinopiroxen j ___________________________________ •+■ Amfibol --------------------------- --------------------------------------- Biotit ________________________________________________________1___ 5 Latiandezit Trahit ale. Riolit ale. Ancl Any, AnI6 An® An5 Plagioclaz ---------------------------------- Sanidin -------------------------------------------------------------------- Ortopiroxen -------------------, 4* Clinopi roxen -----------------------------, 4- Amfibol ------------------------------------------------------------------------ Cuarț ___________________________________________________? ~ 99 'ERUprrvux, mezozoso din munții trascAu 103 V. CONSIDERAȚII STRUCTURALE Regimul submarin în care a evoluat vulcanismul din regiunea Săndulești-Poiana Aiudului și-a imprimat condițiile specifice în tră- săturile edificiului vulcanic rezultat. Așa cum apare astăzi, edificiul vulcanic prezintă o structură de ansamblu relativ simplă. Diferitele produse, generate de cel puțin două magme supuse unor procese de diferențiere avansate, formează o structură dispusă pe un aliniament orientat de la nord la sud, paralel cu formațiunile „cristalinului de Trascău". Expulzarea diferențiatelor succesive generate de cele două magme s-a realizat prin centri eruptivi submerși, dispuși pe un alinia- ment cu direcție de la nord la sud. Acest tip de activitate a dus la apariția unui edificiu vulcanic linear, în care produsele, chiar și ace- lea aparținînd corpurilor filoniene, se dispun pe direcția generală a structurii, care are un aspect de monodin, imprimat de alternanțele dintre curgerile de lave și materialul pirodastic. Este greu de admis că activitatea eruptivă, fie ea și submarină, poate determina o dispunere a produselor sale într-o singură parte a centrilor de erupție și nu concentric. O asemenea structură nu este anormală, ci doar incompletă ; anumite cauze au dus la mascarea unei părți din aceasta. Cel puțin o jumătate (cea estică) din edificiul vul- canic Săndulești-Poiana Aiudului este ascunsă observațiilor. Anumite cauze au făcut posibilă scufundarea și mascarea ulterioară a acesteia de către depozitele sedimentare ale bazinului Transilvaniei. O caracteristică evidentă, reliefată de dispunerea în spațiu a vul- canitelor, este migrarea în timp a vulcanismului, pe aliniamente succe- sive, de la est la vest. Migrarea centrilor vulcanici în timp s-a făcut pe o direcție perpendiculară la axul lung al edificiului. Cu excepția riolitelor situate la nord de Valea Albă (vîrful Torșa) și a trahitelor alcaline, centrii prin care au fost emise ultimele diferențiate, cele rio- litice, au suferit o deplasare pe un aliniament situat în vestul acelora prin care au fost emise produsele andezitice și latiandezitice. Dispu- nerea produselor pdroclastice riolitice s-a făcut pe aceeași direcție, ast- fel că migrarea vulcanismului acid s-a înscris în stilul structurii ante- rioare andezitice. Din acest motiv produsele sînt eșalonate în ordinea venirii lor, de la vechi la noi, pe direcția E-W. In partea estică pre- domină produsele andezitice de sub care apar spilitele, bazaltele și microgabbroul. Partea mediană a structurii este dată în special de ande- zite și latiandezite, riolitele și produsele piroclastice acide concentrîndu-se în partea vestică. Zona eruptivă care bordează creasta principală a Trascăului în partea sa estică (Rimetea-valea Țelna) ar putea fi atribuită aceluiași proces de migrare a vulcanismului, reprezentînd o reluare a activității vulcanice, pe un aliniament deplasat spre SW, deplasare ce se mani- festă și în factorul timp, astfel încît vulcanitele de aici sînt superioare în scară stratigrafică față de acelea din zona Săndulești-Poiana Aiu- dului. în zona Rimetea-valea Țelna vulcanismul este reluat de la pro- 3X Institutul Geologic al României iGRy 104 EM. GANDRABUtRA 100 duse andezitice și latiandezitice, ajungindu-se pînă la produse rioli- tice, bine reprezentate (Gandrabura, 1974). Sub acest aspect vul- canismul mezozoic de pe teritoriul munților Trascău poate fi privit ca un vulcanism recurent, caracter semnalat și de Savu (1962) în regiunea Țroaș-Pîmești. Desigur că în legătură cu procesul de migrare a vulcanismului se ridică spre soluționare probleme legate atît de cauzele care au deter- minat fracturarea scoarței pe aliniamente succesive, spre vest, cît și de originea topiturilor care au permis reluarea vulcanismului, din cea de a doua zonă, de la produse andezitice. în ceea ce privește evoluția acestor topituri, care după puținele date petrochimice . disponibile par să fi avut inițial o compoziție mai alcalină decît acelea din zona Săn- dulești-Poiana Aiudului, se poate aprecia, că au fost supuse unor pro- cese de diferențiere mai avansate, generînd ca produse ultime riolite cu conținut extrem în SiO2- Caracteristicile de mediu în care a funcționat vulcanismul mezo- zoic și asociația de roci bazice semnalată, recomandă structura gene- rată ca reprezentînd un fragment de crustă oceanică. Raitt (1963) (citat după Blacke și Landis, 1973) a arătat pe baza studiilor geo- fizice, că o crustă oceanică actuală este dată de : stratul 1 (0—1 km) format din sedimente, stratul 2 (1,6—2 km) dat de pillow-lave bazal- tice și diabaze și. stratul 3 (4,8 .km) alcătuit din gabbrouri, amfibolite cît și harzburgite și dunite aparținînd mantalei superioare, schemă ce concordă foarte bine cu cea sugerată de Dietz (1963) pentru crusta oceanică. Schema. acestui cercetător se poate rezuma astfel : (a) stratul gabbro-serpentinitic, (b) stratul de bazalte si sedimente consolidate și (c) stratul superior de sedimente neconsolidate. A u b o u i n (1965) arată că suita ofiolitică caracteristică zonelor geosinclinale este alcătuită ast- fel : (a) bazalte, spilite și pillow-lave, (b) dolerite și (c) peridotite, piroxenite, gabbrouri, etc. Sugestia emisă de Dietz (1963) a fost con- firmată de mulți cercetători care au descris în diferite centuri oro- gene asociația de roci menționată (Bailey et al., 1970; Blacke și Landis, 1973). Rocile bazice prezente în partea estică a munților Trascău repre- zintă o parte din suita ofiolitică a lui Aubouin (1965) și anume tre- cerea de la diviziunea „a“ la „b“, ultima fiind reprezentată numai prin termenul eruptiv. După Herz et al. (1973) și Savu și Udrescu (1973) suita ofio- litică din munții Drocea își are originea într-un tholeit oceanic și în mantaua superioară. Herz și Savu (1974) referindu-se la munții Mureșului au arătat că magma generatoare a complexului ofiolitic a avut un caracter tholeitic, originea ei fiind legată de crusta ocea- nică și de manta. în conformitate cu concepția lui Dietz (1963) suita ofiolitică și rocile mai acide asociate acesteia pe teritoriul munților Trascău, repre- zintă partea superioară a unei cruste oceanice, mai precis stratul „a" și trecerea la „b“. ' ’ Institutul Geological României 101 ■ERUPTIV UIL, MEZOZOIfC DIN MUNȚII TRASCAU 105 Identitatea sub raport petrografic și' .petrochimic a vulcanitelor din zona Văii Mînăstirii cu cele - din zona Săndulești-Poiana Aiudului (Gandrabura, 1974), ridică unele probleme legate de vîrsta vulca- nismului, din ultima zonă, și' poate chiar unele probleme de ordin tec- tonic. Asociații de roci similare au fost descrise și raportate de cerce- tătorii munților Mureșului vulcanismului neokimmeric (Savu, 1962; lanovici et al., 1969), adică etapei a Il-a de evoluție a magmatis- mului inițial. Sub aspect calitativ vulcanitele zonei Săndulești-Poiana Aiudului corespund etapei a Il-a de evoluție a magmatismului, însă prin poziția lor în raport cu calcarele de pe aliniamentul Cheile Turzii- Piatra Secuiului ele apar ca fiind mai vechi. în ultima vreme asupra vîrstei vulcanismului din munții Trascău s-au conturat următoarele puncte de vedere : 1) Primul aparține lui Lupu (1972), care consideră că vulcani- tele autohtonului de Trascău aparțin la trei zone deosebite, în care se află în următoarele raporturi cu sedimentarul mezozoic : (a) în zona Cheile Turzii-sud Valea Mînăstirii vulcanitele sînt sub- stratul normal al calcarelor de Stramberg. Această idee este susținută și de N ic o 1 ae (1974). (b) în zona centrală Colțești-valea Inzelului vulcanitele sînt sub- stratul normal al stratelor cu Aptychus ; (c) în zona vestică vulcanitele suportă calcarele kimmeridgian- tithonic-inferioare. Reamintim că IIie (1936) susținea o vîrstă triasică pentru vul- canitele primei zone. în această interpretare vulcanitele noastre pot fi corelate, după timpul de punere în loc, doar cu etapa a l-a de evoluție a magmatis- mului inițial, fapt ce contravine calității produselor rezultate .în această situație s-ar impune a fi admisă soluția dată de Lupu et al. (1967) care susțin că : „...aici (munții Trascău) trăsăturile petrochimice ale celei de a doua etape a magmatismului alpin au apărut mai timpuriu". Trebuie admis deci în același timp neechivalența în timp a vulcanitelor din zona Văii Mînăstirii cu cele din zona Săndulești-Poiana Aiudului, în ciuda asemănărilor izbitoare dintre ele. 2) Un al doilea punct de vedere a fost exprimat de B o r d e a et al. (1968) și se referă doar la vulcanitele din zona Văii Mînăstirii, care au fost încadrate într-o formațiune mixtă vulcanogen-sedimentară (kimmeridgian-hauterivian), asociate stratelor cu Aptychus. Peste aces- tea sînt șariate calcarele kimmeridgian-tithonice din culmea principală a Trascăului. Plecînd de aici și admițînd pe baza identităților semna- late că vulcanitele din zona Văii Mînăstirii sînt sincrone cu cele din zona Săndulești-Poiana Aiudului, trebuie admis că și în această ultimă zonă calcarele de pe aliniamentul Cheile Turzii-Piatra Secuiului sînt șariate peste vulcanite. 3) în aceeași ipoteză a lui Bor de a et al. (1968), în cazul în care, totuși, calcarele de pe aliniamentul Cheile Turzii-Piatra Secuiului se C M Institutul Geologic al României \jGR/ 106 EM. GAiNORiAIBUKA. 102 găsec în raport normal față de vulcanite, atunci vîrstă lor ar trebui să fie mai nouă, posibil chiar Valanginian-Hauterivian. Calcare de această vîrstă au fost identificate de Bor dea et al. (1968) în masivul calcaros Cetea-Pleașa (zona Galda-Rîmeți), unde acestea nu apar aso- ciate cu vulcanite. în favoarea acestei posibilități stă faptul că pînă în prezent stiva de calcare de la Cheile Turzii-Piatra Secuiului nu este riguros datată pe baze paleontologice. Kober (citat după II ie, 1930) raporta calcanele din Cheile Turzii Triasicului, iar Ilie (1930) susține o vîrstă tithonică pentru klippa de la Piatra Secuiului pe baza colo- niilor de corali, a nerineelor și Diceras identificați pe valea Ghișteagu- lui. Același cercetător citează la Datele : Nerinea, Diceras și Rhyncho- nela, iar la Piatra Lungă un fragment de belemnit și Diceras. Rezolvarea acestor probleme depășește cadrul regiunii noastre, așa că nu va putea fi efectuată decît în viitor. CONCLUZII Magmatismul mezozoic care a funcționat în regiunea Săndulești- Poiana Aiudului a avut, dacă exceptăm microgabbrourile, caracter exclu- siv vulcanic. Activitatea vulcanică s-a desfășurat în condiții submarine. Vulcanitele generate sînt reprezentate prin produse piroclastice și curgeri de lave corespunzînd chimic și petrologie unor petrotipuri foarte diferite. Cu excepția rocilor bazice, care au răspîndire redusă, celelalte vul- canite sînt raportate la două serii distincte : (a) una calco-alcalină repre- zentată prin termenii andezit-dacit-riolit și (b) o a doua alcalină repre- zentată prin latiandezit-trahit alcalin-riolit alcalin. Produsele piroclastice și curgerile de lave de compoziție andezi- tică și latiandezitică formează un complex, cu răspîndirea oea mai însem- nată dintre toate vulcanitele. Rocile complexului andezitic-latiandezitic au fost afectate de transformări hidrotermale care pot fi echivalate cu cele care se produc în faciesul șisturilor verzi sau în cel zeolitic. Termenii finali ai celor două serii : riolitul, riolitul alcalin și chiar trahitul alcalin indică o descendență din lichide magmatice reziduale bogate în alcalii. Procesul principal formator al celor două serii de roci a fost cristalizarea fracționată, care a asigurat îmbogățirea treptată a lichide- lor magmatice succesive în alcalii, ceea ce a dus la deplasarea spre valori scăzute a temperaturii de cristalizare, asigurîndu-se o diferen- țiere avansată. Ocurențele de zeoliți și rocile caolinizate nu prezintă interes economic. Primit la redacție : 15 noiembrie 197 S. Institutul Geological României 103 EK.UPTTVUIL, MEZOZOIC DIN MUNȚII TRASCAU 107 BIBLIOGRAFIE A u b o u i n J. (1959) Contribution a l’etude geologique de la Grece Septentrionale. Les Confins de l’Epire et de la Tessalie. An. Geol. Pays Hell., X, Athenes. — (1965) Geosynclines. Developement in Geotectonics, 1. Elsev. Publ. Comp., Amsterdam. B a i 1 e y E. H., B 1 a k e M. C. J r., J o n e s D. L. (1970) On-Land Mesozoic oceanic crust in California Coast Range. U.S. Geol. Surv, Profess. Paper, 700-C, Washington. Bedelean 1. (1971) Contribuții la studiul zeoliților: stilbitul și laumontitul de pe valea Arieșului (Munții Apuseni). Studia Univ. Babeș-Bolyai, seria Geol.- Miner.. 2, Cluj. — (1971) Zeoliții din Munții Apuseni și fenomenul de zeolitizare (rezumat, teză de doctorat), Cluj. — Ciocu S., Noveanu I. (1973) Contribuții la studiul chimico-mineralogic al mineralizației de fier de la Toc-Săvărșin (Munții Metaliferi). Studia Univ. Babeș-Bolyai, seria Geol.-Miner., 2, Cluj. Bird V. M., Dewey J. F. (1960) Lithosphere Plate-Continental Margin Tectonics and Evolution of the Appalachian Orogen. Geol. Soc. Amer. Bull., 81, 4, New York. B 1 a k e M. C. J r., L a n d i s C. A. (1973) The Dun Mountain Ultramafic Belt- Permian Oceanic Crust and Upper Mantie in New Zealand. J. Research U.S. Geol. Surv., 1, 5. Bleahu M. (1968) Șanțul eugeosinclinal al Metaliferilor și poziția sa în raport cu Carpații și Dinaridele. D.S. Com Geol., LIII, 3, București. — DimitrescuR. (1957) Stratigrafia și tectonica Munților Apuseni (cu privire specială asupra cristalinului și Mezozoicului). Anal. Rom.-Sov., 2, București. — Dimian M. (1967) Studii stratigrafice și tectonice în regiunea Feneș-Ighiel- Intergalde (Munții Metaliferi). D.S. Com. Geol., LIII, 1, București. Bor coș M., Mantea Gh., Gheorghiță I. (1965) Relații stratigrafice și tectonice între formațiunile sedimentare mezozoice și complexul rocilor erup- tive bazice mezozoice cu privire specială asupra Munților Metaliferi. Soc. Șt. Nat. Geogr. R.P.R. Com. Geol., III, București. B o r d e a S. (1965) Asupra prezenței Albianului în Munții Metaliferi. D.S. Com. Geol., LI, 1, București. — Bordea Josefina, Puricei R. (1965) Studiul geologic al regiunii dintre valea Iezerului și valea Galdei (Munții Metaliferi). D.S. Com. Geol., LI, 1, București. — Dimitrescu R. (1966) Asupra prezenței unor filoane banatitice (andezite amfibolice) în zona dintre valea Iezer și valea Gălzii. D.S. Com. Geol., LIV, 1, București. — Bordea Josefina, Puricei R. (1968) Date noi asupra prezenței Oxfor- dianului în Munții Metaliferi. D.S. Com. Geol., LIV, 1, București. — Bordea Josefina, Georgescu V., Mantea Gh., Puricei R. (1968) Asupra prezenței unei faune hauteriviene în zona Galda-Rîmeți (Munții Trascău). D.S. Com. Geol., LIV, 1, București. 108 EM. GANDBABUIBA. 104 B r i n km a n n R. (1972) Mesozoic Troghs and Crustal Structure in Anatolia. Geol. Soc. A vier. Bull., 83, 3, New York. B r u n n J. H. (1956) Contribution a l'etude geologique du Pinde Septentrionale et d’une pârtie de la Macedonie Occidentale. An. Geol. Pays Hell., II, Athenes. Burri C., Parker R. L., Wenk E. (1967) Die optische Orienterung der Pla- gioklase. Birkhăuser Verlag, Basel. Carter J. L. (1970) Mineralogy and Chemistry of the Earth’s Upper Mantie Based on the Parțial Fusion-Partial Crystallization Model. Geol. Soc. Amer. Bull., 81, 7, New York. Cioflica G. (1960) Contribuții la cunoașterea fenomenelor de contact de la Măgureaua Vaței (Munții Drocea). Stud. cerc, geol., V, 3. București. — (1961) Asupra vulcanismului cretacic din partea de vest a Munților Metali- feri. Bul. Univ. Buc., ser. Șt. Nat. Geol.-Geogr., X, 27, București. — (1962) Studiul petrografic al formațiunilor eruptive din regiunea Căzănești- Ciungani (Munții Drocea). An. Com. Geol., XXXII, București. — (1.964) Contribuții la studiul petrografic al masivului eruptiv banatitic de la Cerbia (Munții Drocea). Anal. Univ. Buc., 30, București. — (1968) Metallogenese associâe aux magmatites alpines des Carpates Rou- manies. Rev. Roum. Geot.. Geophys. Geogr., serie de Geol., 12, 1, București. — Savu H. (1960) Noi contribuții la cunoașterea posibilităților de formare ale titanomagnetitelor din Munții Drocea. Stud. cerc, geol., V, 4, București. — Savu H. (1962) Stratificația ritmică din dykul de gabbro de la Almaș-Săliște (Munții Drocea). Stud. cerc, geol., VIII, 1, București. — Vasiliu Cecilia, Udrescu Constanța (1969) La petrogenese des Bruznic-Lipova. Rev. Roum. Geol. Geo-ptiys. Geogr., serie Geol., 13, 2, Bucu- rești. C o n d i e K. C. (1973) Archean Magmatism and Crustal Thickening. Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 9, New York. Dietz R. S. (1963) Alpine Serpentines as oceanic rind fragments. Geol. Soc. Amer. Bull., 74, 7, New York. E g g 1 e r D. H., B u r n h a m C. W. (1973) Crystallization and Fractionation Trends in the System Andesite-HjO-CC^-O» at Pressures to 10 kb. Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 8. New York. E n g e l A. E. J., E n g e 1 G. Celeste, H a v e n s R. G. (1965) Chemical Charac- teristics of oceanic Basalts and the Upper Mantie. Geol. Soc. Amer. Bull., 76, 7, New York. — Itson P. Sonja, Engel G. Celeste, Stickney D. M. (1974) Crustal Evolution and Global Tectonics : A Petrogenic View. Geol. Soc. Amer. Bull., 85, 6, New York, Gandrabura Em, (1973) Considerații petrochimice asupra unor ofiolite mezo- zoice din Munții Trascău. Anal. Șt. Univ. „Al. I. Cuza“, Secț. II, Geol., XIX, Iași. — (1974) Chimismul vulcanitelor din zona văii Mînăstirii (Munții Trascău). Anal. Șt. Univ. „Al. I. Cuza“, Secț. II, Geol., XX, Iași. Ghițulescu T. P., S o c o 1 e s c u M. (1941) Etude geologique et miniere des Monts Metalliferes. An. Inst. Geol. Roum., XXI, București. Institutul Geologic al României 105 ERUPTIVUL MEZOZOHC DIN MUNȚII TRASCAU 109 Gilluly J. (1971) Plate Tectonics and Magmatic Evolution. Geol. Soc. Amer. Bull., 82, 9, New York. Giușcă D., C io f 1 i c a G. (1956) Pînza intrusivă de la Căzănești-Ciungani. Anal. Univ. Buc., ser. Șt. Nat., 12, București. — Cioflica G. (1957) Structura pînzei intrusive de la Căzănești-Ciungani. Anal. Univ. Buc., ser. Șt. Nat., 13, București. — Cioflica G., Savu H. (1963) Vulcanismul mezozoic din Masivul Droeea (Munții Apuseni). Asoc. Geol. Carp.-Balc., Congr. V, 1961, 2, București. — Savu H., Borcoș M. (1967) Asupra stratigrafie! șisturilor cristaline din Munții Apuseni. Stud. cerc, geol., 12, București. Heier K. S. (1970) Potassium-Abundance in Rock-forming Minerals. In Hand- book of Geochemistry II-2, Ed. K. H. Wedepohl, Springer-Verlag, Berlin. Herz N., Jones L. M., Savu H., Walker R. L. (1973) Sr^/Sr®6 analysis of ophiolitie and related rocks, Droeea Mountains, Romania, Intern. Symp. Voie, and Assoc. Metallog., Abstracte, București. — S a v u H. (1974) Plate Tectonics History of Romania. Geol. Soc. Amer. Bull., 85, 9, New York. Hess H. H. (1967) Basalts. The Poldervaart Treatise on Rocks of Basaltic Com- position, v. I, II, Interscience Publishers, New York. lanovici V., Giușcă D., Ghițulescu T. P., Borcoș M., Lupu M., Bleahu M., Savu H. (1969) Evoluția geologică a Munților Metaliferi. Ed. Acad. R.S.R., București. 11 i e M. D. (1931) Ridicări geologice în Munții Trascăului și bazinul Arieșului. D.S. Inst. Geol. Rom., XVIII, București. — (1933) Lever geoiogiques dans la region de Ponor-Rîmeți-Geoagiu de Sus. C.R. Inst. Geol. Roum., XIX, București. — (1933) Les schistes cristallins sur le flanc E de Monts de Trascău. C.R. Inst. Geol. Roum., XIX, București. — (1934) Die Aptychus Schichten in den Munții Apuseni. Bul. Soc. Rom. Geol., II, București. — (1934) Algemeiner Uberblick Uber die Geologie des Siebenburgischen Erzge- birges und der Berge von Trascău. Bul. Soc. Rom. Geol., II, București. — (1935) Restes des mammiferes dans Ie region SW de Turda. C.R. Inst. Geol. Roum., XX, București. — (1935) Le Tortonien de l’E et de 1’0 des Monts Apuseni. C.R. Inst. Geol. Roum., XX, București. — (1935) Observations microscopiques sur le mezozoique des Monts de Trascău et on Bassin de l’Arieș. C.R. Inst. Geol. Roum., XX, București. — (1936) Recherches geoiogiques dans les Monts du Trascău et dans le bassin de l’Arieș. An. Inst. Geol. Roum., XVII, București. — (1937) Les nouvelles hypoteses relatives a la tectonique des Monts Metalli- feres de la Roumanie. Bul. Soc. Rom. Geol., III, București. — (1937) The Cenomanian transgression in the Metalliferous Mountains of Roumanie. Bul. Soc. Rom. Geol., III, București. — (1937) Les calcaires tithoniques et aptiens des Monts Metalliferes de Transyl- vanie. C.R. Inst. Geol. Roum., XXI, București. Institutul Geological României 110 EM. G.WDRABUWA 106 — (1937) Excursiuni geologice în Munții Metaliferi ai României. Bul. Soc. Nat. Rom., 11, București. — (1937) Role tectonique des klippes dans les Monts Metalliferes de Roumanie. C.R. Acad. Sci. Roum., I, București. — (1938) L’âge des roches effusives dans les regions auriferes des Monts Apu- seni. C.R. Acad. Sci. Roum., II, 2, București. — (1938) Sur le roches ophiolitiques des Monts Apuseni. C.R. Acad. Sci. Roum.. II, 4, București. — (1938) Problemes tectoniques dans les Monts Apuseni (Roumanie). C.R. Acad. Sci. Roum., II, 2, București. — (1938) Les Mesozoique du bassin superieur de la Valea Ampoiului (Monts Metalliferes) de Roumanie. C.R. Inst. Geol. Roum., XXII, București. — (1938) Les breches a elements eruptifs des Monts Metalliferes. C.R. Acad. Sci. Roum., II, București. — (1939) Contributions a la connaissance du Neocomien dans les Monts Apu- seni. C.R. Acad. Sci. Roum., III, 5, București. — (1943) Sur Ies depots albiens du bassin de Valea Ampoiului. Rev. șt. „V. Ada- machi", Iași, XXIX, București. — (1943) Transgresiuni și regresiuni marine în Munții Apuseni. Bul. Soc. Nat. Rom., 16, București. — (1945) Depozitele albiene din bazinul inferior al Ampoiului (Jud. Alba). Rev. șt. „V. Adamachi", Iași, XXXI, 1—2, București. — (1950) Monts Metalliferes de Roumanie. An. Com. Geol., XXIII, București. — (1951) Noi observații geologice în Munții Apuseni. D.S. Com. Geol., XXX, București. — (1952) Sedimentația și subsidența în bazinul Transilvaniei. D.S. Com. Geol., XXXVI, București. — (1952) Structura geologică a regiunii Cojocna-Turda-Ocna Mureșului. An. Com. Geol., XXIV, București. — (1958) Bassin de Transylvanie. Recherches geologiques dans la region Cluj- Cojocna-Turda-Ocna Mureșului-Aiud. An. Com. Geol., XXIV—XXV (râsume), București. — (1958) Podișul Transilvaniei. Ed. St. București. — (1962) Contribuții la cunoașterea tectonicii Munților Apuseni. D.S. Com. Geol., XLVIII, București. — (1963) Munții Apuseni și masele mediane dinarido-carpatice. Asoc. Geol. Carp.-Balc. Congr. V, București. — (1964) Asupra cutelor sigmoide din Carpații României. D.S. Com. Geol., XL, 1, București. Losert J. (1974) The Formation of Stratiform Coppei- Deposits in Relation of Alteration of Volcanic Series (on North-Chilean Examples). Acad. Nakl. Ceskosl., Praha. Lowder G. G. (1973) Late Cenozoic Transitional Alkali Olivine Tholeiitic Ba- salts and Andesite from the Margin of the Great Basin, Southwest Utah. Geol. Soc. Amer. Bull., 84, 8, New York. 107 tERUJpTOVWL MEZOZOÎC DIN MUNTil TRASCAU 111 Lupei N. (1963) Sinteză geologică și de geologie minieră a Munților Metaliferi. Asoc. Geol, Carp.-Balc. Cong. V, București. Lupu M. (1964) Asupra vîrstei stratelor cu Aptychus din masivul Trascău. D.S. Com. Geol., L, 2, București. — (1966) Asupra unor fracturi de vîrstă subhercinică în partea de vest a Masivului Trascău. D.S. Com. Geol.. LII, 1, București. — (1972) Stratigrafia și structura formațiunilor mezozoice din Munții Trascău (rezumat, teză de doctorat), București. — Borcoș M., Dimitrescu R. (1967) Notă explicativă la harta geologică a R.S.R. (1 :200.000). Foaia Turda. Inst. Geol., București. — Lupu Denisa (1964) Asupra dislocațiilor rupturale din partea de NV a fosei Metaliferilor. D.S. Com. Geol., L, 1, București. Macovei G h., Atanasiu I. (1934) L’evolution geologique de la Roumanie- Cretace. An. Inst. Geol., XVI, București. Miheev V. I. (1957) Rentgenometriceskii opredeliteli mineralov. Gosgeoltehnizdat, Moskva. Miyashiro A., Shido F., Weing M. (1971) Metamorphism in the Mid- Atlantic Ridge near 24° and 30° N, Phil. Trans. R. Soc. Lond., ser. A, London. Mur a to v M. V. (1971) Stroienie i razvitie evgeosinclinalinîh progibov i ih magmatizm. Izv. Akad. N.S.S.S.R., ser. Geol., 5, Moskva. N i c o 1 a e 1. (1973) Notă asupra vîrstei rocilor eruptive din zona Cheile Turzii. D.S. Inst. Geol., LIX, 4, București. N i g g 1 i P. (1923) Gesteins und Mineralprovinzen Borntrăger, Berlin. Page B. M. (1972) Oceanic Crust and Mantie. Fragment in Subduction Complex near San Luis Obispo, California. Geol. Soc. Amer. Bull., 83, 4, New York. P a p i u C. V. (1950) Contribuții la cunoașterea originii jaspurilor și zăcămintelor de mangan asociate cu diabazele din masivul Drocea. Bull. Șt. Acad. R.S.R., seria Geol.-Geogr.-Biol.-St. Tehn. Agr., II, 2, București. — (1951) Asupra genezei jaspurilor și minereurilor de mangan din masivul Drocea (Munții Apuseni). Bul. Șt. Acad. R.P.R., seria Biol.-Agr.-Geol.-Geogr., HI, 1, București. — (1953) Cercetări geologice în masivul Drocea (Munții Apuseni). Bul. Șt. Acad. R.P.R., seria Biol.-Agr.-Geol.-Geogr., V, 1, București. — (1954) Geologie de la region Valea Mare-Căprioara-Bulza-Pojoga. C.R. Inst. Geol. Roum., XXXVIII, București. — (1959) Erupții vulcanice submarine. Ed. St., București. — Savu H., R o m a n e s c u D., P î r v u L i v i a (1959) Corelații dintre alcă- tuirea geologică și anomaliile magnetice din zona axială a masivului Drocea (Munții Apuseni). D.S. Com. Geol., XLII, București. — (1967) Considerații litogenetice asupra formațiunilor barremiene din Munții Metaliferi. D.S. Com. Geol., LIII, 2, București. — Romanescu Olivia (1968) Cercetări litologice în formațiunea seno- niană de pe valea Ârieșului. D.S. Com. Geol., LIV, 1, București. Rittmann A. (1967) Vulcanii și activitatea lor. Ed. Tehn., București. Savu H. (1962) Chimismul vulcanitelor jurasic superioare-cretacic inferioare din Munții Drocea. D.S. Com. Geol., XLVII, București. Institutul Geological României 112 EM. GANDRABUtRA 108 — (1962) Corpul gabbroic de la Almășel și contribuții la cunoașterea chimis- mului și petrogenezei ofiolitelor din masivul Drocea. An. Com. Geol., XXXII, București. — (1962) Cercetări geologice și petrografice în regiunea Troaș-Pîrnești din ma- sivul Drocea. D.S. Com. Geol., XLIV, București. — (1962) Asupra unor iviri de roci ultrabazice din partea centrală a geosincli- naiului Mureșului. D.S. Com. Geol., XLV, București. — (1966) Metamorfismul calcarelor la contactul cu ofiolitele de la Căpîlnaș (Valea Mureșului). D.S. Com. Geol., LII, 1, București. — (1967) Considerations concernant les relations stratigraphiques et la petro- logie des ophiolites mesozoiques de la Roumanie. An. Com. Geol., XXXVI, București. — (1968) Considerații asupra relațiilor stratigrafice și petrologie! ofiolitelor mezozoice din România. An. Com. Geol., XXXVI, București. — (1972) Metalogeneza asociată magmatismului ofiolitic din Munții Drocea. D.S. Inst. Geol., LVIII, 2, București. — U d r e s c u Constanța (1967) Paleotemperatura și geochimia gabbrourilor de la Cuiaș (Munții Drocea). D.S. Com. Geol., LIII, 2, București. — Udrescu Constanța (1973) Geotectonic evolution of the Mureș zone (Apuseni Mountains) and the distribution of traces elements in its ophiolitic rocks (abstract). Intern. Symp. Volcan. and Assoc. Metallogen., București. — Udrescu Constanța (1973) Genetical significance of the distribution of trace elements in Mesozoic ophiolites from the Mureș zone-Apuseni Moun- tains (abstract). Intern. Symp. Volcan. and Assoc. Metallogen., București. — Vasiliu Cecilia, Udrescu Constanța (1966) Contribuții la stu- diul geochimic al rocilor banatitice de la Săvîrșin (Munții Drocea). D.S. Com. Geol., LII, București. — Vasiliu Cecilia, Udrescu Constanța (1970) Geochimia și petro- logia ofiolitelor din prima etapă de evoluție a magmatismului inițial alpin din masivul Drocea (Munții Apuseni). D.S. Inst. Geol., LVI, București. -■ S h a w D. M. (1969) Evaluation of Data. In Handbook of Geochemistry, I, Ed. K. H. Wedepohl, Springer-Verlag, Berlin. S m i t h A. G. (1971) Alpine Deformation and the Oceanic Areas of the Thethys, Mediterranean and Atlantic. Geol. Soc. Amer. Bull., 82, 8, New York. S m i t h F. S. (1963) Physical Geochemistry, Addison-Wesley Publ. Comp. Inc. Massachusetts. Streckeisen A. (1967) Classification and nomenclatura of igneous rocks. Neues Jahrb. Mineral. Abhandl. 107. Szentpetery S. (1904) Die petrographischen Verhăltnisse des Eruptivzuges Tur-Toroczko. Orv. Term. Tud. Ertesitb, XXVI, Cluj. — (1906) Petrographische Verhăltnisse des zwischen Borev-Varfalva-Czegez und Toroczko liegenden Teils der Tur-Toroczkoer eruptiven Hbhenzuges. Sitzungsb. d. mat. Nat., Sect. d. Siebenb., Mus. Vereins. Naturw., XXX, Cluj. Thornton C. P., Tuttle C. F. (1960) Chemistry of Igneous Rocks. I. Diffe- rentiation Index. Amer. J. Sci., 258. Turner F. J., Verhoogen J. (1967) Petrologie magmatică și metamorfică. Ed. Tehn., București. 109 ERUPTIVUL MEZOZOIC IMN MUNȚII TRASCAU 113 Vergara M., Gonzales-Ferran O. (1972) Structural and Petrological cha- racteristics of the Late Cenozoic Volcanism from Chilean Andean Region and West Antarctica. Krystalinikum, 9, Fraga. Wedepohl K. H. (1969) Composition and Abundance of Common Igneous Rocks. In Handbook of Geochemistry I, Springer-Verlag, Berlin. v'Zinchell A. N. (1951) Elements of Optical Mineralogy, New York. ETUDE MINERALOGIQUE, PETROGRAPHIQUE ET GEOCHIMIQUE DE L’ERUPTIF MESOZOIQUE DES MONTS TRASCAU (Resume) A) Stratigraphie des volcanites La suite des volcanites mesozoiques situees dans l’aire des monts Trascău est caracterisee par une large variete de composition, ă extension entre les limites basalte-rhyolite. On y rencontre egalement des roches alcalines, la majeure pârtie des roches connues etant accompagnees de produits pyroclastiques. L’activite vol- canique s’esti deroulee en conditions sous-marines. 1. Roches basiques. Ces roches representees par des basaltes, spilites et micro- gabbros, occurrent sur des surfaces restreintes dans l’extremite sud-est de la zone, se disposant au-dessous du complexe andesito-latiandesitique. Les basaltes appa- raissent comme des pillow-laves et en ecoulements de laves, les spilites revetent des formes de pillow-laves. Les basaltes sont parfois amygdaloîdes et associes aux agglomerats basiques. Les microgabbros, â apparitions bien rares, sont intercales entre les basaltes. 2. Complexe andesitique-latiandesitique. Ce terme a ete adopte afin de de- finir les produits engendres par un volcanisme mixte, sous-marin, dont les mo- ments explosifs ont alterne avec ceux effusifs. Les roches du complexe andesi- tique-latiandesitique sont les volcanites avec la distribution la plus large dans la zone de Săndulești-Poiana Aiudului. Le mode de distribution des volcanites dans l’espace suggere une activitd liee aux appareils volcaniques individuels, avec une disposition presque lineaire sur direction NE-SO. Un trăit particulier du volcanisme est son caractere essentiellement explosif, exprime par la dominance volumetrique des produits pyroclastiques sur les ecoule- ments de laves. L’alternance des moments explosifs et effusifs a mene â l’appari- tion des structures de strato-volcans typiques. Une caracteristique presque constante des pyroclastites est leur bonne străti- fication. Celle-ci est mise en evidence par Ia disposition, au meme niveau, des fragments â dimensions pareilles, ce qui lui imprime un aspect progressif, en attestant une differenciation gravitationnelle. 8 — c. 738 maniei IGR 114 EM. GAINDRABUBA 110 La stratification est encore plus Evidente chez Ies tufs, qui — dans le meme banc — manifestent un granoclassement. La deposition sous-marine des pyroclas- tites est egalement attestee par la presence des debris de radiolaires en quel- ques tufs. Les magmas ayant engendre le complexe andesito-latiandesitique ont eu une composition variable dans le temps, ce qui a provoque l’apparition des differentes varietes dandesites et latiandesites, presentes autant sous forme de blocs dans les agglomerats, aussi bien que dans les ecoulements de laves. Les andesites et les iatiandesites participent â la composition de certains dykes qui traversent le complexe. Les agglomerats andesito-latiandesitiques sont les roches les plus repandues dans le complexe. Ils presentent une composition de grande variabilite, du fait de la quantite, la grandeur et la forme des blocs composants, de meme que de la composition variable de la matrice. Les tufs apparaissent ă differents niveaux dans le complexe andesito-latian- desitique, se disposant en bancs entre les agglomerats et les ecoulements de laves. Ils ont ete engendres, generalement, par des laves sans cristaux, moins souvent par des laves â faible contenu de cristaux. Les ecoulements de laves ont provoque l’apparition des nappes inter-strati- fides entre les pyroclastites du complexe, ă epaisseurs metriques qui arrivent rare- ment ă 50 m. Les dykes andesitiques et latiandesitiques cnt des dispositions discordantes par rapport aux pyroclastites et les nappes de lave du complexe. Leurs roches montrent les memes traits de composition que celles des ecoulements, les diffe- rences se rapportant seulement â la structure. 3. Dacites. Celles-ci sont des roches moins repandues, leur apparition est liee aux dykes traversant les roches du complexe andesito-latiandesitique. 4. Trachytes alcalines. Elles traversent les roches du complexe. Leur mise en place a debute par des moments explosifs, se realisant une brechification partielle des roches du complexe anddsito-latiandesitique au voisinage des centres eruptifs. 5. Rhyolites. Ces roches apparaissent sous forme de dykes traversant le com- plexe, sur un alignement de direction N-S. 6. Pyroclastites rhyolitiques. Elles occupent les surfaces les plus importantes, apres les roches du complexe andesito-latiandesitique, qu’elles surmontent dans la pârtie occidentale de la zone. Elles sont representees, dans l’ordre de l’abondance, par de : tufs, agglomerats et tuffobreches. Les tufs sont bien lites, parfois d’aspect bariole. B) Petrographic des roches eruptives 1. Basaltes. Ils ont une structure intersertale, donnee par la disposition desordonnees des tablettes allongees de plagioclase (55—62% An), leurs interstices âtant remplis â augite, magnetite et pâte vitreuse. 2. Spilites. Structure spilitique et texture amygdaloîde. La plagioclase est presente en baguettes tres fines et longues, distribuees de manidre desordonnee Institutul Geological României 111 ERUPTIVUL MEZOZO1C DIN MUNȚII TRASCĂU 115 dans une masse vitreuse bourree de petits aggregats cristallins de mineraux secon- daires, tels que : chlorite, calcite, mineraux opaques et quartz. 3. Microgabbros. Leur structure est panidiomorphe-microgranuiaire, donnee par des cristaux relativement isometriques de plagioclase (70—72% An), pyroxene monoclinique (+ 2V = 56°), pyroxene rhombique (En!i:iFs7 — Eny,FsSj5; 2V = 76—73°), magnetite et quartz secondaire. 4. Andesites â pyroxene rhombique. Elles ont une structure porphyrique- hyalopilitique et une texture massive. Elles sont constituees de : feldspath plagio- clase (47—60% An), pyroxene rhombique (En^Fs., — En75—Fsjj) pate, magnetite et mineraux secondaires (tab. 1). 5. Andesites â pyroxene rhombique et monoclinique. Elles ont une structure porphyrique, â pâte hyalopilitique ou pilotaxitique et une texture massive ou flui- dale. Elles sont constituees (tab. 2) de quantites variables de : plagioclase (55—60% An), pyroxene rhombique (EnMFs9 — EnsgFs.țo), augite, magnetite, pate et mineraux secondaires (calcedoine, quartz, zeolite, chlorite, epidote, calcite, ser- pentine et sericite). 6. Andesites â pyroxene monoclinique. Leur structure est porphyrique, pilo- taxitique ou microcristalline, la texture — fluidale ou massive. A leur composition (tab. 3) participent, outre la pâte, les suivants mineraux : plagioclase (37—57% An), augite (+ 2V = 58—60°), mineraux opaques et comme mineraux de neoformation : chlorite, calcite, calcedoine et rarement zeolites. 7. Latiandesites â pyroxenes rhombiques et monocliniques. La classification de tous les types de latiandesites a ete faite sur des criteres d'ordre petrochimique. Les latiandesites ă pyroxenes rhombiques et monocliniques ont une structure por- phyrique hyalopilitique ou pilotaxitique, dâterminâe par la participation (tab. 4) de la plagioclase (54—61% An), de l’hypersthene (En73)5 — Fs26)5), de l’augite (+ 2V = 56°) et d’une pâte vitreuse ou microcristalline. Les mineraux de neofor- mation sont presents par : la chlorite, la calcite et la zâolite. 8. Latiandesites â amphiboles i pyroxenes monocliniques. Elles ont une struc- ture porphyrique hyalopilitique ou pilotaxitique. La pâte est vitreuse ou micro- cristalline, renfermant de : plagioclase (41—51% An), amphibole idiomorphe, augite, mineraux opaques et secondaires (chlorite, calcite, epidote, calcedoine, quartz et limonite). 9. Latiandesites leucocrates. Ce sont des roches filoniennes, caracterisees par l’absence totale des mineraux melanocrates. 10. Agglomerats andesitiques-latiandesitiques. Tous les types d’andesites et de latiandesites presents dans les ecoulements de laves ont etd mis en evidence egalement dans les blocs des agglomerats. 11. Tufs du complexe andesito-latiandesitique. A partir des fragments de cristaux trouves dans ces roches, on a separe de : a) tufs feldspathiques, b) tufs Institutul Geological României 116 EM. CkAÎN’DRAiB QRA 112 hornblendiques et c) tufs quartzeux. Ils sont caracterises par une structure vitro- clastique. 12. Ducites. Structure porphyrique donnee par la participation de : la pla- gioclase (27% An), la hornblende et le quartz, distribues dans une pâte micro- cristalline. Comme mineraux secondaires apparaissent la chlorite et la cal- cite (tab. 5). 13. Trachytes alcalines — structure porphyrique. Elles sont faites de plagio- clase (5—8% An), sanidine, quartz ± pyroxene monoclinique ± hornblende, mine- raux opaques et secondaires et pâte microcristalline (tab. 6). 14. Rhyolites. On a mis en evidence des rhj-olites et des rhyolites alcalines. Les rhyolites sont constituees de plagioclase (18—25 % An), quartz, tres rarement biotite, mineraux opaques, mineraux secondaires (chlorite, calcedoine et quartz) et pâte vitreuse (tab. 7). Les rhyolites alcalines ont une structure porphyrique et sont faites de : plagioclase (2—7% An), sanidine, quartz, mineraux secondaires (chlorite et calcedoine), et pâte cripto- ou microcristalline (tab. 8). 15. Agglomerats rhyalitiques. On y distingue de: a) agglomerats rhyoli- tiques, b) agglomerats mixtes et c) agglomerats ă blocs dacitiques. Les trois types d’agglomerats ont une matrice uniforme, tuffogdne rhyolitique, de composition identique â celle des tufs rhyolitiques. 16. Tufs rhyolitiques — texture bariolee et structure vitroclastique. Leur composition englobe une masse vitreuse et des fragments de cristaux ou des fragments microscopiques de roche. 17. Processus de transformation hydrothermale associes au volcanisme ande- sltique. Les volcanites du complexe andesito-latiandesitique ont subi des pheno- menes de transformation hydrothermale, manifestes de maniere plus accusee au niveau des pyroclastites. Dans les ecoulements de lave les transformations induites sont de moindre ampleur, etant exprimee par sericitisation, kaolinisation et carbo- natation. La pâte des roches est souvent traversee par des filonnets et nids de zeolit es impregnes â hematite ou des varietes criptocristallines de quartz. La presence de l’association sericite-chlorite-calcite suggere l’influence d’un metamorphisme hydrothermal equivalent du facies des schistes verts. La presence des zeolites atteste des transformations de basse temperature, caracteristiques au facies zeolitique. Les pyroclastites ont subi des processus d’argilisation, silicification et zeoli- tisation le long des fractures. L’analyse rbntgenographique a revelă dans les roches argilisees la presence de : la kaolinite, le quartz et la hematite. La silicification a rempli le creux des roches et a provoque l’apparition des filons d’opale, de calcedoine, de quartz et rarement d’ametiste. La zeolitisation a favorise l’apparition des filons â zeolites. L’analyse rbnt- genographique indique la presence de la natrolithe et de l’heulandite associees â de la celadonite et â de la pyrite, ou de la phillipsite associee ă de la pyro- phyllite. 113 ERUPTIVUL, MEZOZOK: DW MUNȚII TRASCAU 117 C) Caracterisation petrochimique 1. Roches basiques. Leur composition chimique trahit des transformations secondaires importantes (tab. 11). 2. Andesites. Les 17 analyses d’andesites revelent des oscillations assez re- duites pour les teneurs des differents oxydes, variations plus interessantes se re- marquant chez le H2O+, qui marque une caracteristique des roches des monts Trascău — c’est-â-dire le fait qu’elles sont affectees par alteration (tab. 15). La moyenne des andesites des monts Trascău presente de grandes similitudes avec la moyenne donnee par Nockolds (1954). Les parametres Niggli (tab. 16) indi- quent pour les roches analysees les suivants types de magmas : leucogabbroîde, gabbrodioritique, dioritique et quartz-dioritique. La projection des analyses dans le diagramme QAP (Streckeisen, 1973) (fig. 2) nous porte â constatei que la plupart des points se disposent dans le champ de l’andesite quartzifere et moins dans celui de Fandosite. D’apres les valeurs considerees de SI (K u n o, 1967), les roches en discussion appartiennent aux an- desites basaltiaues et aux andesites (tab. 18). 3. Latiandesites. La composition chimique de ces roches est presentee dans le tableau 19. A remarquer un domaine de discontinuite pour les teneurs- en K2O dans les andesites (maximum 1,42%) et dans les latiandesites (minimum 1,54%). La moyenne des latiandesites pour les monts Trascău (MLaT) montre une bonne concordance avec la moyenne de Nockolds (1954), ă l’exception du CaO et H,O+. Les valeurs des parametres Niggli indiquent pour les latiandesites des cor- respondants dans les magmas chalco-alcalins et alcalins, par exemple : quartz- dioritique, dioritique, opaalitique, sibnitique-sodique et si-monzonitique (tab. 20). La composition normative est presentee dans le tableau 21. Dans le diagramme QAP (fig. 3) les latiandesites sont distribuees sur la surface du champ de la latiandesite quartzifere. 4. Tufs andesitiques. Les valeurs pour les analyses du tableau 23 indiquent des non-homogeneites importantes dans la composition des tufs, ce qui suggere l’idee que, pendant la deposition sous-marine des cynerites, celles-ci ont ete me- langees avec du materiei sedimentaire. 5. Dacites. Leur chimisme est examine dans quatre analyses (tab. 26). Leur moyenne differe de la moyenne de Nockolds. 6. Trachytes alcalines. Les sept analyses (tab. 30) refletent une composition assez uniforme pour les trachytes alcalines. Leur moyenne (MLaT) et celle de Nockolds se ressemblent, les differences portant sur les teneurs en Na2O et K2O. 7. Rhyolites et rhyolites alcalines. Les compositions chimiques de ces roches sont presentees dans les tableaux 34 et 35. Leurs moyennes approchent beaucoup des moyennes de Nockolds. Dans le diagramme QAP (fig. 7) les points se disposent dans les champs caracteristiques de ces roches. Institutul Geological României 118 EM. GAÎNDBiABUtRA 114 8. Tufs rhyolitiques. La composition chimique (tab. 39) des tufs rhyolitiques indique l’existence possible de materiei etranger, englobe au cours de la depo- sition des cynerites. D) Petrogenese 1. Appartenance ă la serie. Les traits caracteristiques mineralogiques et petrochimiques des volcanites nous portent â contourer deux groupes de roches differents : a) andesite, dacite, rhyolite et b) latiandesite, trachyte alcaline et rhyo- lite alcaline. Les parametres Niggli indiquent pour ces roches des magmas ă caractere chălco-alcalin et alcalin (sodiques). A l’aide de l’indice o (Rittmann, 1953) on a determine le caractere de serie des roches etudiees (tab. 45). Tout cela indique que, dans l’ensemble, les volcanites ont un caractere de serie chalco-alcaline avec tendance de passer vers une serie alcaline, ce qui autorise la separation des roches en deux series â caracteres differents : a) Ia sârie chalco-alcaline (andesite, dacite, rhyolite), et b) la serie alcaline (latiandesite, trachyte alcaline, rhyolite alcaline). Les deux series de roches sont equivalentes de celles presentees par S.avu (1962) dans les monts Drocea, en ce qui concerne l’etape de manifestation du volcanisme, en prouvant l’extension de la province petrologique mixte, telle qu’elle a ete imaginee par Savu (1962), dans l’aire des monts Trascău aussi. Par leur nature et leurs caracteres, les volcanites mesozoîques apparaissent donc comme les produits d’un volcanisme sous-marin. Les caracteristiques de milieu et l’association de roches resultee encouragent quelques paralleles avec d'anciennes ou d’actuelles zones volcaniques oceaniques. 2. Probleme du magma generateur. Les donnees petrochimiques presentees sont employees comme point de depart dans l’estimation des magmas responsables de la formation des deux series de roches, â partir des conceptions actuelles sur la formation et la differenciation des magmas (T u r n e r et Verhoogen, 1965 ; Engel et al., 1965 ; Kuno, 1967; Gilluly, 1971). Autant les types de magmas, ainsi que le caractere de serie indiquent, comme source-generatrice pour les deux series de roches, un seul magma. 11 y a quelques indices ă la faveur de l’existence de deux magmas, l’un chalco-alcalin et l’autre alcalin â evolutions independantes. Dans l’idee que les deux series ont ete engendrees par deux fontes differentes, on a estime — en vertu des valeurs SI et DI — que la fonte ayant engendre la serie chalco-alcaline avait une compo- sition gabbro-dioritique, et la serie alcaline provient d’une fonte dont la compo- sition se plațait entre quartz-dioritique jusqu’â sienitique-sodique. 3. Differenciation des magmas. Le processus par lequel le magma gabbro- dioritique a engendre les roches de la serie chalco-alcaline s’est deroule progressi- vement, par une transition continuelle entre les termes formes. L’evolution de la fonte quartz-dioritique — sienitique-sodiqije s’est deroulee en parallele avec la premiere, les differencies en devenant, au fur et â mesure 115 ERUPOTVUtL MEZOZOJC DEN MUNȚII TKASCAU 119 du morcellement du magma, toujours plus acides et plus riches en alcalis. Dans ce cas aussi la cristallisation a eu un caractere conținu, constant. Les diagrammes al-alk, Q-L-M, al-fm, MgO—FeO+Fe2O.-.—NajO+K^O et Ca-Na-K (les figures 11, 12, 13, 14, 15) illustrent le cours de la cristallisation frac- tionnee des deux magmas, les caracteres des differencies successifs, la tendance de concentration toujours plus accusee des alcalis dans les fontes successives et l’accumulation du Si dans les r^sidus finaux. Une image synthetique sur levolution des deux magmas sur tout le parcours de la differenciation est offerte par les diagrammes Sl-oxydes et Df-oxydes (fig. 16). Les produits finaux des deux series se sont formes des fontes residuelles, fait confirme par la somme des mineraux normatifs q, or et ab, qui representent au moins de 85% de la composition normative de la roche. La projection de ces valeurs dans le diagramme NaAlSiO4—KAlSiO4—SiO2 (fig. 17) a lieu dans la region de basse temperature, vers laquelle converguent tous les liquides du systeme, au fur et ă mesure que la cristallisation avance. EXPLICATION DES PLANCHES Planche I Carte geologique de la region de Săndulești-Poiana Aiudului. Formation sedimentaires quaternaires : 1, terrasses, cones de dejection, allu- vions. Formations sedimentaires neozoîques : 2, conglomerats, calcaires organogenes (Tortonien). Eruptif banatitique; 3, porphyres. Formations sedimentaires mesozoî- ques : 4, couches de Rimeți : conglomerats, greș, argiles schisteuses (Barremien- Albien) ; 5, calcaires de Stramberg (Jurassique superieur). Complexe ophiolitique mesozoique : 6, agglomerats et tufs rhyolitiques ; 7, rhyolites et rhyolites alcalines ; 8, trachytes alcalines ; 9, dacites ; 10, complexe andesito-latiandesitique, agglome- rats, tufs et coulees de lave ; 11, latiandesites (filons) ; 12, andesites (filons) ; 13, spi- lites ; 14, microgabbros ; 15, basaltes et pyroclastites basaltiques ; 16, alterations. Sections geologiques dans la zone de Săndulești-Poiana Aiudului. 1, alluvions ; 2, Tortonien ; 3, Jurassique superieur ; 4, tufs rhyolitiques ; 5, rhyo- lites ; 6, trachytes alcalines ; 7, complexe andesito-latiandesitique; 8, volcanites basiques (basaltes, spilites, pyroclastites) ; 9, microgabbros. Planche II Fig. 1. — Pillow-lava bazaltică secționată. Valea Dracului. Pillow-lave basaltique sectionnee. Vallee Dracului. Fig. 2. — Pillow-lava bazaltică în masă de aglomerate. Valea Pietroasa. Pillow-lave basaltique dans la masse des agglomerats. Vallee Pietroasa. Institutul Geological României 120 HM. GAflSTDRiABUiRA 116 Planche III Fig. 1. — Aglomerate bazaltice. Valea Dracului. Agglomerats basaltiques. Vallee Dracului. Fig. 2. — Aglomerate andezitice stratificate. Confluența pîrîului Borzești cu rîul Arieș. Agglomerats andesitiques stratifies. Confluent du ruisseau Borzești avec la riviere Arieș. Planche IV Fig. 1. — Tufuri andezitice stratificate. Pîrîul Hăjdate. Tufs andesitiques stratifies. Ruisseau Hăjdate. Fig. 2. — Aglomerate andezitice. Pîrîul lui Imre. Agglomerats andesitiques. Ruisseau Pîrîul lui Imre. Planche V Fig. 1. — Aglomerat andezitic cu matrice friabilă. Est Fînațul Mare. Agglomerats andesitiques â matrice friable. Est Fînațul Mare. Fig. 2. — Orizont de tufuri stratificate intercalat între aglomerate andezitice. Pîrîul Rachiș. Horizon de tufs stratifies intercale entre des agglomerats andesitiques. Ruisseau Rachiș. Planche VI—VII Fig. 1. — Curgere de lavă andezitică intercalată între bancuri masive de tufuri. Pîrîul Turului. Coulee de lave andesitique intercalee entre des blocs massifs de tufs. Ruisseau Pîrîul Turului. Fig. 2. — Alternanță de tufuri și lave andezitice. Pîrîul Turului. Alternance de tufs et laves andesitiques. Ruisseau Pîrîul Turului. Fig. 3. — Curgere de lavă andezitică. Valea Borzești. Coulee de lave andesitique. Vallee Borzești. Planche VIII Fig. 1. — început de alterare elipsoidală a lavelor andezitice. Est de Chicuieț. Commencement d’alteration ellipsoîdale des laves andesitiques. Est Chi- cuieț. Fig. 2. — Tufuri riolitice stratificate. Pîrîul Turului. Tufs rhyolitiques stratifies. Ruisseau Pîrîul Turului. Institutul Geological României 117 'ERUPTIVUL iMEZOZOiC DIN MUNȚII TRASCAU 121 Planche IX Fig. 1. — Feldspat plagioclaz cu incluziuni de sticlă din andezitele cu piroxen rombic. N-f- ; X30. Feldspath plagioclase â inclusions de verre des andesites ă pyroxene rhombique. N+ ; X30. Fig. 2. — Andezit cu piroxeni rombici și monoclinici. N+ ; X30. Andesite ă pyroxenes rhombiques et monocliniques. N+ ; X30. Planche X Fig. 1. — Andezit cu piroxeni rombici și monoclinici. N+ ; X30. Andesite â piroxene rhombiques et monocliniques. N+ ; X30. Fig. 2. — Andezit. N+ ; X30. Andesite. N+ ; X30. Planche XI Fig. 1. — Textură orientată în andezit. N+ ; X30. Texture orientee en andesite. N-r ; X30. Fig. 2. — Piroxen monoclinic maclat din andezitele cu piroxeni rombici și mono- clinici. N+ ; X30. Pyroxene monoclinique macle dans les andesites ă pyroxenes rhombi- ques et monocliniques. N-j- ; X30. Planche XII Fig. 1. — Reacția dintre piroxenii rombici și monoclinici din andezite. N p ; X80. Reaction entre les pyroxenes rhombiques et monocliniques des ande- sites. N+ ; X80. Fig. 2. — Latiandezit cu hornblendă. N+ ; X30. Latiandesite â hornblende. N+ ; X30. Planche XIII Fig. 1. — Latiandezit cu hornblendă. N-j- ; X80. Latiandesite â hornblende. N4- ; X80. Fig. 2. — Tuf andezitic cu radiolari. N+ ; X80. Tuf andesitique ă radiolaires. N+ ; X80. Planche XIV Fig. 1. — Tuf andezitic cu hornblendă. N+ ; X30. Tuf andesitique â hornblende. N+ ; X30. Fig. 2. — Dacit. N+ ; X30. Dacite. N+ ; X30. \JGR, Institutul Geological României Institutul Geological României EM. I. GANDRABURA S A N DU LE STI-POIA N A AIUDULUI o Sandu/es/t Cheile Turzii Dl Alb Dl. Bisericii Vf. Muntelui Petrestii de Sus Contenit o Mei* Dumbrava Muncelul Mic O Corn ești LEGENDA 'dovenești FORMAȚIUNI SEDIMENTARE CUATERNARE Dl. Mare Takăs izv. Fîntina Totalului Piatra Stoinii la Bruag Vf. Ascuns izv. Fintîna Dracului Fintina de Aur Darabani Fi natul Mare Fierul Taurului o Rimele* Gradina la Roma Piatra S ața Monodolui Gruiul Bradului Plesoara SECȚIUNI GEOLOGICE IN ZONA SĂNDULEȘTI-POIANA AIUDULUI Dl Sjrdiu 700 oCo/fești 400 toao MO Vf Bedeleului Cornul Dealului Trahite atca/me Aluviuni Tortoman Jurasir supeno. Mrcrcry'ibbrtMrf fu furt rio/ftrctf Qiahte Poiana Aiudului ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICA VOL LVIU Coastele Muntelui® Compteiuf anUentiClatianUeirbc ^uicanite bancefbaia/te. iptbte.ptrocMtle) Complexul andezitic- latiandezitic Aglomerate, tufuri și curgeri de lavâ Latiandezite (filoane) Andezite (filoane) Pd.Nadaș Chicuieț Cuptoare 'Ti • Vf Munttlui 800, ' Vf.Țiganului FORMAȚIUNI SEDIMENTARE NEOZOICE Conglomerate, calcare organogene (Tortonian) ERUPTIVUL BANATITIC FORMAȚIUNI SEDIMENTARE MEZOZOICE ------ Strate de Rîmeți ______ Conglomerate, gresii,argile șistoase (Barremian- Albian) Calcare de Stramberg (Jurasic superior) COMPLEXUL OFIOLITIC MEZOZOIC Pd Rdchișului f /1 f UFr*~*i f ' i. / Institutul Geologic al României Project 25 : Stratigraphic Correlation of the Tethys-Paratethys Neogene STUDIUL BIOSTRATIGRAFIC AL NEOGENULUI SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI1 DE VICTORIA LUBENESCU 2 Biostratigraphy. Upper Neogene. Pannonian. Mollusca. Lithostratigraphic units. Congeria. Chronostratigraphy. Transylvania Basin. Pannonian zone. Abstract Biostratigraphic Study of the Upper Neogene in the South-West of Transylvania. This paper has as obiect the paleonto- logic study of some Pannonian molluscs and discussions of some problems on the stratigraphy of the Neogene. The Neogene consists of the following litho- stratigraphic units: the Cîmpie Beds (Koch, 1884), Dobîrca Beds = Cerithium Beds, Sacadate Beds, Gușterița Beds and Vingard Beds. The Cîmpie Beds consist of the tufaceous horizon, evaporitic horizon, Radiolarian shales and Spirialis Beds, and represent the Badenian, namely the Neopycnodonte navicalaris zone and the Spirialis assemblage (zones N8-N13 of Blow, 1969). The Dobîrca Beds represent the lower part of the Sarmatian, the Buglovian and Volhynian res- pectively, with Abra reflexa and Mactra eichwaldi. The Săcădate Beds contain a fauna characteristic of the lower Congeria Beds besides Miocene reworkings. The Gușterița Beds contain the Congeria banatica assemblage, typical of the basin facies and an assemblage with melanopsids of the littoral type. Towards their terminal part the Congeria partschi/Congeria zsigmondyi assemblage occurs. The Vingard Beds characterize the terminal beds of the Neogene and contain an assemblage with Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. The Upper Neo- gene deposits in the south-western part of the Transylvania Depression have been assigned to the Pannonian s.s., to the zones C, D, E of the Vienna Basin and to the Extracarpathian Meotian. The Pontian species (Congeria ungulacaprae, Caladacna steindachneri, etc.) have been interpreted as early Pontian occurrenees. 1 Rezumatul tezei de doctorat susținută la 14 mai 1976 la Universitatea „Al. I. Cuza“ din Iași. 2 întreprinderea geologică de prospecțiuni pentru substanțe minerale solide. Str. Caransebeș nr. 1, București. Institutul Geological României 124 VICTORIA iLUBHNESC'U 2 TABLA DE MATERII P»g- 1. Introducere....................................................................124 2. Istoric........................................................................125 3. Stratigrafie...................................................................126 3.1. Litostratigrafie.............................................................127 3.1.1. Strate de Cîmpie............................................................127 3.1.2. Strate de Dobîrca........................................................130 3.1.3. Strate de Săcădate........................................................131 3.1.4. Strate de Gușterița........................................................132 3.1.5. Strate de Vingard........................................................133 3.2. Biostratigrafie..............................................................134 3.2.1. Zona Neopycnodbnte navicularis..............................................134 3.2.2. Zona Spirialis andrussovii..................................................135 3.2.3. Asociația Abra reflexa/Ervilia trigonula....................................135 3.2.4. Asociația Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi/Cerithium rubiginosum . 135 3.2.5. Intervalul cu faună de amestec..............................................137 3.2.6. Asociația Congeria banatica.................................................137 3.2.7. Asociația Congeria partschi/Congeria zsigmondyi.............................137 3.2.8. Asociația Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae.........................141 3.3. Cronostratigrafie............................................................142 3.3.1. Badenian....................................................................142 3.3.2. Sarmaț.ian..................................................................143 3.3.3. Pannonian s. rstr. (= Malvensian)...........................................144 3.3.3.1. Introducere...............................................................144 3.3.3.2. Istoric..................................................................'144 3.3.3.3. Rezultate și paralelizări biostratigrafice............................. 3.3.3.4. Concluzii.................................................................... 14» 4. Paleontologie............................................................... 149 5. Bibliografie................................................................... g Rezumat........................................................................... 189 Explicații planșe..................................................................194 1. INTRODUCERE Cu toate studiile efectuate asupra Neogenului din Transilvania, au rămas încă sectoare în care cercetările au fost mai puțin aprofundate. Zona investigată este situată în sud-vestul depresiunii Transilva- niei (între rîul Mureș — la vest, și rîul Olt — la est), cu o lățime de aproximativ 20—30 km, delimitată la sud de munții Cibin (fig. 1). în lucrarea de față am urmărit două obiective și anume : prezen- tarea unor concluzii de ordin stratigrafie privind Neogenul, precum și studiul paleontologic al) unor moluște pannoniene. în cursul cercetărilor și al întocmirii tezei de doctorat, am bene- ficiat de îndrumarea și sprijinul permanent al prof. dr. docent N e c u 1 a i Institutul Geological României 3 NEOG-ENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 125 Macarovici, membru corespondent al Academiei R. S. România, căruia îi aduc un respectuos omagiu și îi păstrez multă recunoștință. Țin să aduc mulțumirile mele pentru sfaturile primite, prof. dr. docent Mircea Paucă, precum și colegilor Ionel Motaș, Fig. 1. — Amplasarea regiunii studiate pe harta Republicii So- cialiste România. Emplacement de la re- gion etudiee sur la carte de la Răpublique Socialiste de Roumanie. F lo r i a n Marinescu și Gheorghe Popescu de la Institutul de geologie și geofizică pentru fructuosul schimb de opinii și sugestiile date, care mi-au fost de un real folos. De asemenea, țin să mulțumesc lui Dan Lubenescu pentru ilustrarea fotografică a materialului paleontologic. 2. ISTORIC Evoluția investigațiilor geologice din regiunea studiată de noi a cunoscut diverse etape care corespund în general însăși cu fazele cer- cetării depresiunii Transilvaniei. De la indicații sumare, la studii stratigrafice, paleontologice și tectonice asupra unor sectoare, studii de sinteză mai cuprinzătoare, pre- cum și lucrări de prospecțiuni privind acumulări de substanțe minerale utile, bogata bibliografie geologică existentă ne oferă o diversitate de date din care vom selecta pe cele care vizează sectorul de la nord de munții Cibin. Primele indicații cu caracter geologic aparțin lui B e u d a n t (1822), Boue (1830), Ackner (1852), Neugeboren (1851, 1867), Andrae (1852, 1855), Steindachner și Bielz (1855). în 1863 apare monografia lui Hauer și Stache bazată pe datele acumulate pînă în acel an. . M, Institutul Geological României 126 VICTORIA LU.BEN'HSCU 4 Contribuții la studiul Neogenului din sud-vestul Transilvaniei aduc apoi Stur (1863. 1867), Bielz (1893) și Koch (1900) care întocmește o a doua sinteză a Paleogenului și Neogenului din întregul bazin. După 1900, apar lucrările lui Halavăts (1904, 1910, 1911. 1914), G a â 1 (1912) și V i t a 1 i s (1913). în 1926, Lobo n ț i u face o scurtă privire asupra geologiei Tran- silvaniei divizînd „tortonianur1 în : strate argiloase nisipoase foarte bogate în fosile, calcare de Leitha, brecii și conglomerate fosilifere și depozite de apă dulce și salmastră. „Pannonianul-Ponțianul“ îl separă în : orizontul inferior marnos-șistos și mamos-argilos cu Congeria bana- tica R. Horn, și Valenciennius reuși Neum., orizontul mijlociu argi- los-mamos ruginiu cu Congeria zsigmondyi H a 1. și orizontul superior argilos albăstrui, nisipos în bază și nisipos cu pietrișuri în alternanță cu argile la partea superioară, cu Congeria subglobosa, C. partschi Czjzek, Melanopsis vindobonensis Fuchs și M. impressa Krauss. Cităm, de asemenea, lucrările lui C a n t u n i a r i (1926), D r ă- ghiceanu (1930), Mrazec si Jekelius (1927), Ciupagea, V ancea (1935, 1937, 1942) și A r a b u (1940). După 1950 se remarcă cercetările efectuate de IIie, însoțite de hărți 1 : 75 000 și prospecțiunile pentru substanțe minerale utile, efec- tuate de geologi de la Comitetul Geologic, Ministerul Petrolului și Direcția de gaz metan — Mediaș (Tr. I c h i m 3 1958; M. Bîrlo- g e a n u 4. 1958 ; I. Bucur5, I. Graf6, 1959 ; M. D u m i t r i u et al. 1964 ; I. H u i c ă et al.8 1970). în 1960, V ancea elaborează lucrarea de sinteză privind Mio- cenul și Pliocenul din Transilvania, axată pe probleme de prospec- tare și explorare a gazului metan. O nouă monografie, datorată lui Ciupagea, P a u c ă și I c h i m. bazată pe un mare volum de documentații geologo-geofizice și de foraje, apare în anul 1970. încadrate „ciclurilor" Burdigalian-Helvețian-Torto- nian-Buglovian, Sarmațian și Pliocen, formațiunile neogene existente în sud-vestul depresiunii Transilvaniei sînt descrise în ideile geologilor 11 i e și I c h i m. Menționăm apoi, notele cu caractere biostratigrafic întocmite de Maxim (1965), Paucă, Cehlarov (1967), Paucă, Dinescu (1967), Lubenescu, Gheorghian (1971), Lubenescu (1970, 1973), Lubenescu, Gheorghian (1973). 3. STRATIGRAFIE în sectorul de sud-vest al depresiunii Transilvaniei o dezvoltare deosebită o are Miocenul și mai ales Pannonianul sens restrîns (= Mal- vensian). între Mureș și Olt au fost identificate o serie de faciesuri, 3-« Arh. MMPG, București. Institutul Geological României 5 .NEOGENUtL SUPERIOR DIN SUD-VESTVL TRANSILVANIEI 127 precum și zone și asociații faunistice pe baza moluștelor descoperite în mare parte de noi. Figura 2 reprezintă schematic dezvoltarea diverselor formațiuni recunoscute pe teren între Sebeș-Alba la vest și Săcădate pe Olt, la est. Fig. 2. — Schema variațiilor faciale în depozite miocene și pannoniene-malven- siene din sud-vestul Transilvaniei. Schema des variations faciales en depots miocenes et pannoniens-malvensiens du sud-ouest de la Transylvanie. 3.1. LITOSTRATIGRAFIE 3.1.1. Strate de Cîmpie (Koch, 1884) 9 Conform definiției date de autor, „stratele de Cîmpie" cuprind depozitele care repauzează în nord-vestul Transilvaniei peste „strate de Hida" și suportă nisipurile sarmațiene. în sectorul sudic al depresiunii Transilvaniei, aceste strate apar bine dezvoltate în special pe Valea Rodului (Apold), valea Dobîrca, ” în 1970, D. Gheorghian definește în sudul depresiunii Transilvaniei „strate de Apold“ care sînt egale din punct de vedere biostratigrafic cu „stra- tele de Cîmpie". Avînd prioritate, am folosit în lucrarea de față denumirea dată de A. Koch de „strate de Cîmpie". Institutul Geological României 128 VICTORIA LUBENESCU 6 valea Gîrbovei, valea Cărpiniș-Poiana, Cacova Sibiului, valea Mărăjdia, valea Steaza și Cut (coloane stratigrafice). O succesiune aproape com- pletă aflorează pe Valea Rodului (30 km est de Sibiu). Așa cum se observă din profilul acestei văi, termenii bazali se dispun peste o suită de argile violacee, verzui și cenușii cu intercalații de nisipuri cenușii care conțin trovanți și rare fragmente de Chlamis și Ostrea. într-un singur nivel, cu o grosime de 2 m, a fost întîlnită o asociație microfaunistică săracă, formată din specii de Chara. Peste aceste depozite stau microconglomerate și nisipuri cenușii-negricioase, care suportă argile tufacee cu grosime ce variază între 75—-300 m (fig. 3). Orizontul tufaceu suportă depozitele care alcătuiesc ceea ce a fost denumit „orizontul evaporitic" ; acesta cuprinde o suită de marne și argile cenușii, verzui, slab micacee, stratificate și nefosilifere, uneori cu spărtură așchioasă și cu intercalații rare, centimetrice, de nisipuri gălbui, cenușii (cca 150 m) peste care se așază un complex gipsifer, cutat, format dintr-o alternanță de mame cenușii, foioase, cu interca- lați! și lentile de gipsuri zaharoide, impure, cu grosimi mici, marne argi- ioase cenușii, gălbui și marne rubanate, cenușiu-negricioase cu aspect disodiliform (20 m). Fig. 3. — Profil sintetic pe valea Rodului (versant drept). 1, marne cenușii reiate sarmațiene ; 2, marne negricioase pannoniene cu ostracode ; 3, marne vineții pannoniene cu Congeria banatica ; 4, pietrișuri de terasă ; 5, limită de transgresiune. Coupe synthetique sur la vallee Rodului (versant droit). 1, marnes cendrees rayees sarmatiennes ; 2, marnes noirâtres pannoniennes ă ostra- codes ; 3, marnes violacees pannoniennes ă Congeria banatica; 4, graviers de terrasse ; 5, limite de transgression. După o lacună de observație. în aval, aflorează marne cenușii cu Spirialis și alte moluște. Acestea sînt depozitele orizontului marnos cu „Spirialis" deschis pe valea Rodului pe cca 15—20 m și care suportă, după o altă lacună de observație, sedimentele sarmațiene. în restul profilelor studiate de noi, stratele de Cîmpie sînt repre- zentate printr-o parte din termeni (tab. 1). De remarcat, ocurențele Institutul Geological României NiEOGEN UL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 129 TABELUL 1 Hăsplndirea moluștelor badeniene tn diverse puncte fosilifere din sud-vestul Transilvaniei Nr. crt. Denumirea speciilor Săs- ciori Valea Rodului Cacova Sibiului Cut 1 2 3 4 5 6 Lamelibranhiate 1 Anadara (Anadara) diluvii L a m a r c k X 2 Anadara (Anadara) fichtelli grandis (Schafer) X 3 Glycymeris (Glycymeris ) pilosus deshayesi Mayer X 4 Glycymeris (Glycymeris) cor (L a m a r c k) X 5 Glycymeris (Glycymeris) pilosus (L i n n 6) X 6 Arcopsis (Arcopsis) papillifera (Hoernes) X 7 Nucula (Nucula) nucleus ( L i n n 6) X X 8 Corbula (Varicorbula) gibba ( 0 1 i v i) X X 9 Lucina (Lingă) columbella L a m. X 10 Cardita (Cardiocardita) partschi G o 1 d f. X 11 Cardita scalaris S o w e r b y X 12 Cardita calyculala Linne X 13 Venus (Ventricola) multilamella marginalis Eichw. X 14 Venus (Ventricola) multilamella multilamella La- m a r c k X X 15 Chlamis elegans (A n dr z ej o wsky) X 16 Pitaria sp. X 17 Neopycnodonte navicularis (Brocchi) X X X 18 Amusium (Amusium) cristatum badense Font. X 19 Spondillus aff. Spondillus crasicosta vindobonensis S a c c o X 20 Chlamis sp. X X 21 Barbalia barbata Linne X Gasteropode 22 Diloma (Oxystele) patula orientalis (Cos., P e y- r o t) X 23 Vermetus (Petaloconchus) intortus L a m. X X X 24 Cerithium (Ptychocerithium) ornatum procrenatum S a c c o X 25 Cerithium sp. X 26 Bittium reticulatum (Da Costa) X 27 Ancilla (Barispira) glandyformis L a m. X 28 Cerithium (Thericium) rubiginosum Eichw. X 29 Pirenella picta picta D e f r. X X 30 Potamides (Potamides) gamlitzensis pseudoteodiscus S t r a u s z X 31 Alvania (Alvania) venus danubiensis C o s m., P e y- r o t X 32 Turritella (Archimediella ) turris Basterot X 33 Turritella (Archimediella) turris badensis Sacco X X 34 Turritella (Zaria) subangulata polonica F r i e d b. X 35 Turritella (Archimediella) erronea erronea C o s s m. X 36 Turritella (Archimediella) pythagoraica Hilb. X 37 Turritella ( Torculoidella) bicarinata Eichw. X 38 Nassa (Hinia) reslitutiana hoernesi (Mayer) X 39 Nassa (Hinia) reslitutiana Font. X X 40 Nassa (Phrontis) dujardini (Des h.) X 41 Nassa (Tritia) limata Chemnitz X 42 Clavatulla (Clavatulla) interrupta (Brocchi) X X 9 — c. 733 45 Institutul Geological României 130 VICTOlRIIiA BUBENESCU 8 (continuare tab. 1) _L 2 3 4 5 6 43 Clavatulla (Clavatulla) ursulae (R. Hoern., Au- in g.) X 44 Subtila (Oxymeris) fuscata modesta (Trist.) X 45 Clavus (Drillia) angustae (R. Hoern., A u i n g.) X 46 Terebra (Terebra) neglecla Michelotti X 47 Terebra (Micarella) basteroti Nyst. X 48 Janiopsis angulosa (B r o c c h i) X 49 Natica (Lunatia) catena helicina B r o c c h i X X 50 Hinia (Uzita) rosthorni P a r t s c h X 51 Athlela (Athlela) ficulina haueri (Hoernes) X 52 Mitrella (Atilia) falax (Hoern.) X 53 Raphitoma (Raphitoma) hispidula (J a n.) X 54 Narona (Sveltia) dertovaricosa (S a c c o) X 55 Perynotus (Perynotus) swainsoni (Michelotti) X 56 Rissoina (Rissoina) podolica C o s s m. X 57 Conus (Chelyconus) vindobonensis (R. Hoern., A u i n g.) X 58 Conus (Chelyconus) fuscocingulatus Broun. X 59 Conus (Conolithus) dujardini Desh. X 60 Conus (Conolithus) dujardini brezinae Hoern. X 61 Dorsanum sp. X 62 Murex sp. X 63 Ficus (Fulguroficus) conditus (Brogn.) X 64 Cyprea sp. X 65 Lemintina arenaria (L i n n 6) Scaphopode X 66 Dentalium (Dentalium) sexangulum v. acutangularis Coconi X . X descoperite de noi la Cut (versantul drept al văii Secaș), unde se află gipsuri cenușii, impure, deranjate tectonic, intercalate între pelite fine, stratificate și suportînd transgresiv strate mai noi. Semnalăm, de ase- menea, că la est de localitatea Cut, am descoperit marne argiloase cenușii, compacte, peste care stau nisipuri gălbui-albicioase fosidifere cu interca- lații și lentile de pietrișuri fine, polimictice, în liantul cărora se găsesc de asemenea fosile (tab. 1). 3.1.2. Strate de Dobîrca = strate cu Cerithium (Koch, 1884) Stratele de Dobîrca se caracterizează prin varietatea faciesurilor sub care apar. Pe valea Dobîrca se dispun, într-un facies mamos-nisipos „stra- tele cu Cerithium" peste orizontul mamelor cu Spirialis. în bază am întîlnit mame cenușii, albicioase, mame vineții nisipoase foarte micacee, mame cenușii cu lentile cărbunoase și cu intercalații de nisipuri cu trovanți ce ne amintesc de „stratele de Feleac“, mame albicioase cu aspect tufaceu și cu intercalații de nisipuri, nisipuri galbene fosilifere Institutul Geological României 9 NEOGENUL SUPERIOR CIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 131 și cu nivele de mame argiloase stratificate și gresii cenușii dure. întreaga succesiune pare să însumeze cca 300—400 m. Pe valea Rodului, „stratele de Dobîrca” sînt reprezentate prin argile marnoase, cenușiu-albicioase, micacee, cu intercalații de nisipuri, mame și argile cenușii, masive, cu intercalații de ordinul milimetrilor de nisipuri, nisipuri galbene, fosilifere și cu nivele de mame argiloase stratificate și gresii cenușii dure. întreaga succesiune însumează cca 300—400 m. în sectorul Reciu-Răhău-Cîlnic, stratele cu ceriți care se dispun transgresiv peste șisturile cristaline sînt mai detritice, fiind alcătuite în special din nisipuri și pietrișuri. Pe valea Cîlnic, la est de biserica- cetate din comună, în versantul drept, aflorează nisipuri cenușii fosili- fere, micacee, avînd cca 10 m grosime, cu găleți de mame cenușii. Iviri de „strate cu Cerithium" se mai întîlnesc sporadic în împre- jurimile Sibiului, la Orlat, valea Steaza și între Hîrtibaciu și valea Oltului. La sud de Orlat aflorează mame cenușii, rubanate, micafere cu intercalații tufitice și gresii cenușii fosilifere. Acestea suportă mame și argile cenușii, fosilifere. Pelite asemănătoare am întîlnit pe valea Hîrti- baciu și pe valea Cașoșului. în deschiderile de pe valea Cașoșului se urmărește o succesiune de marne cenușii cu intercalații milimetrice de nisipuri gălbui, fosilifere ; urmează gresii calcaroase în plăci, care suportă marne cenușii-negricioase cu lentile de pietrișuri mărunte și nisipuri gălbui lumașelioe, nisipuri cu numeroși trovanți și intercalații de mame cenușii, gresii calcaroase dure, benzi de pietrișuri. Suita de sedimente sarmațiene însumează în estul regiunii 800—1 000 m grosime, iar în vest numai 50—400 metri. 3.1.3. Strate de Sacadate Peste stratele de Dobîrca, repauzează depozite pannoniene = strate de Săcădate. Aflorimente reprezentative menționăm în estul comunei Săcădate pe Valea din Mijloc (afluent drept al Oltului), în dealul Rîposul, valea Nucilor etc., precum și la nord-vest de localitatea Cunța. Termenii bazali ai stratelor de Săcădate (pl. XV, fig. 2) îi for- mează argile cenușii nefosilifere (0,3 m) care suportă mame cu găleți alcătuiți din cuarțite, șisturi cloritoase, gnaise și micașisturi. Din ana- lizele mineralogice reiese că în ordinea frecvenței apar : cuarț, clorit, feldspat plagioclaz, muscovit, biotit, granat, zoizit și frecvent pirită auti- genă sub formă de sferule. Liantul este pelitic, rareori psamitic, cenușiu- vinețiu. Argila cu găleți are o grosime de cca 1,00 m și remaniază ele- mente de argile cenușii-vineții cu diametre cuprinse între 0,03 și 0,4 m. Depozitele suprajacente sînt formate din argile cenușii, fine, compacte, stratificate, în bancuri de 0,3—0,5 m, cu lentile și nivele de nisipuri cenușiu-vineții, microconglomeratice, centimetrice și decimetrice, fosili- fere și care suportă argile cenușii, dure cu intercalații de nisipuri cenușii cu remanieri de siltite cenușiu-vineții. Pachetul de strate descris are \ (GR/ Institutul Geological României 132 VICTOtRlIA L.UBSNBSCU 10 o grosime de cca 15 m (pl. XV, fig. 1) și susține o suită de nisipuri și pietrișuri fosilifere, deschise în dealul Rîposul. Depozitele bazale pannoniene sînt prezente și în nord-estul loca- lității Cunța, în versantul drept al văii Secașul de Sebeș. în cele cîteva deschideri prezente se observă pietrișuri polimictice (alcătuite predomi- nant din cuarțite, micașisturi, gnaise și paragnaise) fosilifere, cu inter- calații centimetrice de argile cenușii-vineții. Aceste pietrișuri, cu o gro- sime de 3 m, suportă argile dure, compacte, cu filme și intercalați! mili- metrice de nisipuri (5 m). în ambii versanți ai Văii din Mijloc s-au produs alunecări de mare amploare, reactivate după 1970, încît în prezent apar doar cîteva deschideri (pl. XVI, fig. 1). Tot pe această vale, în amont, se disting blocuri de roci foarte bine rulate, cristaline, cu dimensiuni de cîțiva m3 (pl. XVI, fig. 2). Paucă și Cehlarov (1966) demonstrează că aceste blocuri reprezintă „materialul remanent de eroziune terestră, eluvii din epoca continentală" existentă între Sarmațian și Pliocen, formate pe seama depozitelor „tortoniene". 3.1.4. Strate de Gușterița Faciesul pelitic cu Congeria banatica, se dezvoltă în jurul locali- tății Apold, Gîrbova, Dobîrca, Gușterița, Alămor la vest și est de Sibiu, caracterizîndu-se prin predominanța argilelor, mai puțin a marnelor. O dezvoltare ceva mai mare a acestui facies se poate urmări pe valea Rodului, între Apoldu de Sus și Apoldu de Jos (pl. XVII, fig. 1). înainte de intrarea în Apoldu de Sus, venind dinspre amont, în versan- tul drept al văii (pl. XVII, fig. 2), se disting mame cafenii dungate, (5—6 m), nefosilifere, cu numeroase oglinzi de fricțiune, slab ondulate, care suportă argile negricioase, stratificate, cu înclinări mici (maxi- mum 5°) și care conțin ostraeode mari. Argilele negricioase au intercalați! slab siltitice și se prezintă masive, compacte, cu spărtură concoidală ; pe spărtură se observă paiete minuscule de mice. în compoziția mineralogică se disting : (a) masa de bază a argilei reprezentînd 98®/o (constituită din minerale argiloase în amestec intim cu calcit, sericit acicular pseudoorientat și clorit epige- netic, biotit, minerale opace) și (b) fracțiunea grezoasă de cca 2«/o (alcătuită din cuarț cu dimensiuni de 0,1085—6,093 mm — 0,062—0,496 mm, feldspat microclin cu dimensiuni de 0,0862—0,075 mm, zoizit și granat). în componența masei de bază a rocii se remarcă o asociație intimă de calcit și minerale argiloase ca minerale allogenetice, precum și lamele fine, pseudoparalele, formate din sericit și clorit ca minerale epigene- tice. Mineralele opace apar sub aspectul unor sferule izolate sau gru- pate. Biotitul se prezintă în lamele bine dezvoltate, decolorate, opaci- zate și cloritizate. Fracțiunea detritică este constituită din cuarț format din granule angulare sau subangulare cu muchii drepte. Feldspatul pota- sic este reprezentat prin microclin. Sporadic se disting minerale din grupul epidot, zoizit și accidental, granule de granat incolor, izotrop. Institutul Geological României 11 NBOGENUb SUPERIOR DIN SUD-VESTUIL TRANSILVANIE!! 133 Faciesul de Gușterița este deschis și la intrarea în satul Gîrbova (unde se disting argile stratificate și masive, cenușiu-gălbui, cu interca- lați! de nisipuri), în versantul drept al văii Dobîrca, în apropiere de confluența sa cu valea Secașului, la nord de localitatea Miercurea Sibiu- lui, în dealul Măgura Copacului, în împrejurimile localităților Boz și Doștat, la sud-vest de Sibiu pe un afluent al văii Cibinului și pe valea Steaza. Către partea terminală, stratele de Gușterița devin predominant nisipoase. 3.1.5. Strate de Vingard Sedimentele terminale ale Pannonianului (= Malvesianului) din sud-vestul depresiunii Transilvaniei sînt reprezentate prin depozite psamito-psefitice, fosilifere, în centrul comunei Vingard și in dealul Rîposul (est de Săcădate) și nefosilifere pe marginea cristalinului. între comunele Săliște, Vale, Poplaca, Orlat, Gura Râului și în jurul locali- tăților Cîlnic și Drașov. Sedimentele de la Vingard (fig. 3) sînt alcătuite din nisipuri cenușii, cuarțoase, fine, în alternanță cu nisipuri microconglomeratice, care suportă nisipuri cu lentile centimetrice și decimetrice de pietrișuri rulate (de cuarț și șisturi cristalofiliene) ; între acestea se găsesc intercalați! centimetrice de argile gălbui și găleți de mame cenușii. Nisipurile cuar- țoase sînt constituite din elemente colțuroase pînă la slab rotunjite. La microscop se distinge : cuarț, feldspat, calcit, fragmente de roci cuarți- tice, turmalină și pirită cu diametre minime 0,031—0,0186 mm și maxime între 2—10 cm. în nisipuri se găsesc concrețiuni de marnocalcare fine, gălbui, cu structură pelitică și textură masivă, omogenă. în dealul Rîposul (Săcădate II) am întîlnit nisipuri lumașelice, gălbui, cu lentile de siltite cenușii, nisipuri cenușii cu intercalați! mili- metrice de mame cenușii (fig. 4). 134 VICTORIA LUBENESCU 12 în deschiderile întîlnite între localitățile Săliște, Vale, Sibiel, Orlat, Gura Rîului, dealul Dîlma etc., sînt prezente pietrișuri polimictice și nisipuri stratificate cenușii și roșcate (fig. 5). Pietrișurile cuprind uneori elemente mari, angulare, cu diametre cuprinse între 0,005—0,2 mm de Fig. 5. — Secțiune în „strate de Vingard-dealul Rîposul". Versant estic ai dealului Dilma-Bîrcu Roșu : pietrișuri cu lentile și intercalații de nisipuri, găleți de marne vine- ții și concrețiuni calcaroase. Section dans les „couches de Vin- gard-colline Rîposul”. Versant est de la colline Dilma-Bîrcu Roșu : graviers â lentilles et intercalations de sables, galets de marnes viola- cees et concretions calcaires. cuarțuri, amfibolite, micașisturi, calcare cristaline, gnaise. Nisipurile au o granulație medie, sînt micacee și prezintă nivele și lentile de pietri- șuri. Grosimea acestui complex detritic este de 30—40 m. 3.2. BIOSTRATIGRAFIE Unitățile biostratigrafice separate de noi în Neogenul din sud- vestul depresiunii Transilvaniei, sînt reprezentate prin cîteva zone și asociații. într-un interval de timp relativ lung, în care s-au acumulat sedi- mente variate, condițiile paleoecologice au determinat instalarea unor faune endemice. în sectorul nord-vestic al depresiunii Transilvaniei, în Miocen, au fost făcute recent de către Popescu (1975) zonări microbiostrati- grafice pe baza evoluției foraminiferelor planctonice : Globigerinoides, Praeorbulina, Candorbulina și Velapertina. Studiile microfaunistice efec- tuate de Doina Gheorghian în nordul munților Cibin au confir- mat existența acestor zone și în acest perimetru. Asociațiile de moluște colectate dintr-o serie de puncte fosilifere, ne-au permis să distingem în Miocen două zone corespunzătoare celor două zone microbiostratigra- fice : zona Neopycnodonte navieularis și zona Spirialis andrussovii. 3.2.1. Zona Neopycnodonte navieularis Corespunde intervalului de apariție și dezvoltare maximă a spe- ciei Neopycnodonte navieularis; este caracteristică părții bazale a Mio- cenului marin. Identificată de noi în cîteva puncte pe marginea sudică X IGR Institutul Geological României i 3 . NEOGENUtL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 135 ■a depresiunii Transilvaniei, această zonă are dealtfel o răspîndire des- ;tul de mare în țara noastră (Lubenescu et al., 1978). Zona Neopycnodonte navicularis a fost identificată la Săsciori, pe ■valea Rodului, la Poiana și la Cacova Sibiului, cuprinzînd pe lîngă spe- icia ce i-a dat numele, un cortegiu de foraminifere planctonice caracte- iristice : Candorbulina glomerosa (B 1 o w), C. universa J e d 1., Globigeri- noides diverse specii. Coincide deci cu zonele N 8, N 9 — Blow (1969). în țara noastră, zona este prezentă în nord-vestul Transilvaniei ■(sectorul Cluj-Popești, dealul Hoia, dealul Rozelor. Baciu) la Lăpugiu, .Romoșel în bazinul Streiului inferior pe valea Silvașului, în bazinul Mehadiei (H în cu Iov, 1968), în bazinul Beiuș (Paucă, 1934), în Sub- .carpați (sectorul Cîmpina, valea Slănicului) și în depresiunea getică la iHorezu, valea Tulburea și Romanii de Sus etc. 3.2.2. Zona Spirialis andrussovii Corespunde zonelor N 10 partim — N 13 partim (Blow, 1969)'. ‘Se caracterizează prin prezența pteropodului Spirialis andrussovii (apa- iriție și dezvoltare maximă) în asociație cu foraminifere planctonice carac- ■ teristice zonei Velapertina. Deasupra evaporitelor de pe valea Rodului .am recoltat o faună bogată de moluște cu Nucula (Nucula) nucleus Lin ne, Corbula (Varicorbula) gibba O li vi etc. (tab. 1). Zăcămîntul de la Cacova Sibiului, cantonat, de asemenea, în depo- zite suprajacente evaporitelor, conține o foarte bogată și diversă faună : ide moluște : Lucina (Lingă) columbella Lam., Amusium (Amusium) cris- \tatum badensis Font. etc. (tab. 1). i Asociația faunistică descoperită de noi pe un mic ogaș drept al văii Secaș, în nisipuri gălbui-albicioase, cu lentile de pietrișuri fine, ipol’imictice, se caracterizează printr-o abundență de lamelibranchiate, gasteropode și rare antozoare în asociație cu foraminifere planctonice .caracteristice zonei Velapertina și a pteropodului Spirialis andrus- țsovii (tab. 1). • ” • • . - ? ; 3.2,3. Asociația Abra reflexa/Ervilia trigonula Caracterizează partea bazală a stratelor de Dobîrca și implicit a ’Miocenului salmastru bazai și corespunde intervalului de apariție și dez- ’ voltare maximă a speciilor Abra reflexa și Ervilia trigonula (valea ;Dobîrca. valea Hîrtibaciu, valea Pretanului ; tab. 2). 3.2.4. Asociația Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi/Cerithium rubiginosum Corespunde intervalului de apariție și dezvoltare maximă a aces- :tor doi taxoni, caracterizînd pelitele și psamitele terminale ale stra- Itelor de Dobîrca. Prezintă o dezvoltare maximă pe cîteva profile : valea Rodului, valea Dobîrca, Clinic și valea Cașoșului. A Institutul Geologic al României \JGR/ TABELUL 2 Răsptndirea moluștelor sarmafiene In diverse puncte fosilifere din sud-vestul depresiunii Transilvaniei Cașoș vh. XXX XXXXX X X XX Valea Pretanului vh. XXX XXX ti A X Valea Hîrtibaciu vh. X X bg- 1 X Valea Steaza vh. X XX XX bg- 1 Orlat vh. XX X Valea Dobîrca vh. X X XX X X X XXX XXX XX xxxxxxx th A X Valea Rodului vh.' X x bg. | X Valea Cîlnlc vh. XX x xxxxxxxxxxxxx Denumirea speciei o ** > M O M ® O a o n § >> £ £ - « S “O g » C5 24 /-s S *4 ’CC • — — E — * IM) "J <4 £Q U a ~ ~ . - a 3 a a S -o ® = o-o _ s « a — > a S x o a a « « w « a i. P “s 1 ^4aîa £§« °s o a a .g § O 45 "3 .2 S " 2 '3 a -O ° « ° ■§ o a 3 2 a *J — n a Z » * > ~ — r a «> 5-o «s-Siu^bMs'S ?aTa = "a s•§ ?-S> a^a § S "a?" 2 s r/} =0 e; qjUfji țj q c q 2? -2 s e c h~8» S5a^U?525 s-5aS^Q'Sgg S-SS.S e § §>•§•§ a S-slâlla-? ■§ S £ E Eaag'-'0'3^^^^ d ««’EaS.S §â^8 § E E §â^^^eBag«ga8Ogw 3 a " “■ ki-~ = s a Si c 05 s E « E a 2 2 "55 S § B 3~ 2 « o o = .2 2Ssi§5wK«,M'"g'25§^so5§5Sl1’g~s:§S-5-5a-5; 5 e 2 o B 8 i B a.a^ .g 1 5 a « - y 5 ^55 - i bgtî tq fc] Cq Q U O 03 S S SC5 to O i Q, < rț 0, a, u, Nr. crt. r< Ol CO *3* io 50 00 O O H OiCO’l* bO O O « CiOrHOlM^mOr* 00 CD O TH 04 CQ wMOÎOlOieiOICMOi 04 CM CO CQ CO co ./r- Institutul Geological României \JGHZ 15 NBOGHNUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUIL TRANSILVANIEI 137 De remarcat asociația microfaunistică de foraminifere : Elphidium macellum, Porosononion granosum și de myside (Paramysis mihaii Voi cu) care însoțește cortegiul de moluște (tab. 2). 3.2.5. Intervalul cu faună de amestec Se caracterizează printr-un amestec de faună (de moluște) sar- mațiană și chiar mai veche (badeniană) și pannoniană, tipică stratelor inferioare cu congerii. Se dezvoltă in două sectoare principale, în estul regiunii, în jurul localității Săcădate și în vest, în jurul locali- tății Cunța. Genurile predominante întîlnite în fauna din acest interval sînt (în ordinea frecvenței) : Melanopsis, Congeria, Cerithium, Cardium, Tapes, Ervilia, Pirenella etc. Inventarul paleontologic al zăcămintelor cu faună de amestec este prezentat în tabelul 3. Menționăm că, această faună este proprie sedimentelor bazale pannoniene în facies psamito- psefitic din regiune care formează „stratele de Săcădate". Remarcăm ocurențele timpurii de Melanopsis (Canthidomus) ex gr. defensa și în același timp faunele endemice de melanopside și congerii cu cochilii robuste și cu tendință de gigantism (Melanopsis fossilis, M. pseudoim- pressa, M. (Canthidomus) trochiformis, Congeria ex gr. part schi etc.). 3.2.6. Asociația Congeria banatica Caracterizează faciesul de bazin foarte extins în Transilvania. Aflorimentele principale se întîlnesc pe valea Rodului (la ieșire din comuna Apoldu de Sus — către amont), la intrarea în satul Dobîrca (dinspre șoseaua națională Sibiu-Sebeș Alba), la Gușterița și Tumișor (lîngă Sibiu), în apropierea localităților Boz și Doștat. Asociația cuprinde : Congeria banatica, rar Congeria digitifera, Paradacna lenzi, P. syrmien- sis (?), Arcicardium costatum, A. protractum, Velutinopsis velutina, Undulotheca pancici, U. rotundata. Remarcăm fauna endemică de (?) Arcicardium costatum și (?) Arcicardium protractum întîlnită numai pe valea Rodului. Sincron faciesului pelitic de bazin, am recunoscut faciesul litoral cuprinzînd mai ales melanopside și congerii și mai rar lymnocardiide ; cel mai bine reprezentat este în împrejurimile comunei Apoldu de Sus (dealul gării), pe Valea de Mijloc și la Cisnădie. îi sînt caracteristice următoarele fosile : Congeria partschi, C. ramphophora, C. kispatici, C. neumayri, Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis, M. (Lyrcaea) fossilis, M. (Lyrcaea) stricturata, M. (Lyrcaea) inermis, M. (Lyrcaea) handmanni, M. (Canthidomus) defensa, Lymnocardium humilicostatum, Velutinop- sis velutina. 3.2.7. Asociația Congeria partschi/Congeria zsigmondyi Caracterizează depozitele terminale ale stratelor de Gușterița și corespunde apariției Congeriei zsigmondyi și predominanței celor doi taxoni. Institutul Geological României TABELUL 3 Repartiția moluștelor găsite In depozitele pannoniene din. sud-vestul Transilvaniei Dl. Ripo- sul-Să- cadate II £ X Valea din Mijloc Săcă- date I CO XX XXX XXX XXX XX Guște- rița in ti o .2 H £ cZ S Măgu- ra Copa- cului CO <«• J , 1 X Amns Acilii o. r-< Apol- du de Jos V. Ro- dului O X Do- bîrca O Sin- gătin 00 X Gîr- bova r- Boz- Doștat co Cunța io XXXXXXX XXX XX Vin- gard X X X X X ' CC 1 —< §33 = co Denumirea speciei CM Faună remaniată Ervilia trigonula Sokolov Ervilia podolica disslla E i c h w a 1 d Ervillia dissila dissita E i c h w a 1 d Cardium (Cerastoderma) vindobonensis (P a r t s c h. Las k.) Tapes vitalianus (d’Orb.) Tapes tricuspis tricuspis (E i c h w a 1 d) Mactra aff. Mactra bulgarica T o u 1 a Calliosloma podolicoformis K e 1 e s n i - k o v Mohrensternia înfiata înfiata (Andrze- j o w s k i) Pirenella picta picta D e f s. Pirenella disjuncta S o w e r b y Cerithium (Thericium) rubiginosum ru- rubiginosum E i c h w. Cerithium banaticum J e k e 1 i u s Dorsanum duplicatum dupltcatum (So- w e r b y) Actaeocina (Actaeocina) lajonkaireana (B a s t e r o t) Moesia laevlgata J e k e 1 i u s Hydrobia frauenfeldi frauenfeldt (M. II o e r n e s) Faună pannoniană Psilunio (Psilunio) atavus (Partscli) Lymnocardium (Limnocardium) secans (F u c h s) Lymnocardium (Limnocardium) promulti- striatum J e k e 11 u s Lymnocardium (Limnocardium) poly- pleura B r u s i n a Lymnocardium (Limnocardium) humill- costatum J ek el iu s Lymnocardium undatum R e u s s Nr. crt. h oi co rr lo co i> oo o> o w oi co io cor- oooi o cq co TH W T-< r-< T-i cq Oî CM 04 Institutul Geological României \«3RZ (continuare tab. 3) , XXX 1 X X X X X X X XXX XX XX X X X X X X X XX X : x XX X XX X 1 X XXX X X X i X XXX X X 1 XX XXX X X ’ X X X • X X I X X X X X X X X X X X XX X xxxxx X X X X X X X in O i> OOO O Ol CO r* IQ CO >OOOOT-<(MCO'?,LOaOQ O th Ol 00 1O CO I> Qi Ol Ol Ol Ol Ol CO CO CO CO COCO CO COCOCOT^x^^^xj’Tr'C'^x*^ 1O LO tO *O IO io 1O KO Institutul Geological României (continuare tab. 3) 1 17 1 X X X X X X 1 16 X XXX XXX X X XXXXXXXX X IO Y-1 X X X X X ” 1 X co w X X 1 12 X X 1 H X O vH X X X X X O 00 o X X co *O X X X X X X co X CM Melanopsis (Lyrcaea) vtndobonensis vin- dobonensis Fu eh s Melanopsis (Lyrcaea) vtndobonensis pa- ucăi n. ssp. Melanopsis (Lyrcaea) inermis inermis Handmann Melanopsis (Lyrcaea) stricturata sirictura- ta B r u s i n a Melanopsis (Lyrcaea) handmanni hand- manni B ru s i n a Melanoosis iCanthidomus } baud bmiti Fârussac Melanopsis (Canthidomus ) boud rarispina LSrenthey Melanopsis (Canthidomus ) defensa defensa F u c h s Melanopsis (Canthidomus) bouii affinis Handmann Melanopsis (Canthidomus) bouei mulll- costata Handmann Melanopsis (Canthidomus) bouii sturi F u c h s Melanopsis (Canthidomus) defensa tro- chiformis Fuchs Melanopsis (Canthidomus) defensa elon- gata G 111 e t, Marinescu Theodoxus polltioanei J e k e 1 i u s Theodoxus (Calvertia) banaticus J e- k e 1 i u s Theodoxus crenulatus Klein Theodoxus carasiensis J e k e 1 i u s Timtsia sp. Planorbis ponticus L Or en t h ey Gyraulus tenuistriatum G o r j a n o v li ■ Kramberger Vndulotheca pândei (B r u s in a) Undulotheca rotundata ( GorjanoviS- Kramberger) Velutinopsts veluttna (D e s h a y e s) Eobania sp. Helix sp. Planorbis sp. 00 CP O yH cm co IO 1O CO CO CO CO io co CO CO CO !> eo O O YH CM co io co r» 00 CP O YH CM co co co co r* r* o o i> oooooooo M, Institutul Geological României \JGRZ 19 NEOGENUtL SUPERIOR !DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 141 Această asociație se întîlnește atît în faciesurile litorale cît și în cele de larg (de bazin). Faciesul de bazin a fost întîlnit pe valea Rodu- lui, în dealul Apoldu de Jos, în dealul Morii de Vînt, pe drumul dintre localitățile Apold-Sîngătin, în jurul satului Amnaș ; el cuprinde : Con- geria partschi, C. zsigmondyi, C. spathulata, C. prezujovici, Lymnocar- dium undatum, L. asperocostatum, Caladacna steindachneri, Pseudoca- ■tillus, Velutinopsis velutina, Undulotheca rotundata, U. pancici. în faciesul litoral, mai puțin reprezentat în sud-estul Transilva- niei, o mare dezvoltare o au congeriile și melanopsidele : Congeria partschi, C. zsigmondyi, C. subglobosa (f. rar), Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis, M. (Lyrcaea) fossilis, M. (Lyrcaea) fossilis pseudoimpressa, Eolymnium atavus. Această asociație a fost recunoscută pe valea Rodului (în dreptul comunei Apoldu de Jos), în dealul Morii de Vînt (Miercurea Sibiului), în apropierea localității Amnaș și Aciliu (tab. 3). 3 2.8. Asociația Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae Corespunde dezvoltării maxime a acestei specii și este cantonată în sedimentele terminale ale Neogenului superior din Transilvania (partea sa de sud-vest). Bogata faună de moluște a acestei asociații litorale este repre- zentată prin congerii specializate, lymnocardiide evoluate, melanopside și unionide : Congeria subglobosa, C. subglobosa giganthica, C. subglo- bosa jekeliusii n. ssp., C. subglobosa hemiptycha, C. ungulacaprae, C. partschi macarovicii, Lymnocardium (Lymnocardium) secans, L. (Lymnocardium) polypleura, Lymnocardium sp. n., L. (Pannonicar- dium) schmidti, Melanopsis (Lyrcaea) fossilis, M. (Lyrcaea) fossilis pseudo- impressa, M. (Lyrcaea) vindobonensis, M. (Lyrcaea) vindobonensis paucai, M. (Canthidomus) defensa defensa, M. (Canthidomus) defensa trochiformis, Eolymnium atavus. Un interesant zăcămînt conținînd o faună diversă (în special con- gerii și melanopside) este cel de la Vingard. Așa cum a remarcat și Koch, pietrișurile de aici, mai puțin nisipurile, „apar punctate în alb, datorită marelui număr de cochilii de moluște, albe, foarte .sfărâmicioase, dar în pofida acestei mari can- tități de lamelibranhiate și gasteropode, abia se poate scoate un exem- plar întreg și anume cînd este impregnat cu o soluție de clei“ (Koch, 1900, p. 200). Cu toate acestea, colectarea atentă timp de mai mulți ani ne-a permis adunarea unui bogat material paleontologic, reprezen- tat (în ordinea frecvenței) prin specii și subspecii ale genurilor Mela- nopsis, Congeria, Unio, Lymnocardium, Velutinopsis etc. Congeria subglobosa, Melanopsis vindobonensis, M. fossilis sînt dis- tribuite în partea bazală a deschiderii, pe cînd în stratele superioare predomină Melanopsis pseudoimpressa, Eolymnium atavus și Congeria ungulacaprae (tab. 3). ■ \ Institutul Geologic al României klGR/ 142 VICTORIA LUBENESCU 20 Menționăm ca un fapt caracteristic zăcămîntul faunistic de la Vingard, aspectul melanopsidelor care au tendință accentuată de alun- gire a ultimului tur de spiră. Un alt zăcămînt la fel de bogat se află în dealul Rîposu, lîngă localitatea Săcădate (Săcădate II). Faima este cantonată în nisipuri lumașelice gălbui, cu lentile de siltite cenușii, cu nivele milimetrice de argile cenușii și nisipuri galbene, micacee cu intercalații de pietrișuri cuarțoase (tab. 3). 3.3. CRONOSTRATIGRAFIE Datarea depozitelor din depresiunea Transilvaniei — zona sud- vestică — a preocupat o serie de cercetători încă din secolul trecut. în monografia lui Hauer și Stache (1863), formațiunea neo- genă este divizată în : a) strate cu congerii ; b) strate cu ceriți ; c) strate marine. Koch (1900), atribuie Miocenului „stratele de Cîmpie" și stra- tele cu ceriți, și Pliocenului-Ponțianului, depozitele suprajacente. Scara cronostratigrafică stabilită de Koch a fost adoptată în con- tinuare de aproape toți geologii care au lucrat în depresiunea Transilva- niei. Astfel, majoritatea cercetătorilor au fost de acord în a distinge : Tortonian, Sarmațian și Ponțian. Adaptîndu-ne unei terminologii noi, mai exacte, am separat : Badenian, Sarmațian și Pannonian (= Mal- vensian). 3.3.1. Badenian Tortonianul a fost definit (C h. Mayer-Eimar, 1858) la Tor- tona, pe versantul de nord al Apeninilor (provincia Alessandria) Pied- mont și corespunde pachetului de strate (marine) cu o bogată faună, care urmează peste o serie argilo-mamoasă din pat, atribuită unui „elve- ziano“ pe criterii de superpoziție. M a y e r-E i m a r înglobează, de asemenea, la Tortonian, încă din 1889, formațiunea denumită „tegelul de Baden“ din bazinul Vienei. Cercetările de detaliu din ultimele decenii au demonstrat însă că această formațiune nu este sincronă cu Tortonianul de la Tortona. Din acest motiv, a fost propusă denumirea de Badenian care înlocuiește astfel ceea ce a fost descris în Paratethysul central ca Tortonian. De altfel, Tortonianul din Tethys are baza la 10 milioane ani în timp ce tuful de Dej de la baza Badenianului, la 18—19 milioane ani vechime. Badenianul are poate un inconvenient, dezvoltîndu-se pe un inter- val de timp prea mare, similar unui superetaj. După cum arată Popescu (1975), referindu-se la corelările Tethys-Paratethys, Langhianul și partea inferioară a Badenianului (= Lanzendorfian) sînt echivalente. Pentru intervalul cuprins între Langhian și Sarmațian, corelările cu Tethysul pe bază de foraminifere devin foarte dificile. Etajul Kosso- vian, propus de Pischvanova (1968) pentru aceste interval cores- Institutul Geologic al României 21 NEOGENUlL SUPERIOR DIN SUD-VESTUtL TRANSILVAN®: 143 punde și în sud-vestul Transilvaniei cît și în restul țării noastre depo- zitelor cu evaporite, șisturilor cu radiolari și marnelor cu Spirialis. în regiunea noastră, depozitele bazale ale stratelor de Cîmpie con- țin o asociație de moluște cu Neopycnodonte, precum și o mare bogă- ție de foraminifere [Orbulina sutturalis/Globorotalia (Turborotalia) bykovae]. Primele strate de sub orizontul cu gipsuri, precum și intercala- țiile argiloase dintre evaporite conțin Pseudotriplaxia (Lubenescu și Gheorghian, 1973) element de corelare în cuprinsul Paratethysu- lui central. Nivelele suprajacente evaporitelor se caracterizează prin prezența foraminiferelor pelagice din grupul Velapertina și a Spiratelelor. Numai pe cîteva profile (valea Rodului, Mărăjdia și Steaza) au fost întîlniți și radiolari din grupul Spongodiscus. Âceste elemente sînt importante și ele pentru corelările la distanțe mai mari. 3.3.2. Sarmațian Depozitele care conțin faună sarmațiană se dispun fie în conti- nuitate de sedimentare peste termenii badenieni, fie transgresiv și dis- cordant peste alți termeni stratigrafici. în partea de sud-vest a depresiunii Transilvaniei, pragul paleon- tologic ce marchează începutul Sarmațianului constă din dispariția bruscă a speciilor existente în Kossovian și apariția unei faune bogată în indi- vizi și săracă în genuri : Abra, Ervilia, Amomalinoides dividens, Arti- culina problema etc., echivalentă cu cea a Buglovianului în sensul M a c a r o v i c i (1967—1972). Sedimentele pelitice suprajacente conțin o faună salmastră ușor diversificată (Ervilia podolica, Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi, Car- dium gleichenbergense și Quinqueloculina akneriana, Elphidium macel- lum) întîlnită frecvent în Volhinianul din Podișul Moldovenesc. Lipsa diverselor moluște bessarabiene, în primul rînd a mactre- lor, demonstrează absența Bessarabianului în regiunea noastră. Prezența mysidelor, considerată de unii cercetători ca argument hotărîtor pentru existența Bessarabianului, nu o putem lua în considerație întrucît, după părerea noastră, acestea nu apar constant la același nivel biostratigrafic. De altfel, în ultima vreme a existat tendința la unii autori, de a atribui orice ivire de sedimente sarmațiene din domeniul pannonic atît Volhinianului cît și Bessarabianului inferior. în realitate, din ana- liza atentă a inventarului faunistic reiese că în numeroase cazuri este prezent în speță numai Volhinianul, Bessarabianul fiind îndepărtat prin eroziune și în foarte rare cazuri apărînd depășit de termenii mai noi. După cum arată Andrusov (1899), Barbot de Marny a fost primul care a arătat că „stratele salmastre“ sau „stratele cu ceriți" au o mare dezvoltare în Ucraina sudică. Considerînd că ambele denu- miri sînt nepotrivite pentru depozitele din acea regiune, Barbot de Marny a propus pentru ele numele de „etaj sarmațian". Primul însă care a folosit această denumire într-un articol publicat a fost Suess 'A Institutul Geological României igr7 VICTOROA LUBENESCU 22 144 (1866) care a dat o definiție clară etajului Sarmațian. Din păcate, core- larea Sarmațianului din bazinul Vienei cu cel din bazinul euxinic se poate face numai parțial. Sarmațianul din bazinul pannonic este echi- valent cu Buglovianul, Volhinianul și o mică parte din Bessarabianul bazinului dacic și euxinic. 3.3.3. Pannonian sens restrîns (= Malvensian) 3.3.3.1. Introducere încadrarea cronostratigrafică a depozitelor cu faună dulcicolă care se dispun aproape în întreg domeniul pannonic transgresiv și discor- dant peste depozite sarmatiene sau peste termeni mai vechi, a fost o temă dezbătută pe larg de numeroși cercetători, vreme de peste o sută de ani. Rezolvarea acestei probleme majore depinde de lămurirea altora și anume de modul de depunere a stratelor cu faună dulcicolă (în con- tinuitate de sedimentare sau după o puternică eroziune ?) și de perioa- dele de comunicare cu apele bazinelor dacic și euxinic. 3.3.3.2. Istoric Un foarte sumar istoric ne dezvăluie felul în care au evoluat diferitele concepții ale unor cercetători și concretizarea eforturilor aces- tora pînă în zilele noastre. „Stratele cu congerii“, noțiune introdusă de Hoernes în 1851, sînt divizate de Reuss (1868) în orizontul inferior cu melanopside și orizontul superior cu cardiacee și Valenciennesia. B ar b o t de M a r n y (1896) paralelizează stratele cu congerii cu Ponțianul rusesc. în 1875, Ne u m ay r și Paul împart depozitele din Slavonia în „strate cu Rhomboidea" și „strate cu paludine“. Patru ani mai tîrziu, T e 1 e g d definește Pannonianul ca fiind suita de sedimente mai noi decît Sarmațianul și mai vechi decît Cua- ternarul, în cadrul cărora nu puteau fi separate decît etajele Ponțian și Levantin cunoscute la acea vreme. Studiind „stratele cu congeria“, Andrusov (1866) le atribuie Ponțianului, iar între 1895—1898, pe baza datelor din literatura de specialitate prin care se demonstra continuitatea de sedimentare de la Sarmațian la Pannonian (Fuchs, 1870), tot Andrusov echivalează stratele inferioare cu congerii cu Meoțianul bazinului euxinic și stra- tele superioare cu congerii (orizontul cu Rhomboidea) cu Ponțianul rusesc și dacic. Același autor definește Slavonianul pentru stratele inferioare cu congerii. Restrîngînd Pannonianul, Lbrenthey (1904) atribuie „stratele cu paludine11 Levantinului. Ideea continuității de sedimentare de la Miocen la Pliocen a fost susținută mai departe de Schretter (1912), Laskarev (1924), F r i e d 1 (1931) și în același timp infirmată de K r e j c i-G r ă f (1931), rekelius (1935, 1943), Paucă (1935). în același timp, Gillet (1933, Institutul Geological României 23 NiEOGENUiL SUPERIOR. DIN SUD-VESTU1L IIRANSILV ANTEI 145 1934, 1943) echivalează Slavonianul cu Kersonianul și Meoțianul bazi- nului euxinic. Stabilind existența unei importante lacune de sedimentare între Bessarabian inferior-Ponțian, Jekelius (1944) atribuie Ponțianului stratele inferioare și superioare cu congerii din domeniul pannonic. Această concluzie este îmbrățișată și de cercetătorii români pînă după 1960. Ulterior, în lucrările lui Papp (1951, 1953) și Stevanovic (1951, 1957, 1959) se argumentează existența unei continuități de sedi- mentare de la Sarmațian la Pannonian. Stevanovic (1951) restrînge denumirea de Pannonian pentru stratele inferioare cu congerii și aceea de Ponțian pentru stratele supe- rioare cu congerii. Acceptînd noile idei privind biostratigrafia Neogenului superior cercetătorii români încep să atribuie stratele inferioare cu congerii, Pannonianului s. str. și stratele superioare cu congerii, Ponțianului (Lubenescu, 1963; Denisa Lupu, 1963; Lubenescu et al., 1970; Marinescu, 1967, 1973; Gillet, Marinescu, 1972 etc.). în ultimul deceniu, pentru intervalul dintre Sarmațian (în sensul lui Suess) și Ponțian (în sensul lui An d rus o v). Motaș și Mari- nescu (1969) au propus folosirea denumirii de Malvensian reprezen- tat, între altele, în depresiunea getică prin stratele cu Radix din Olte- nia, iar în zona de curbură a Carpaților Orientali prin partea infe- rioară a stratelor de Milcov. Malvensianul poate înlocui Pannonianul sens restrîns din dome- niul pannonic, motiv pentru care folosirea sa este mai indicată în aceste zone întrucît noțiunea de „Pannonian" are în literatura de specialitate felurite înțelesuri. Malvensianul poate fi folosit de asemenea, ca supenetaj fără a se înlătura prin aceasta utilizarea subdiviziunilor mai vechi ale Sarma- țianului (Bessarabian. Kersonian), precum și a Meoțianului. t 3.3.3.3. Rezultate și paralelizări biostratigrafice Studiile efectuate și în depresiunea Transilvaniei, nu au putut demonstra pînă în prezent continuitatea de sedimentare dintre Sarma- țian și Pannonian. Dacă în timpul Sarmațianului ar fi avut loc o trans- formare continuă, progresivă a faunei, ar fi trebuit să se găsească deja un complex de strate în care bogata faună sarmațiană să posede carac- tere de tranziție către noua faună dulcicolă. Papp (1953) identifică în caretele unor foraje executate în bazi- nul Vienei, exemplare degenerate semisalmastre. Datele de foraje efec- tuate în Transilvania, Banat și regiunea Crișurilor, nu au pus în evi- dență asemenea faune. Stratele inferioare cu congerii se dispun trans- gresiv și discordant, uneori numai aparent în continuitate de sedimen- tare, peste depozitele volhiniene, mai rar bessarabiene sau peste termeni stratigrafie! mai vechi. 10 — O. 738 ViICTOROiA LUBENiESCU 146 24 Analizînd minuțios conținutul unor faune amestecate, situate în baza Pannonianului, am constatat că acestea nu reprezintă în nici un caz forme de tranziție de la Sarmațian la Pannonian (Koch, 1900; Arabu, 1940) ci forme pannoniene cu remanieri de specii sarmațiene și chiar mai vechi. Au fost erodate și redepuse chiar blocuri și frag- mente din formațiuni cristaline (Săcădate. Valea din Mijloc — foto) și de calcare cu Lithothamnium, badeniene (Apold, Dobîrca, Cunța, Săcădate). Fauna pannoniană apăruse cu mult înainte, probabil în timpul Miocenului inferior. Ea constă dintr-o faună oligohalină care își făcuse apariția la gurile unor rîuri și estuare în Miocen, conviețuind timp îndelungat în biotopuri separate (Je k e 1 i us, 1935, 1943 ; Paucă, 1965 ; Marinescu, Istocescu, 1972). După cum se știe, marea pannoniană se caracterizează prin frec- vența remarcabilă a cinci familii de moluște : dreissenide, melanopside, lymnocardiide, unionide și viviparide. între acestea, o deosebită impor- tanță, o au lymnocardiidele și dreissenidele. în depresiunea Transilvaniei au fost puse în evidență două tipuri de zăcăminte (depuse în Pannonian = Malvensian — fig. 6) : literale și de larg. Apele litorale puțin adînci adăposteau o înfloritoare faună de moluște săracă în genuri și foarte bogată în indivizi, cu cochilii groase, uneori ornamentate, capabile să reziste acțiunii valurilor. Fauna de bazin, alcătuită din genuri cu cochilii subțiri, fine, de talie mică, este de asemenea săracă în gemuri și foarte bogată în indivizi. Au fost identificate de noi cîteva asociații de moluște de tip „assamblage zone“ și care reprezintă depuneri ale faciesului litoral și de larg. Astfel, fauna de amestec de tip litoral se dezvoltă la marginea sudică a bazinului Transilvaniei. Asociația cu „Congeria banatica" este tipică faciesului de bazin pe cînd cele două asociații cu „Congeria partschi/ Congeria zsigmondyi" și cu „Congeria subglobo sa/Congeria ungulacaprae" reprezintă de asemenea asociații faunistice litorale însă ceva mai noi. După cum s-a remarcat de către unii cercetători (J e k e 1 i u s, 1935, 1943; Paucă, 1935. 1965, 1972; Istocescu, 1971), fauna faciesului pannonic dezvoltată în mici bazine lacustre mai mult sau mai puțin independente care alcătuiau laolaltă marele bazin pannonic denu- mit de către Jekelius „bazinul Dunării mijlocii", a căpătat cum era și firesc caractere endemice. Schimbul reciproc de faune care a avut loc în unele perioade, odată cu restabilirea comunicațiilor, a complicat atît aspectul poziției cît și sincronismul diferitelor grupe de organisme. în urma studiilor din ultimul timp, au fost recunoscute perioade de timp cînd diferitele bazine aveau legături între ele, legături care au permis schimburi de faune (Macarovici et al., 1965 ; E b e r z i n et al., 1966). între acestea, prima mare migrație spre est a unor specii de dreissenide de tip pannonic se remarcă în timpul Bessarabianului Institutul Geological României 25 NEOGENUL SUPERJOtR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 147 jr V Rod v iu Apo'dv de Jos Deo’u1 Morii de Vini Singo*'^ Amroș V Roduiu' Dobîrca Gușterița Turnisoi - Boz Doșto1 FACIES DE BAZIN m O O c ? 0/ z Undulotheca pancic Undulotheca rotunda to Velutinopsis veiuimo Caladacna ste-ndoc^r. ?• Pseudocatiiius sp Lymnocardium asperocos’o ’ Lymnocardium undatum Congeria prezajovic» Undulotheca pancic- Undulotheca rOtunda’o Velutinopsis v pi u t । n o (?) Arcicard'um costatum (?) Arcicard'um protractum paradacno ' e n Z • Porodocno $yrm.ens 5 Reo1 • da c o ( a • do » o C 0 ng e r 0 banO ’ '( 0 cq V31VNV8 VI839N03 VliviOOSV - t' OlOdV - vild3isn9 30 31VB1S \ i ogor d Dea'ui Ri pa su l Jos Amna ș Acil'U Valea dm Mijloc Dealul Gării (Apold) Cisnâd’e Valea dir< Mijloc Cu n ț a CA C 1 ES LITORAL <* Eolymnium atavus Melanopsis pseudoimpr essa Melanopsis IC ) ex gr defenso Melanopsis (L ) vmdobonens'S Melanopsis (L ) tossihs Pannonicard । um schmiati Lymnocardium IL) secans Congeria unguiacaprae Congeria ex gr sut?globoso Congeria partschi macarovicn n ssp Eolymnium sp Melanopsis (L) vmdobonensi s Melanopsis (L) fossihs Lymnocardium humilicostatum Congeria subglobosa Congeria partschi Congela zsigmondy Melanopsis (L) pseudoimpresso Melanopsis (C ) ex gr boue- Meianops'S ( L ) f o s s • 11 s Meianops-s (L) vmdobonenS'S Congela neumayri Congeria ramphophofQ una de amestec sarmato- pannomanâ CM awdWinoNn 3/ «080198ns W839N03 VllVDOSV IĂ0N0W9ISZ0/IH3S1 - HVd W839N03 VllViOOSV O LL - insodid imv30 -QdVONIA 30 3±Vd±S 3 1 V 0 V 3 VS 30 3 1 v y 1 s O Fig. 6. — Faciesurile pannoniene-malvensiene din sud-vestul Transilvaniei. 1, denumirea litologică a stratelor ; 2, asociația faunistică. ; 3, denumirea moluștelor ; 4, zăcăminte faunistice. Facies pannonien-malvensiens du sud-ouest de la Trânsylvanie. denomination lithologique des couches : 2, association faunistique ; 3, denomination des mollusques ; 4, gisements faunistiques, Institutul Geologic al României 148 VICTORIA IAJBEMESCU 26 superior. într-un interval al Sarmațianului de tip euxinic se întîlnesc frecvent congerii mytiliforme, cu aspect pannonic (Jeanrenaud, 1963, 1966 ; Ciocîrdel, 1950 ; Marinescu, 1972 ; Lubenescu et al., 1974). A doua migrație a avut loc în Meoțian. Kojumdgieva (1961, 1968) menționează asociații de congerii de tip pannonic din grupele myti- liforme în Meoțianul din Bulgaria de nord-est — bazinul Lom (Conge- ria moldavica, C. panticapaea ete.). După Pană (1969), din numărul total de congerii meoțiene de la curbura Carpaților, 8 specii aparținînd grupelor mytiliforme și modio- liforme, sînt comune cu speciile pannoniene: Congeria neumayri, C. soceni, C. moesia etc. De asemenea, pe valea Rîmnicului Sărat, Andreescu (1971) întîlnește congerii mici și congerii carenate cu afinități pannonice. Motaș și Papaianopol (1971) citează în Meoțian congerii carenate și necarenate : Congeria moldavica polițioanei, C. moldavica, C. neumayri, C. neumayri poenensis, C. ramphophora, C. panticapaea tournoueri, C. moesia etc. Neveskaia (1969) și Motaș și Papaianopol (1971) remarcă și faptul că deseori în bazinul dacic, sub stratele cu Dosinia, apar mai multe nivele cu congerii, numeroase fiind de tip pannonic, congerii care nu se întîlnesc în partea estică a bazinului meoțian. în sudul depresiunii Transilvaniei, în zăcământul cu faună de amestec de la Săcădate (Valea din Mijloc), apar remaniate din Sar- mațian Congeria neumayri și Congeria soceni, forme ce au fost deci prezente și în regiunea noastră. De asemenea, o mare dezvoltare o are Congeria ramphophora identificată și la Cunța, Săcădate și împrejuri- mile Apoldului. La nivelul asociației cu „Congeria banatica" se mai întîlnește o specie comună celor două bazine : Velutinopsis velutina. întîlnită de noi în zăcămintele faunistice de pe valea Rodului, Amnaș și în partea bazală a stratelor de Vingard. Elemente de corelare încă nesigure par a furniza și ostracodele. Pînă în prezent nu s-au obținut însă date de certă valoare în acest sens. După cum remarcă Jekelius (1943) măsura în care vor fi utilizate ostracodele, forme condiționate foarte mult de facies, se va lămuri abia după ce în diversele zone ale întregului bazin pannonic, faunele de ostracode ale Sarmațianului inferior și mediu și ale stra- telor suprajacente vor fi studiate amănunțit, ca după aceea să fie puse în concordanță cu datele strati grafice stabilite pe baza moluștelor și a mamiferelor. Aceleași studii se impun și pentru bazinul dacic și euxi- nic. Dificultățile încep după acumularea materialului de observație. 3.3.3.4. Concluzii Studierea asociațiilor faunistice pannoniene din sud-vestul depre- siunii Transilvaniei ne-a permis să desprindem următoarele idei : — între Sarmațian (Suess, 1866) și Pannonian (= Malvensian) se remarcă o discordanță netă și o importantă lacună de sedimentare. CM Institutul Geological României \JGRZ 27 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL. TRANSILV ANSEI 149 — Originea faunei stratelor inferioare cu congerii trebuie cău- tată în faciesurile limnice, dezvoltate (în zonele marginale sau în del- tele rîurilor, estuarelor etc.) în timpul Miocenului (Jekelius, 1935, 1943; Paucă, 1935, 1969, 1972; Marinescu, Istocescu, 1972). — Au fost puse în evidență patru asociații faunistice de tip „assamblage zone“. — Unele din moluștele întîlnite în regiune [Melanopsis (Canthi- domus) ex gr. defensa, (?) Arcicardium protractum, (?) Arcicardium cos- tatum, Melanopsis ex gr. pseudoimpressa] au fost considerate ende- misme, la Săcădate, valea Rodului și Vingard. — Fauna Neogenului terminal din Transilvania de sud-vest, apar- ține Pannonianului (= Malvensianului) și poate fi echivalată aproxi- mativ cu fauna meoțiană din bazinul dacic (paralelizările au fost făcute prin prezența Congeriei ramphophora identificată și în bazinul dacic, a altor specii de congerii mytiliforme cît și a celor de lymneide — Velu- tinopsis velutina (Marinescu, 1967). — Menționăm însă și prezența sporadică a unor moluște cu mare răspîndire în Ponțian : Congeria ungulacaprae, Pannonicardium schmidti, Caladacna steindachneri, Melanopsis (Canthidomus) defensa, descope- rite de noi în stratele terminale ale Neogenului superior. Unele studii de viitor vor aduce noi precizări în această privință. 4. PALEONTOLOGIE Clasa Bivalvia L i n n e, 1758 Familia Unionidae Fleming, 1828 Gen Eolymnium P r a s h a d, 1919 Specia tip Unio terminalis Bourgiugnat Eolymnium atavus (P a r t s c h) Pl. VII, fig. 5—8 1870 Unio atavus Partsch in Hor nes, p. 286, pl. 37, fig. 2 a-d ; 1942 — Wenz, p. 108, pl. 54, fig. 569 ; 1953 Psilunio (Psilunio) atavus Partsch, M. Ho e r- nes-Papp, p. 190, pl. 17, fig. 3; 1971 — Istocescu, pl. 8, fig. 13; 1971 Unio atavus P a r t s c h-B a r t h a, pl. 22, fig. 1—2. Dimensiuni în mm d.a.p. 17 ; 30 ; 38 ; 48 ; 50 ; 60 ; 60 ; 65 d.u.p. 11 ; 23 ; 27 ; 30 ; 30 ; 32 ; 40 ; 40 h 4 ; 8 ; 10 ; 12 ; 12 ; 16 ; 15 ; 14 Cochilie ovală-alungită, bombată, groasă, de talie medie, netedă ; marginea posterioară dreaptă se racordează treptat cu marginea paleală. Marginea anterioară rotunjită. Linia cardinală dreaptă. Umbone mic recurbat. Din dreptul umbonelui către marginea posterioară apare o carenă vizibilă în jumătatea antero-mediană valvei. Această carenă măr- ginește o mică zonă depresionară. Striuri de creștere fine. k iGRy Institutul Geological României 150 VICTORIA LUBENESCU 28 între exemplarele colectate de noi dintr-un singur zăcămînt — Vin- gard, se disting două varietăți ale speciei : o varietate ceva mai alun- gită și o varietate mai înaltă. Și exemplarele juvenile își mențin aceste particularități. Fig. 7. — Schema dimensiunilor măsurate pe diverse cochilii. A) limnocardiide : dap, diametrul antero-posterior; dup, diametrul între umbone și marginea ven- trală (umbono-paleală) ; h, înălțimea cochiliei. B) congerii : dup, diametrul între umbone și unghiul posterior; bd, marginea dorsală ; bp, marginea posterioarâ ; bva, margine ventrală anterioară ; bvp, marginea ventrală posterioarâ ; La, lărgi- mea cîmpului anterior; Lp, lărgimea cîmpului posterior; h, înălțimea cochiliei ; ap, unghiul umbonelui (între marginea dorsală și ventral anterioară) ; an, unghiul anal (între marginea dorsală și posterioarâ) ; p, unghiul posterior (între marginea posterioarâ și ventral-posterioară) ; v, unghiul ventral (între segmentele anterioare și posterioare ale marginii ventrale) ; c, unghiul carenei (între planurile cîmpurilor anterioare și posterioare). C) gasteropode: h, înălțimea cochiliei ; 1, lărgimea cochiliei. Schema des dimensions mesurees sur diverses coquilles. A) limnocardiides : dap, diametre antero-posterieur; dup, diametre entre les umbones et le bord ventral (umbono-paleal) ; h, hauteur de la coquille. B) congăries ; dup, diametre entre les umbones et l’angle posterieur; bd, bord dorsal ; bp, bord posterieur; bva, bord ventral anterieur; bvp, bord ventral posterieur; La, largeur du champ ante- rieur; Lp, largeur du champ posterieur ; h, hauteur de la coquille; ap, angle de l’umbone (entre les bords dorsal et ventral anterieur) ; an, angle anal (entre les bords dorsal et posterieur) ; p, angle posterieur (entre les bords posterieur et ventral-posterieur) ; v, angle ventral (entre les segments anterieur et posterieur du bord ventral) ; c, angle de la carene (entre les plâns des champs anterieurs et posterieurs). C) gasteropodes : h, hauteur de la coquille; 1, largeur de Ia coquille. 19 Institutul Geological României 29 NEOGENUX SUPERIOR (DIN SUD-VESTUiL TRANSILVANIEI 151 Șarniera valvei drepte prezintă un dinte cardinal triunghiular, crestat în partea inferioară și un dinte lateral posterior bine evidențiat. Tot în partea posterioară apare o fosetă cu aceeași lungime. Pe valva stingă se disting doi dinți cardinali de formă triunghiu- lară, o fosetă și un dinte lamelar lateral ascuțit, precum și o fosetă corespunzătoare dintelui de pe valva dreaptă. Impresiunea mușchiului anterior este întărită de două excrescențe mici accesorii, situate pe partea stingă. Specia este cunoscută în zona E în bazinul Vienei, Ungaria și România (bazinul Beiuș și Borod). Eolymnium atavus este frecvent în bazinul dacic la nivelul Roma- nianului. Apare deci evidentă migrarea, precum și originea speciei din domeniul pannonic unde se cunoaște la un nivel stratigrafie inferior. Familia Lymnocardiidae Stoliczka, 1871 Specia tip Cardium haueri M. H o ern es Lymnocardium (Lymnocardium) secans (Fuchs, 1870) Pl. VIII, fig. 1 1870 Cardium secans n. sp. Fuchs, p. 365, pl. XV, fig. 21 ; 1902 Lymnocardium secans Fuchs — Lorenthey, p. 266, pl. 21, fig. 6 ; 1903 — An d rus o v, p. 36, pl. 3, fig. 1, 2, 4—7; 1932 — Jekelius, p. 103, pl. 22, fig. 21; 1936 — P a u c ă, p. 215, pl. 9, fig. 17—20 ; 1943 — G i 11 e t, p. 55 ; 1971 — G i 11 e t, M a r i n e s c u, p. 15, pl. 3, fig. 5—7, pl. 4, fig. 1 ; 1975 — Pană, p. 242, pl. 11, fig. 12. Observații. Exemplare cu coaste ascuțite în jumătatea inferioară a cochiliei și puțin aplatizate către umbone. Speciile noastre prezintă mari asemănări cu cele descrise și figu- rate de P a u c ă din bazinul Beiuș. d.a.p. : 18 ; d.u.p. : 14 ; h. : 6 Loc de proveniență : strate de Vingard, Pannonian (= Malven- sian) : România (bazinul Beiuș) ; Ponțian : Ungaria (împrejurimile lacu- lui Balaton), Iugoslavia, România (Rădmănești, Tirol) ; Pliocen supe- rior-Pleistocen : România (Aita Seacă). Lymnocardium (Lymnocardium) promultistriatum Jekelius, 1944 PL VIII, fig. 2 1944 Lymnocardium promultistriatum n. sp. Jekelius, p. 148, pl. 58, fig. 16—21 ; 1953 — P ap p, p. 192, 193, pl. 22, fig. 1—3. Exemplare de talie mică, avînd o formă trapezoidală, pe care se evidențiază numeroase coaste. Pe partea anterioară și mediană se dis- ting 30 coaste, iar pe partea posterioară 6—7 coaste puțin vizibile. Mar- ginea posterioară dreaptă, iar marginea anterioară rotunjită. Umbone mic, puțin pronunțat și recurbat. în regiunea umbonală cochilia apare ușor carenată. Institutul Geological României 152 VICTORLA LUBENESCU 30 Pe partea internă se văd coaste numai către marginea paleală a valvei. Pe șamiera valvei stingi se observă un dinte cardinal și o fosetă și dinți laterali anteriori și posteriori bine marcați. Dintele lateral ante- rior se prezintă ca o lamelă bine; evidențiată. Pe valva dreaptă se disting doi dinți cardinali mici și cîte un. dinte lateral anterior și posterior. d.a.p. : 15 ; 14 ; 12 d.u.p. : 14 ; 12 ; 11 h. : 5 ; 5 ; 5 Specia apare la nivelul zonei E a Pannonianului. Loc de proveniență : comuna Vingard și dealul Rîposul. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian, zona C/D, Aus- tria, România (Soceni). Lymnocardium (Lymnocar diurn) polypleura B ruși na, 1902 Pl. VIII, fig. 5 1902 Lymnocardium polypleura n. sp. B r u s i n a, pl. 28, fig. 12, 13. Valve subtriangulare cu marginea anterioară rotunjită, racor- dîndu-se treptat cu marginea ventrală. Partea posterioară trunchiată și deschisă. Umbone larg, puțin proeminent și puțin deplasat anterior. Partea anterioară și mediană poartă 21 coaste bine pronunțate pînă la umbone, iar partea posterioară este netedă. Ultimele coaste din apro- pierea marginii posterioare sînt șterse (fig. 8). Marginea cardinală foarte puțin arcuită, aproape dreaptă. Marginea paleală puternic rotunjită. Pe șamiera valvei stingi se distinge un dinte cardinal mic oblic sub croșet și un dinte lateral posterior puțin dezvoltat. Fig. 8. — Profilul coastelor la Lymnocardium polypleura; A, marginea anterioară; P, marginea posterioară. Profil des cotes chez Lymnocardium polypleura; A, bord anterieur ; P, bord posterieur. Pe partea internă spațiile intercostale sînt bine evidențiate către marginea paleală. d.a.p. : 21 ; d.u.p. : 19 ; h. : 7 Loc de proveniență : comuna Vingard în „strate de Vingard" aso- ciația Congeria subglobosaJCongeria ungulacaprae. Răspîndire stratigrafică și geografică : Markusevec-Croația în aso- ciație cu Congeria subglobosa hemyptycha, Congeria ramphophora, melanopside etc. Institutul Geological României 31 N'EOGENUtL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 153 Lymnocardium (Lymnocardium) humilicostatum Jekelius, 1944 PL VIII, fig. 3 1944 Lymnocardium humilicostatum n. sp. Jekelius, p. 147, pl. 63, fig. 6—10 ; 1953 — P a p p, p. 194, pl. 22, fig. 17, 18 ; 1963 — Lupu, pl. 2, fig. 37 a, b ; 1971 — Is toc eseu, pl. 7, fig. 8 a, b ; 1968 — Sagatovici, pl. 243, pl. 12, fig. 9—16 ; 1975 — Pană, p. 243, pl. 12, fig. 9—16. d.a.p. : 6 ; d.u.p. ; 4,5 ; h. : 1,5 Valve de dimensiuni mici (talia identică cu a exemplarelor figu- rate de Jekelius), ușor bombate, contur oval, cu partea anterioară rotunjită și partea posterioară trunchiată. Marginea cardinală aproape dreaptă. Umbonele mic, depășește foarte puțin linia cardinală. Coastele în număr de 22 ușor ascuțite în secțiune (fig. 9), se prelungesc pînă în zona umbonală. Fig. 9. — Profilul coastelor la Lymnocardium. humilicosta- tum ; A, marginea anterioară ; P, marginea posterioară. Profil des cotes chez Lymnocardium humilicostatum; A, bord anterieur ; P, bord posterieur. Loc de proveniență : comuna Vingard, „strate de Vingard", aso- ciația cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian (= Malven- sian) : Austria (zona C, D) ; România (Soceni, Hălmagiu, bazinul Borod). Lymnocardium undatum R e uss, 1368 Pl. VIII, fig. 6 1868 Lymnocardium undatum n. sp. Reuss, p. 87, pl. 2, fig. 3—5; 1943 — G i 11 e t, p. 48, pl. 5, fig. 1. Cochilie puțin bombată (fig. 10) foarte subțire (ca și cea a para- dacnelor), alungită. Marginea posterioară dreaptă, trunchiată și margi- Fig. io. — Lymnocardium undatum Reuss. L, test in formă de „zăbrele". Lymnocardium undatum Reuss. L, test en forme de „barreaux". Institutul Geologic al României 154 VICTORIA LU'B'HMESOT 32 nea anterioară rotunjită. Pe partea posterioarâ se evidențiază 5—6 coaste cu spații intercostale mari. Pe partea antero-mediană sînt vizibile 22 coaste. între coaste apar striații concentrice foarte fine dînd valvei un aspect reticulat (fig. 18). Față de specia figurată de G i 11 e t, unele dintre exemplarele noastre au umbonele mic și mai central. d.a.p : 21 ; d.u.p. : 16 ; h. : 2 Loc de proveniență : comuna Sîngătin, depozite terminale ale stra- ielor de Gușterița, asociația cu Congeria banatica. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian (= Malvensian), România (bazinul Transilvaniei). Lymnocardium asperocostatum G o r j a n o v i c-K r a m b e r g e r, 1899 1899 Lymnocardium asperocostatum n. sp. G o r j an o vi c-K r a m b er g er, p. 133, pl. 5, fig. 10 ; 1968 — Lymnocardium (Paradacna) lenzi asperocostatum Gor j an o vi c-K ram ber ger, Szdles, pl. 5, fig. 2, 5, 6 ; 1971 — Sze- 1 e s. p. 335, pl. 3, fig. 6—8. Fig. 11. — Conturul valvelor de Lymnocardium asperocostatum; A, detaliu, coaste cu noduli și solzișori. Ccntour des valves de Lymnocardium asperocostatum; A, detaii, cotes ă nodules et petites ecailles. Cochilii aproximativ ovale (fig. 11), extrem de fine (cu test ca al paradacnelor) ușor bombate, de dimensiuni medii și mari. Marginea posterioarâ dreaptă și marginea anterioară ceva mai rotunjită. Coaste în număr de 25—27 (vizibile pe toată suprafața cochiliei) ornamentate cu noduli și solzișori. Intervalul dintre coaste este brăzdat de striuri Institutul Geological României 33 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 155 fine. La unele exemplare, de dimensiuni mai mari, striurile care pornesc din dreptul nodulelor sînt puțin mai îngroșate. Croșetul ascuțit, șarniera necunoscută. Față de holotipul provenit de la Babindol, exemplarele noastre, în majoritate, au talia mai mare și cîteva coaste în plus. Par a fi exemplare mai evoluate. Prezintă mari asemănări cu exemplarele din foraje prezentate de M a r g i t S z e 1 e s din depozitele pannoniene „inferioare” — strate cu Congeria banatica. După părerea noastră, Lymnocardium asperocostatum se deose- bește net de Paradacna lenzi. d.a.p. : 22 ; 26 ; 31 ; 35 d.u.p. : 20 ; 20 ; 24 ; 30 h. : 2 ; 3 ; 5 ; 4 Loc de proveniență: comuna Sîngătin (județul Sibiu), depozite argilo-nisipoase deasupra stratelor cu Congeria banatica. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian (= Malvensian) : Iugoslavia, Ungaria, România (Lopadea). Lymnocardium sp. n. Pl. VIII, fig. 4 O singură valvă stîngă cu contur subtrapezoidal, cu marginea ante- rioară rotunjită, ce se racordează treptat cu marginea ventrală. Partea posterioară trunchiată și deschisă. Umbonele mic puțin proeminent și puțin deplasat anterior. Fig. 12. — Profilul coastelor la Lymnocardium sp. n.; A, marginea anterioară; P, marginea posterioară. Profil des cotes chez Lymnocardium sp. n. ; A, bord ante- rieur; P, bord posterieur. Partea anterioară și mediană este despărțită de partea posterioară printr-o carenă pronunțată care poartă pe ea cîțiva spini. Pe partea anterioară și mediană se observă 16 coaste plate, despărțite între ele prin spații intercostale mici (fig. 12). Pe partea posterioară se disting 6 coaste mult mai late. Pe partea internă coastele sînt largi, separate prin șanțuri bine evidențiate către marginea paleală și complet șterse sub umboane. Pe șarnieră se observă un dinte cardinal, o fosetă și cîte un dinte lateral anterior și posterior. d.a.p. : 17 ; d.u.p. : 12 ; h. : 5 Institutul Geologic al României 156 VaCHOKBA UUBENESCU 34i Observații. Specia noastră are unele asemănări privind forma cochi- liei cu Lymnocardium timisense Jekelius. Se deosebește de aceasta, prin talia mare, zona umbonală mult mai lată și numărul de coaste redus. Loc de proveniență : localitatea Vingard, , .strate de Vingard", aso- ciația cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. Gen Paradacna Andrusov, 1923 Paradacna lenzi (R. Hornes, 1874) pi. vin, fig. 8 1874 Cardium lenzi n. sp. R. Hor nes, p. 78, pl. 3, fig. 3, 4; 1943 Paradacna lenzi H o er n.-G il 1 e t, p. 71, pl. 5, fig. 5; 1962 Limnocardium lenzi R. Hoern.-Szeles, pl. 4, fig. 1—3; 1968 — Szeles, pl. 2, fig. 1; 1974 Limnocardium (Paradacna) lenzi R. H o e r n es-S z 61 e s, p. 334, pl. III, fig. 3, 5. Exemplare cu cochilie foarte subțire, slab convexe cu peste 35 coaste purtătoare de mici spini. d.a.p. : 16 ; 17 ; 18 d.u.p. : 11 ; 12 ; 13 h. : 1,2 ; 1,2 ; 1,2 Loc de proveniență : valea Rodului, valea Dobîrca, Gușterița (Sibiu)- în strate de Gușterița, asociația cu Congeria banatica. Răspindire stratigrafică și geografică : Pannonian (— Malvensian), J ugoslavia, Ungaria, România ; Ponțian : România. Gen Pseudocatillus Andrusov, 1903 (?) Pseudocatillus sp. Pl. VIII, fig. 14 Cochilii de talie medie, bombate, foarte subțiri. Marginea poste- rioară dreaptă. Coaste fine, rotunjite în număr de 28, mai șterse pe partea anterioară. Intervalul dintre coaste este ceva mai mare decît lăți- mea acestora. Croșetul submedian, recurbat și puțin asemănător cu cel de la Monodacna wurmbi, depășește puțin linia cardinală. Partea posterioară, puțin depresionară, este despărțită printr-o ușoară carenă de partea mediană. Majoritatea exemplarelor apar ca mulaje De obicei, cele două valve se prezintă unite. d.a.p. : 18 ; 20 ; 17 d.u.p. : 13 ; 15 ; 12 h. : 4 ; 6 ; 3 Partea internă rău conservată. Nu se observă dentiția și impre- siunea paleală. Coastele sînt vizibile pînă în dreptul croșetului. Cochilia se apropie ca aspect de ,Monodacna“ rvurmbi (Loren- they) dar are coaste mai multe și carena mai puțin pronunțată. Loc de proveniență : argile nisipoase roșcate din depozitele ter- minale ale stratelor de Gușterița, asociația cu Congeria banatica. XjgrZ Institutul Geological României 35 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTU1L TRANSILVANIEI 157 Gen Caladacna Andrusov, 1917 Caladacna steindachneri (B rus i na. 1884) Pl. VIII, fig. 7 1884 Adacna steindachneri B rușina, p. 125, pl. 28, fig. 38 ; 1918 Cardium steindachneri lonescu Argetoaia, p. 417, pl. 13, fig. 4; 1942 Ca’a- dacna steindachneri (B ruși n a) — W e n z, p. 128, pl. 66, fig. 690—692 ; pl. 71, fig. 742 ; 1951 — E b e r z i n, p. 28, pl. 5, fig. 8—10 ; 1971 — G i 11 e U Mari nes cu, p. 23, pl. 8, fig. 1, 2; 1971 — Istocescu, pl. 8, fig. 11. Specie citată pentru prima dată în această lucrare. Exemplarele noastre se încadrează în descrierile clasice de Cala- dacna. La speciile tinere se observă spini pe coastele principale. d.a.p. : 13 ; 16 ; 26 d.u.p. : 10 ; 12 ; 24 h. : 3 ; 3 ; 10 Loc de proveniență ; Miercurea Sibiului, în argile roșcate făcînd parte din depozitele terminale ale stratelor de Gușterița, asociația cu „Congeria banatica". Gen Arcicardium F i s c h e r, 1887 Specie tip Cardium acar do D es h a y e s, 1938 (?) Arcicardium costatum (G o r j an o v i c-K r am b e r g er, 1899) Pl. VIII, fig. 9 1899 Pisidium costatum n. sp. G or j a no v i c-K r a m b er g e r, p. 132, pl. 5, fig. 8; 1975 Arcicardium costatum G o r j.-K r a m b e r g er-Pană, p. 246, pl. 13, fig. 16, 17. d.a.p. : 2 ; 7 ; 15 d.u.p. : 2 ; 6 ; 16 h. : 1 ; 2 ; 5 Cochilie extrem de fină, de formă triunghiulară (fig. 13) foarte variabilă. Marginea anterioară, rotunjită. Marginea posterioară dreaptă și apoi rotunjită. Umbone mic, puțin prozogir. De la umbone pornesc două coaste evidențiate care brăzdează partea posterioară. Șamiera necu- Fig. 13. — Conturul valvelor de (?) Arcicardium costatum (G o r j an o vi d-K r a m b e r ger). Contour des valves de (?) Arcicardium costatum (G or j a- n o v i c-K ramberger). rV Institutul Geologic al României 158 VICTOiRilA WBENESCU 36 noscută. Pe partea anterioară, ceva mai bine conservată, nu se văd dinți laterali. Pe cochilie se observă numeroase striuri de creștere, unele ceva mai pronunțate. Gorjanovic-Kramberger atribuie specia genului Pisidium, asemănîndu-1 cu un Pisidium figurat de San d ber ger în atlasul său la planșa 33, figura 4. Provine din depozitele pannoniene bazale de la Babindol și Cmak- lada de lîngă Agram. Pană (1975) descoperă pe aceeași specie cca 15 coaste foarte vag evidențiate. Exemplarele sînt recoltate din Ponțianul de la Odorhei, deci dintr-un nivel superior celui din care a fost descris holotipul. Loc de proveniență : valea Rodului, în strate de Gușterița, asocia- ția cu Congeria banatica. (?) Ar cicar diurn protractum (Gorjanovic-Kramberger, 1899) 1899 Pisidium protractum n. sp. G o r j ano v i c-K r a m b er g er, p. 132, pl. 5, fig. 9 ; 1975 P a n ă, p. 247, pl. 13, fig. 18, 19. Specie asemănătoare cu cea descrisă ca Pisidium costatum. Se deosebește de aceasta prin forma sa mai alungită. Noi am întîlnit numeroase exemplare de trecere între cele două specii. Holotipul este descris de Gorjanovi c-K ramberger din stratele bazale pannoniene (,,ponțiene“) de la Babindol. Autorul prezintă și o specie din regiunea Crnklada care are d.a.p. de 15,5 mm. Speciile noastre au următoarele dimensiuni : d.a.p. : 16 ; 15 ; 11 d.u.p. : 10 ; 11 ; 8 h. : 4 ; 3 ; 2 La unele exemplare mai apare o coastă în jumătatea anterioară a cochiliei. Loc de proveniență : valea Rodului în „strate de Gușterița", aso- ciația cu Congeria banatica. Subgen Pannonicardium Stevanovic, 1951 Specia tip Lymnocardium dumicici Gorj anovi c-K ramberger Lymnocardium (Pannonicardium) schmidti (Hornes, 1870) 1870 Car diurn schmidti n. sp. HSrnes, p. 193, pl. 38, fig. 1. Vezi sinonimia în Memorii Inst. Geol., XVII, Marinescu (1973). Specie citată pentru prima oară în depresiunea Transilvaniei în „stratele de Vingard", asociația cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. Valvele sînt globuloase, de talie mare, ușor alungite, cu croșet foarte prozogir și foarte proeminent. Partea anterioară puternic rete- zată. Pe cîmpul anterior-median coastele sînt în număr de 20. Lipsesc pe cîmpul posterior. d.a.p. : 80 ; d.u.p : 70 ; h. : 30 df A Institutul Geologic al României X IGR/ 37 NEOGENUD SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 159 Exemplare caracteristice Ponțianului pannonic din Ungaria. •Iugoslavia și România (Tirol). Familia Dreissenidae Gen Congeria P a r t s c h, 1838 Congeria neumayri neumayri A n d r u s o v, 1897 Congeria basteroti H o e r n e s, pl. 49, fig. 5, 6 ; 1897 Congeria neumayri n. sp. Andrusov, pl. 1, fig. 8, 9, 10; 1944 — Jekelius, p. 142, pl. 59, fig. 17 ; 1953 — P a p p, p. 156, pl. 13, fig. 1—4 ; 1972 Congeria neumayri neumayri A h d r u s o v-M a r i n e s c u, p. 75, 76, pl. 1, fig. 1—3 ; 1975 — Pană, p. 248, pl. 14, fig. 12—15. Exemplare de talie medie cu contur triunghiular (fig. 14). După cum remarcă Jekelius, Andrusov a reunit sub numele de Congeria neumayri o serie de exemplare de o mare variabilitate, dar descrierea pe care o face are în vedere numai exemplarele 8, 9 pro- venind din Miocenul marin de la Laa. Conform descrierii lui Andru- sov și figurărilor lui Hoernes privind specia Congeria basteroti asi- Fig. 14. — Congeria neumayri neumayri Andrusov. milată la Congeria neumayri, specia Congeria neumayri trebuie să fie puțin bombată, cu o carenă boantă, cu marginea posterioarâ și supe- rioară la fel de lungă. Exemplarele noastre se încadrează în această descriere, fiind de talie puțin mai mică : d.a.p. : 11 ; d.u.p : 20. Le-am întîlnit în fauna de amestec de la Săcădate. Răspîndire stratigrafică și geografică : Miocen, bazinul Vienei, localitatea Laa și stratele inferioare cu congerii, zona C ; România, Sarmațian, Oltenia, bazinul Borod ; strate inferioare cu congerii : Soceni ; Meoțian — curbura Carpaților. Congeria zahalkai S p a 1 e k, 1937 1937 Congeria zahalkai n. sp. Spalek, pl. 2, p. 15, fig. 5, 6; 1953 — Papp, p. 157, pl. 13, fig. 57 ; pl. 18, fig. 1—3, 5 ; 1971 — I s t o c e s c u, pl. 3, fig. 5 a, b. 160 VICTORIA LUBENESCU 38 Exemplare robuste de talie medie (fig. 15), care au caracteristică o carenă puternic ascuțită, sinuoasă în regiunea umbonală. Carena, ușor deplasată în partea ventrală, împarte cele două cîmpuri în două părți inegale a căror margine formează un unghi de cca 65°. Cîmpul ventral, Fig. 15. — Congeria zahalkai Spalek. slab bombat, cîmpul dorsal, ușor concav. Striurile de creștere vizibile pe ambele cîmpuri. Zona umbonală și partea ventrală, fiind mai îngroșate sînt por- , țiunile care se păstrează în cele mai multe cazuri. Loc de proveniență : comuna Vingard în stratele de Vingard, aso- ciația Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. Răspindire stratigrafică și geografică: Pannonian, Austria (zonele E, F), Cehoslovacia, România. Congeria ramphophora ramphophora Brusina, 1892 Pl. XI, fig. 4, 5 1892 Congeria ramphophora n. sp. Brusina, p. 85; 1897 Congeria ramphophora B r u s i n a-A n dr us o v, pl. 3, fig. 9—12 ; 1902 — Brusina, pl. 16, fig. 35—40; 1944 — Jekelius, p. 144, pl. 61, fig. 1—7; 1953 Congeria ramphophora ramphophora B r u s i n a-P a p p, p. 159, pl. 13, fig. 16, 17 ; 1971 — Istocescu, pl. 3, fig. 9 a, b. Exemplarele noastre au mari asemănări cu cele din bazinul Vienei. Am întîlnit numeroase exemplare tinere și adulte numai în zăcămîntul cu faună de amestec de pe Valea din Mijloc-Săcădate. d.a.p. : 6—13 ; d.u.p. : 13—20 ; h. : 5—8 Răspindire stratigrafică și geografică : Pannonian-bazinul Vienei (zona C), Ungaria, Croația, împrejurimile Belgradului, Banat, bazi- nul Borod. României 39 N'EOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTCE TRANSILVANIEI 161 Congeria ramphophora vbesendorfensis Papp, 1953 Pl. XI, fig. 6 1953 Congeria ramphophora vosendorfensis n. sp. Pap p, p. 159, pl. 13, fig. 26—28 ; 1971 — Istocescu, pl. 3, fig. 3 a, b, c. Spre deosebire de holotip, la unele exemplare carena apare ceva mai tocită. De asemenea, am întîlnit-o ceva mai jos, în stratele bazale ale Pannonianului din depresiunea Transilvaniei, pe Valea din Mijloc (Săcădate), pe cînd P a p p o menționează în bazinul Vienei din zona E. d.a.p. : 12 ; d.u.p. : 20 ; a.p. : 40 ; p. : 80° ; a.n. : 80° ; h. : 6 ; b.d. : 17 ; b.p. : 12 ; L.a. : 10 ; L.p. : 6. Congeria soceni soceni Jekelius, 1944 Pl. IX, fig. 2 1944 Congeria soceni n. sp. Jekelius, p. 92, pl. 27, fig. 1—12; 1953 Congeria soceni Papp, p. 64, pl. 11, fig. 6—8 ; 1969 — Ioana Pană, pl. 2, fig. 2—5. Valve de dimensiuni medii, cu contur triunghiular foarte asemă- nător holotipului cu singura deosebire că sînt puțin mai mari. d.u.p. : 32 ; d.a.p. : 16 ; h. : 8 ; L.a. : 15; L.p. : 3 ; b.d. : 24 ; a.p. ; 40° ; a.n. : 88° ; p. : 55°. Specia a fost întîlnită de noi numai în asociația cu faună de amestec de pe Valea din Mijloc (Săcădate). Este descrisă de Jekelius din Sarmațianul de la Soceni, de Papp din Sarmațian și din stratele inferioare cu Congerii (zona B) și de I o a n a P a n ă din Meoțianul din Subcarpați. Congeria banatica R. H b r n e s, 1875 Pl. VIII, fig. 16, 17 1897 Congeria banatica R. Hornes-Andrusov, pl. 11, fig. 18—20; 1962 — Szeles, pl. 5, fig. 2—5; 1968 — Saga to vi ci, pl. 12, fig. 1—3; 1969 — Florei, pl. 2, fig. 9 ; 1972 — Nicorici, pl. 21, fig. 10. Exemplare numeroase (fig. 16), tinere și adulte, caracterizează pelitele stratelor de Gușterița. Variabilitatea lor se datorește diferitelor stadii de creștere în care au fost surprinse. Fig. 16. — Congeria banatica R. H 6 r n e s. n — o. 738 Institutul Geological României 162 VICTORIA LUBENESCU 40 d.u.p. d.a.p. h. L. a. L. p. b. d. b. p. a.p. P- r. 15 10 1,8 3 6 8 7 75 65 100 16 11 2 4 7 9 10 80 65 100 20 13 2 5 8 12 12 80 65 100 25 15 2,3 6 10 18 21 80 65 100 Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian — strate infe- rioare cu congerii : Ungaria, Jugoslavia, România. Congeria kispatici Pavlovic, 1927 Pl. IX, fig. 1 Congeria kispatici n. sp. Pavlovic, p. 7, pl. 1, fig. 1—7. Specie cu contur triunghiular, de talie medie, bombată cu umbone puternic și cu carena boantă. Striuri de creștere vizibile. Septum tri- unghiular, apofiza mică. Marginea ventrală sinuoasă și marginea dor- sală superioară, dreaptă. Marginea posterioară rotunjită. Cîmpul ven- tral concav, iar cîmpul dorsal ceva mai lățit și bombat. Specia prezintă unele asemănări cu Congeria neumayri (Andru- sov, pl. I, fig. 14), cu care probabil este înrudită. d.u.p. : 25 ; d.a.p. : 15 ; h. : 9 ; L.a. : 13 ; L.p. : 10 ; b.d. : 17 ; b.p. : 18 ; b.v.a. : 12 ; b.v.p. : 14 ; a.p. : 60 ; a.n. : 35 ; p. : 50. Holotipul provine din împrejurimile Belgradului. Noi am întîlnit-o în stratele cu faună amestecată (Valea din M ij loc-Săcădate). Congeria sp. nov. Pl. IX, fig. 3 Valve de dimensiuni mari, robuste (fig. 17), bombate, cu contur triunghiular, cu striuri de creștere bine marcate. Carenă puternică, vizibilă în jumătatea superioară. Umbone puternic, recurbat. Marginea superioară dreaptă, cea posterioară ușor arcuată. Marginea ventrală ușor sinuoasă. Cîmpul dorsal bine dezvoltat, slab bombat în apropierea carenei. Cîmpul ventral, slab convex, prezintă o ușoară concavitate în dreptul umbonelui. Septumul triunghiular, lat. Apofiza mare, situată sub septum, în colțul dorsal al acestuia. Specia prezintă mari asemănări privind talia și forma cochiliei cu Congeria subcarinata botenica (Andrusov, pl. IV, fig. 14, 15). Se deosebește de aceasta prin dezvoltarea cîmpului dorsal și prin pre- zența umbonelui recurbat. 41 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRAMSILVANtrEI 163 De asemenea, prezintă afinități cu Congeria rhodanica Font. (Andrusov, pl. IV, fig. 13), în privința taliei și a formei cochiliei. Față de aceasta are umbonele mai recurbat și o carenă mai pronunțată. Fig. 17. — Congeria sp. n. d.u.p. d.a.p. L.a. L.p. b.d. b.d. a.p. a.n. P- 45 27 15 26 15 35 40 55 88 45 Pînă la găsirea mai multor exemplare o prezentăm ca atare. A fost colectată de noi din stratele cu faună de amestec de pe Valea din Mijloc (Săcădate). Congeria partschi partschi C z j z e k, 1849 1849 Congeria partschi n. sp. C z j z e k, pl. I, fig. 1 ; 1953 Congeria partschi partschi C z j z e k-P a p p, p. 173, pl. 16, fig. 1, 2 ; 1971 — Istocescu, pl. 4, fig. 2 : 1975 — P a n ă, p. 250, pl. 14, fig, 2—5, Valve de dimensiuni mici (fig. 18), d.u.p. cca 30 și d.a.p. 15, cu contur trapezoidal, carenate. Carena laterală bine evidențiată pe toată lungimea sa, urmată paralel de un mic șanț. Cîmpul ventral mic, ușor concav. Cîmpul dorsal mare, bombat. Striuri de creștere fine, bine evidențiate. Umbone dezvoltat, carenat. Exemplarele noastre se aseamănă foarte bine cu cele figurate de Papp din bazinul Vienei care au talia ceva mai mică. Institutul Geologic al României 164 VICTORIA -LUBBNÎE9CU 42 Loc de proveniență : „fauna de amestec" de pe Valea din Mijloc (Săcădate). Răspindire stratigrafică și geografică : Pannonian-bazinul Vienei (zona C, D), Ungaria, România. Fig. 18. — Congeria partschi partschi C z j z e k. Congeria partschi globosatesta Papp, 1953 Pl. IX, fig. 4 1849 Congeria partschi Czjzek, pl. 1, fig. 1—7 (non 8—12); 1870 — M. Hoer- nes, pl. 49, fig. 1 (non 2) ; 1897 — Andrusov, pl. 12, fig. 7—11 (non 6) ; 1936 — Paucă, pl. 8, fig. 1—4; 1944 — Jekelius, pl. 62, fig. 1—3, 5, 6; 1953 Congeria partschi globosatesta n. sp. Papp, p. 172, pl. 16, fig. 3. Exemplare tinere și adulte, groase, cu dimensiuni variind astfel : d.a.p. : 30—50 ; d.u.p. : 15—34. Valve globuloase cu marginea cîmpu- lui ventral ușor arcuită. Umbone uneori puternic recurbat. Striuri de creștere foarte bine evidențiate. Carenă laterală pronunțată în jumăta- tea superioară a cochiliei. Exemplarele noastre se caracterizează printr-o ușoară alungire a cochiliei, mai accentuată ca la exemplarul tip. Prin acest caracter se apropie de Congeria partschi loebersdorfensis Papp, dar prin forma globuloasă a sa (bombament, umbone, poziția carenei) se aseamănă cu subspecia globosatesta. Provine din fauna de amestec de la Săcădate (Valea din Mijloc). Răspindire stratigrafică și geografică : Pannonian-Austria (bazinul Vienei, zona D), Ungaria ; România : bazinul Caransebeș-Mehadia, bazinul Beiuș. Congeria zsigmondyi Halavâts, 1883 Pl. IX, fig. 5 1883 Congeria zsigmondyi n. sp. Halavâts, p. 171, pl. 15, fig. 7—10; 1897 — Andrusov, pl. 11, fig. 21—26 ; 1944 — Jekelius, p. 144, pl. 60, fig. 4—8 ; 1953 — Papp, p. 175, pl. 16; 1968 — Sagatovici, pl. 12, fig. 4—6; 1969 — Florei, pl. 2, fig. 6. Exemplare tinere și adulte cu valve subțiri, bombate, cu contur romboidal. Carena bine marcată în special în partea superioară a cochi- Institutul Geological României 43 NWGENtm SUPHRiKXR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 165 liei, ușor deplasată lateral, urmărită de un șanț îngust, paralel. Cîmpul dorsal bine evidențiat, bombat. Cîmpul ventral ceva mai mic cu o ușoară excavare în regiunea umbonală. Specimenele noastre au carena ceva mai ascuțită, față de holo- tip, precum și o alungire a jumătății sale inferioare. Au afinități cu Congeria partschi partschi dar se deosebesc de acestea prin conturul romboedric și prin dezvoltarea accentuată a cîmpului dorsal. Loc de proveniență : fauna de amestec de pe Valea din Mijloc (Săcădate). Răspîndire stratigrafică și geografică : Austria (zona E), Jugoslavia, România (Cîmpia, Soceni, bazinul Zarand). Congeria partschi macarovicii n. ssp. Pl. IX, fig. 6—9 Holotip : colecția I.G.G. Derivatio nominis : în onoarea prof. N. Macarovici, Iași. Locus tipicus : comuna Vingard, 15 km NE de orașul Sebeș-Alba, județul Alba. Stratum tipicum : asociația Congeria subglobosa/Congeria ungula- caprae. Pannonian. Valve de dimensiuni mari (fig. 19), groase, bombate, cu contur romboidal, ușor rotunjit, destul de regulat. Umbone puternic proemi- nent, cu vîrful ușor răsucit anterior. Regiunea umbonală dreaptă. Canena pronunțată în formă de S, situată aproximativ pe centrul cochi- liei bine evidențiată în jumătatea superioară, rotunjită ușor pe măsură ce coboară către unghiul posterior. Marginea dorsală dreaptă paralelă cu marginea ventral-posterioară, iar marginea ventrală paralelă cu mar- ginea posterioară. Cîmpul dorsal dezvoltat, concav în partea dorsală superioară se ridică aproape vertical în apropierea carenei. Cîmpul ventral foarte bine dezvoltat, bombat pînă la margine, în jumătatea superioară a cochi- liei. Liniile de creștere numeroase și bine exprimate. Septum slab dezvoltat, de formă triunghiulară. Apofiza mică triunghiulară situată în colțul dorsal al septumului. Foseta ligamentară adîncă, vizibilă în jumă- tatea superioară a cochiliei pînă în dreptul unghiului anal. Exemplarele tinere prezintă o carenă mai puțin pronunțată și au marginea ventrală ușor rotunjită astfel încît unghiul dintre cele două jumătăți ale mar- ginii ventrale este ceva, mai mare (cca 140°). Comparații. Prin forma umbonelui și a marginii posterioare și ventrale se aseamănă cu Congeria partschi longitesta P a p p, dar se deosebește de aceasta prin prezența cîmpului dorsal mai dezvoltat și a carenei centrale, vizibilă în jumătatea superioară a valvelor. 166 VICTORIA LUBENESCU 44 Se aseamănă cu Congeria macarovicii prin aspectul marginii dor- sale și ventrale dar se deosebește prin bombamentul accentuat al părții umbonale și carena mai puțin pronunțată. Exemplarele tinere sînt apropiate de Congeria zsigmondyi prin conturul marginilor dorsală și ventrală, dar se deosebesc de aceasta prin zona umbonală mult mai pronunțată și talia mult mai mare. Fig. 19. — Conturul cochiliilor diverselor stadii de creștere a unor exemplare de Congeria partschi macarovicii n. ssp. Contour des coquilles de diverses stades de croissance des certains exemplaires de Congeria partschi macarovicii n. ssp. Institutul Geological României 45 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSELVANTEI 167 d.u.p. d.a.p. h. b.v.p. b.v.a. L.a. L.p. b.d. b.p. a.p. M. p- V. c. 53 50 20 30 30 30 34 36 32 60 110 65 134 70 53 50 20 30 30 30 34 36 32 60 110 65 134 70 43 38 18 26 22 20 30 27 30 70 100 50 135 70 40 35 18 24 22 20 27 24 25 65 103 50 135 70 37 34 17 22 20 18 27 24 25 65 100 55 135 70 28 26 11 15 16 11 14 19 18 65 100 55 140 70 53 48 20 40 39 30 34 36 35 70 100 70 100 70 Congeria pancici pancici Pa vio vie, 1927 Pl. X, fig. 1 1027 Congeria 'pancici Pa vio vid, p. 11, pl. 2, fig. 5—7, pl. 3, fig. 1—3; 1953 4- Fapp, p. 176, pl. 17, fig. 1, 2; 1971 — Istocescu, pl. 5, fig. 1 a, 2 b. d.u.p. : 60 ; d.a.p. : 40 ; h. : 22 Loc de proveniență : Valea din Mijloc (Săcădate), fauna de amestec. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian-bazinul Vienei (zona D, E), Ungaria, Jugoslavia (Karagac-Belgrad), România (bazinul Crișului Alb). Congeria subglobosa jekeliusi n, ssp. Pl. X, fig. 2 1944 Congeria subglobosa P a r t s c h-J e k el i u s, p. 146, pl. 62, fig. 7; 1953 Congeria subglobosa subsp. indet. Papp, p. 177. Holotip : colecția I.G.G. Derivatio nominis : în onoarea lui E. Jekelius. Stratum tipicum : asociația cu Congeria subglobosaJCongeria ungulacaprae. d.u.p. d.a.p. h.b. v.p. b.v.a. L.a. L.p. b.d. b.p. a.p. a.n. P- V. 65 58 28 20 40 40 22 30 20 50 138 40 142 Exemplare robuste (fig. 20 a, b) bombate cu contur cvadrangular. Umbone puternic, lat. Carena laterală, puțin vizibilă. Paralel cu carena principală se mai individualizează în jumătatea superioară a cochiliei, o altă carenă mai puțin proeminentă. Marginea dorsală dreaptă for- mează un unghi de 138° cu marginea anală. Marginea posterioară rotun- jită se racordează treptat cu marginea ventrală. Cîmpul dorsal scurt Institutul Geological României 168 VICTORIA LUBENIESCU 46 și plat. Cîmpul ventral foarte bine dezvoltat și bombat. Striuri de creș- tere bine individualizate. Congeria subglobosa P ar t s c h fig. 7). Carena dublă este amin- Specia noastră are afinități cu figurată de Jekelius (1944, pl. 22, Fig. 20. — a, b, Congeria subglobosa jekeliusi n. ssp. (Vingard); c, Congeria subglobosa subglobosa P a rt s c h, bazinul Vienei ; d, Congeria subglobosa Parts ch, Jekelius. Institutul Geological României 41 NIEOGENUL SOTXHRIOiR. DIN SUD-VESTUL TIRAN SILVANIEI 16» tită și de acest autor. Exemplarul lui Jekelius este ceva mai robust și are ca urmare cîmpul dorsal bine dezvoltat. Papp (1953) referindu-se la exemplarul figurat de Jekelius constată unele deosebiri față de specia nominativă. Autorul mențio- nează din bazinul Vienei, specii indeterminabile de Congeria ex gr. subglobosa din care însă nu posedă nici un exemplar întreg și care par a avea caractere comune — prezența unei a doua carene — atît cu exemplarul nostru cît și cu cel prezentat de Jekelius. Revizuind speciile de subglobosa provenind din diverse zone ale domeniului panno- nic, Papp (1953) consideră că forma nominativă se dezvoltă numai în bazinul Vienei. în orice caz, în materialul destul de bogat provenind din sudul depresiunii Transilvaniei, nu am întîlnit nici noi exemplare tipice de Congeria subglobosa subglobosa ci diverse alte subspecii ale sale. Față de Congeria subglobosa subglobosa, exemplarele colectate de noi se deosebesc prin prezența celei de a doua carene, în afară de forma sa mai alungită și arcuită în jumătatea inferioară a valvei ast- fel încît marginea ventrală posterioară nu apare lățită. Probabil este o specie de trecere între Congeria subglobosa subglobosa și Congeria subglobosa longitesta. Congeria subglobosa longitesta Papp, 1953 Pl. XI, fig.. 1, 3 1953 Congeria subglobosa longitesta Sagatovici, pl. 13, fig. 1, fig. 1 a, b. (fig. 21). Fig. 21. — Congeria subglobosa longitesta Papp. n. ssp. Papp, p. 177, pl. XIX, fig. 2 ; 1968 — 2; pl. 12, fig. 27; 1971 — Istocescu, pl. 3, 4^. Institutul Geologic al României 170 VICTORIA WBIWESCU 48 d.u.p. : 69 ; d.a.p. : 44 ; h. : 23 Loc de proveniență : comuna Vingard, asociația Congeria subglo- bosa/Congeria ungulacaprae. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian-bazinul Vienei (zona D, E), bazinul Oaș, bazinul Crișului Alb. Congeria subglobosa gigantica Pavlovic, 1927 Pl. VIII, fig. 6 1927 Congeria subglobosa gigantica Pavlovic, p. 178, pl. 19, fig. 3 (fig, 22). pl. 3, fig. 8—11; 1953 — Papp, Fig. 22. — Congeria subglobosa gigantica Pavlovic. d.u.p. : 50 ; d.a.p. : 35 ; h. : 23 Loc de proveniență : comuna Vingard, asociația cu Congeria sub- globosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian-bazinul Vienei (zona D, E) și Iugoslavia. Congeria subglobosa hemiptycha B rus in a, 1897 Pl. X, fig. 3 1897 Congeria subglobosa hemiptycha n. sp. B r u s i n a ; 1902 Congeria subglo- bosa hemiptycha B ruși na, pl. 20, fig. 1—3 ; 1944 Congeria hemiptycha B r u s i n a-J e k e 1 i u s, p. 146, pl. 63, fig. 4. 49 NE0OENUIL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 171 Exemplarul nostru (fig. 23) prezintă mari asemănări cu acela figurat de Jekelius (1944) la planșa 62, figura 4. Este vorba de spe- cimene cu cochilia robustă, groasă în special în regiunea umbonală. Carena puternic ascuțită și subliniată în partea anterioară de un șanț fin. Cîmpul dorsal poartă o a doua carenă mai puțin marcată, mărgi- nită de două mici șanțuri. Umbonele, tipic subgloboselor, este puternic răsucit. Zona de sub umbone plată ca la Congeria subglobosa și nu bombată ca la Congeria partschi sau Congeria pancici. Avînd în vedere carena foarte ascuțită, Jekelius o consideră specie independentă. Papp (1953) crede că ar putea fi tratată ca o subspecie a Congeriei pancici. Pe baza materialului recoltat din bazinul Transilvaniei de noi, considerăm Congeria subglobosa hemiptycha ca o varietate extremă de Congeria subglobosa în care pot fi reunite exemplarele cu carena ascuțită. După cum se știe, Congeria subglobosa subglobosa, C. subglobosa longitesta și C. subglobosa gigantica au carena rotunjită iar Congeria jekeliusi ceva mai pronunțată. A fost întîlnită în dealul Rîposul (Săcă- date II), în asociația cu Congeria partschi. Congeria ungulacaprae (Muenster, 1839) Pl. XI, fig. 2 1835 Congeria triangularis Partsch, p. 99, pl. 12, fig. 1—4; 1839 Mytilus ungula- caprae Muenster in Goldfuss, p. 172; 1870 Congeria triangularis Hoernes, p. 363, pl. 48, fig. 3; 1897 Congeria ungulacaprae Miinst- Andrusov, p. 35, pl. 5, fig. 18—23 ; 1902 — B r u s i n a, pl. 18, fig. 32, 35; 1953 — Papp, p. 169, pl. 15, fig. 8, 9; 1971 — Barth a, pl. 27, fig. 1, 2. Citată pentru prima oară în depresiunea Transilvaniei. 172 VICTORIA. L.UBHNIHSCU 50 Specimene robuste, tinere și adulte foarte asemănătoare celor figurate de Andrusov, pl. 5, fig. 18—22 (din împrejurimile Bala- tonului). Față de cele din bazinul Vienei, exemplarele noastre sînt mai groase, de talie ceva mai mare și cu carena mai rotunjită. d.u.p. d.a.p. L.a. L.p. b.p. a.p. a.n. V. 90 65 36 40 30 65 45 60 100 120 De la Vingard, din depozite argiloase am recoltat și exemplare tinere care au o carenă mai pronunțată și umbonele bine individualizat. Loc de proveniență : comuna Vingard, dealul Rîposul și Miercu- rea Sibiului în strate de Vingard, asociația cu Congeria subglobosa/Con- geria ungulacaprae. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian-zona D, E, Austria ; strate superioare cu congerii, Ponțian-Ungaria, Jugoslavia, România. Congeria prezujovici n. sp. Pl. X, fig. ă—6 Holotip : colecția I.G.G. Derivația nominis : de la asemănarea cu Congeria zujovici, față de care apare ceva mai devreme. Stratum tipicum : asociația cu Congeria banatica (strate termi- nale), Pseudocatillus, Caladacna steindachneri, Velutinopsis. d.a.p. d.u.p. b.d. b.p. b.v.a. b.v.p. L.a. L.p. h. a.n. a.p. P- V. 35 50 30 35 30 30 22 23 14 110 75 60 130 35 55 35 35 30 30 22 24 17 110 75 65 120 40 48 35 30 30 30 20 25 17 110 75 65 120 35 50 30 30 30 35 20 20 17 110 75 65 120 Valve de dimensiuni mari și mici, subțiri, accentuat convexe, carenate, cu un contur rombic-rotunjit. Umbone proeminent, subțire, cu vîrful răsucit anterior. Carena pronunțată, ușor sinuoasă, depla- sată foarte puțin către partea ventrală, vizibilă pe toată suprafața, dar mai accentuată în partea superioară. Marginea dorsală dreaptă se racordează brusc cu marginea posterioarâ (între cele două margini for- mîndu-se un unghi de cca 110°). Marginea ventrală anterioară dreaptă se racordează treptat cu marginea ventrală posterioarâ. Cîmpul dorsal Institutul Geologic al României 51 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRIANSILVANIEI' 173 foarte bine dezvoltat, plan, slab bombat în apropierea carenei. Cîmpul ventral bine dezvoltat este aproape vertical în zona umbonală. Liniile de creștere numeroase, fine, bine dezvoltate. Septumul bine marcat, de formă triunghiulară. Valvele de obicei apar unite, sedimentarea făcîndu-se foarte rapid. Comparații. Prin aspectul marginii dorsale și ventrale se asea- mănă cu Congeria zujovici, dar se deosebește de aceasta prin carena mai pronunțată și sinuoasă și cu o poziție aproape centrală. De aseme- nea, Congeria prezujovici are cîmpul dorsal pronunțat din dreptul umbonelui. Clasa Gasteropode Familia Thiaridae Gen Melanopsis Ferusac, 1807 Melanopsis (Lyrcaea) impressa K r a u s s, 1852 Pl. XIII, fig. 4—6 1856 Melanopsis impressa Krauss-M. Hornes, pl. 49, fig. 10; 1902 Lyrcaea impressa K r a u s s-B rușina, pl. 5, fig. 33—36 ; 1940 Melanopsis impressa Simionescu și Barbu, p. 73, pl. 2, fig. 55—58 ; 1944 — Jekelius, p. 73, pl. 16, fig. 1—13. h. : 13 ; 14 ; 16 ; 15 ; 18 ; 21 : 21 ; 25 ; 28 ; 28,5 ; 30 1. : 7 ; 7,5 ; 8 ; 8 ; 9 ; 12 ; 13 ; 13 ; 16 ; 16 ; 18 Specie sarmațiană cu o foarte mare variabilitate a formei și taliei, în bogatul material recoltat de noi din două importante zăcăminte (de pe Valea din Mijloc-Săcădate și de la Cunța) am distins numeroase treceri între speciile impressa și pseudoimpressa, în special la exem- plarele tinere. Cele mai mari afinități le prezintă cu exemplarele sar- mațiene de la Soceni și cu cele de aceeași vîrstă din Moldova (Simio- nescu și Barbu, 1940). Unele exemplare mai prezintă asemănări cu subspecia pseudonarzolina Papp, din bazinul Vienei, dar și cu Mela- nopsis bonelli din același bazin. Materialul avut la dispoziție nu ne-a permis separarea unor varietăți ale speciei tip. Cel puțin în zăcămintele din depresiunea Transilvaniei atribuim toate exemplarele întîlnite speciei impressa, pe care o considerăm de o mare variabilitate. Apare în faima de amestec din Sarmațian. Răspindire stratigrafică și geografică : Sarmațian inferior din Româ- nia (Podișul Moldovenesc, Banat) și Ungaria ; stratele inferioare cu con- gerii din, Austria, .Iugoslavia. Melanopsis (Lyrcaea) fossilis fossilis (Martini, Gmelin, 1790) 1771 Pyrum fossilis monstrosum Martini, p. 203, pl. 94, fig. 913, 914; 1790 Buccinum fossile Gmelin, p. 3 485 ; 1929 Melanopsis fossilis (Martini, Gmelin) Wenz, p. 2714; 1936 Melanopsis fossilis (Gmelin) — Paucă, p. 210, pl. 11, fig. 15—20; 1944 — Jekelius, p. 133, pl. 52, fig. 11; Institutul Geological României 174 VICTORIA WSHNESCU 52 1953 Melanopsis fossilis fossilis (Martini, G m e 1 i n) — Papp, p. 134, pl. 10, fig. 1—8; 1971 — Istocescu, pl. 1, fig. 27 a, b; 1975 — Pană, 221, pl. 1, fig. 7. h. : 10—60 : 1. : 7—30 Exemplare de talie variabilă, frecvente în două zăcăminte prin- cipale : în dealul Rîposul (Săcădate) și la Vingard. Speciile de la Săcă- date sînt mai robuste și de talie mai mare. Cele de la Vingard au talie medie și mică, cochilii mai subțiri și mai alungite. Ambele zăcăminte sînt caracterizate prin prezența unor congerii specializate, din grupul subglobosae și ungulacaprae. Specimenele din depresiunea Transilvaniei prezintă mari afinități cu cele din bazinul Vienei, bazinul Beiuș și bazinul Borod. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian (= Malvensian) din întreg domeniul pannonic. în bazinul Vienei sînt citate în zonele C, D, E, F ale Pannonianului, în Ponțianul inferior din jurul Belgradu- lui, iar în România din stratele inferioare cu congerii și din Ponțianul de la Rădmănești. Melanopsis (Lyrcaea) fossilis constricta Handmann, 1887 Pl. XII, fig. 3, 4 1856 Melanopsis martiniana F e r r u s a c-H o r n es, p. 594, pl. 49, fig. 5—6; 1887 Melanopsis martiniana var. constricta — Handmann, p. 53, pl. 5, fig. 1, 2; 1936 Melanopsis fossilis (G mei in) — Paucă, p. 210, pl. II, fig. 7—10; 1944 Melanopsis fossilis G m e li n-J e ke li u s, p. 133, pl. 52, fig. 1—9 ; 1953 Melanopsis fossilis constricta Han dman n-P a p p, pl. 134, pl. 11, fig. 1—4; 1971 — Istocescu, pl. II, fig. 2 ; 1975 — Pană, p. 222, pl. I, fig. 8, 9. h. : 10—50 ; 1. : 7—20 Exemplare numeroase întîlnite în diferite stadii de creștere în zăcămîntul cu faună de amestec de pe Valea din Mijloc (Săcădate I) și în asociația cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae din dealul Rîposul (Săcădate II) aproape identice cu cele de la Soceni și din bazi- nul Vienei. Răspindirea stratigrafică și geografică : Pannonian din întreg dome- niul pannonic. In bazinul Vienei sînt citate în zonele C, D, E ale Pannonianului. Melanopsis (Lyrcaea) fossilis pseudoimpressa Papp, 1953 Pl. XII, fig. 16—20 1942 Melanopsis impressa K r a u s s-S t r a u s z, p. 84, 85; 1953 Melanopsis fossilis pseudoimpressa n. sp. Pap p, p. 135, pl. 11, fig. 5—8; 1973 — Graf, pl., 5, fig. 22—29. h. : 17—41 ; 1. : 10—27 Institutul Geological României 53 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 175 Exemplare numeroase cu cochilii groase, ovale, alungite și netede, cu striuri de creștere puternice. Prezintă 7 ture de spiră, din care ulti- mul tur reprezintă 3/4 din lungimea întregii cochilii. Celelalte ture dau cochiliei un aspect conic, asemănător celui de la Melanopsis impressa bonelli. Exemplarele mari prezintă pe ultimul tur gropițe (oca 8—10) plasate sub linia de sutură. Circomvoluțiile puțin separate între ele. Pe exemplarele colectate, în special de la Vingard, se observă o gîtuire sub carenă, iar cochilia apare cilindrică. Exemplarele cele mai mari au fost întîlnite de noi la Cut. Ele au peste 60 mm lungime, o grosime mare și sînt mai alungite față de holotip. După cum remarcă și P a p p (1953) specimenele tinere prezintă asemănări foarte mari cu Melanopsis impressa bonelli, cu care și noi credem că este înrudită. în materialul de la Săcădate am întîlnit numeroase treceri gradate între Melanopsis impressa bonelli și M. (Lyr- caea) fossilis pseudoimpressa. în Ungaria, S t r a u s z (p. 84) remarcă treceri între exemplarele mari de Melanopsis impressa la Melanopsis martiniana. în depresiunea Transilvaniei, Melanopsis pseudoimpressa apare la două nivele stratigrafice distincte : în „fauna de amestec“ în care pre- domină asociații de moluște tipice Pannonianului mediu și în asociația cu Congeria subglobosa și Congeria ungulacaprae [strate terminale ale Pannonianului (= Malvensian) și începutul Ponțianului]. P a p p o citează în partea superioară a stratelor inferioare cu congerii și în Ponțian. Melanopsis (Lyrcaea) fossilis coaequata Handmann, 1887 Pl. XII, fig. 5 1887 Melanopsis martiniana var. coaequata Handmann, pl. 4, fig. 9 ; 1953 Melanopsis fossilis coaequata Handmann-Papp, p. 134, pl. 10, fig. 9—12. h. : 26—32 ; 1. : 18—20 Specie frecventă în zăcămîntul de pe Valea din Mijloc (Săcă- date), unde apare în asociație cu Melanopsis (Lyrcaea) fossilis fossilis, M. vindobonensis etc. Exemplare foarte asemănătoare celor găsite de P a p p în bazinul Vienei (zona C, D). Melanopsis (Lyrcaea) fossilis rugosa Handmann, 1887 Pl. XII, fig. 6 ■ 1856 Melanopsis martiniana Ferrusac, p. 594, pl. 49, fig. 8, 9; 1887 Melanopsis martiniana var. rugosa Handmann, p. 26, pl. 5, fig. 5—7 ; 1927 Mela- nopsis rugosa H a n d m a n n-P a v 1 o v i 6, p. 48, pl. 12, fig. 2—12 ; 1936 Melanopsis fossilis (Martini) — Paucă, pl. 10, fig. 7—8; 1944 Mela- nopsis fossilis rugosa Jekelius, p. 134, pl. 52, fig. 6; 1953 Melanopsis rugosa H a n d m a n n-P a p p, p. 136, pl. 10, fig. 13—16. h. : 38 ; 1. : 25 Institutul Geological României 176 VICTOIRItA L.UBBNESCU 54 Exemplare de talie medie, groase, foarte înrudite cu Melanopsis jossilis fapt pentru care însuși H an d m ann le-a considerat varie- tăți ale acestei specii, părere la care s-a raliat Jekelius și pe care o împărtășim și noi. Specia are o mare răspîndire în întreg domeniul pannonic (strate inferioare cu congerii). în depresiunea Transilvaniei apare în stratele terminale ale Panno- nianului (= Malvensianului) în asociația cu Congeria subglobosa/Con- geria ungulacaprae. Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis vindobonensis Fuchs, 1870 Pl. XII, fig. 7 1856 Melanopsis martiniana F er r u sa c-H o e r n e s, p. 594, pl. 49, fig. 7; 1927 Melanopsis vindobonensis F u c h s-P a v 1 o v i c, p. 47, pl. 11, fig. 1—6 ; 1936 — Paucă, p. 210, pl. 11, fig. 21—26; 1944 — Jekelius, p. 135, pl. 53, fig. 1—7; 1968 — S a g a t o v i c i, pl. 16, fig. 16—19; 1975 — Pană, p. 222, pl. 1, fig. 1—6. h. : 8 ; 10 ; 14 ; 16 ; 16 ; 17 ; 20 ; 30 ; 35 1. : 4 ; 7 ; 12 ; 13 ; 15 ; 16 ; 17 ; 23 ; 28 Specii foarte comune stratelor inferioare cu congerii din întregul domeniu pannonic. în depresiunea Transilvaniei (zona sud-vestică) au fost întîlnite numeroase exemplare (aflate în diferite stadii de creștere) în două zăcăminte principale : Valea din Mijloc și dealul Rîposul (Săcă- date) și Vingard. Speciile recoltate de la Săcădate își mențin raportul h/1 (lărgimea cochiliei) de 1,1—1,3 pe cînd cele de la Vingard au tendințe de alungire. Astfel, raportul h/1 la exemplare tinere este între 1,5—1,7, iar la cele adulte 1,4—1,6. De fapt, aceeași tendință de alungire am recunoscut-o și la Melanopsis ex gr. fossilis. Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis paucai n. ssp. Pl. XII, fig. 8—12 Holotip : colecția I.G.G. Derivația nominis : în onoarea prof. dr. M. P a u c ă, București. Locus tipicus : comuna Vingard, 15 km NE de Sebeș-Alba. Stratum tipicum: asociația cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. Pannonian (= Malvensian). Cochilie ovală, groasă și netedă. Ultimul tur alungit, foarte bine dezvoltat acoperă uneori în întregime turele precedente. Intervalul din- tre carenă și tur, mai mult sau mai puțin concav. Apertura ovală cu marginea externă simplă și ușor arcuată. Marginea internă recurbată, cu o calozitate la partea superioară. Șanțul sifonai scurt și lat. Striuri de creștere puternice. h. : 27 ; 25 ; 23 ; 22 ; 22 1. : 16 ; 15 ; 5 ; 13 ; 12 Institutul Geological României 55 NEOG4ENU1L SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 177 Față de specia nominativă, M. vindobonensis paucai prezintă raportul h/1 mai mic, cuprins între 1,5—1,8. De asemenea, apertura este ceva mai mare, iar șanțul sifonai scurt și lat. Prezintă afinități cu exemplarul figurat de Papp (1953), pl. 11, fig. 11, ca fiind considerat de trecere de la Melanopsis vindobonensis la M. pseudoimpressa. fără a avea gîtuire sub sutură, tipică acestei din urmă specii. Forma descrisă apare asociată cu fauna caracteristică pentru zona E a Pannonianului. Melanopsis (Lyrcaea) inermis inermis Handmann, 1882 Pl. XII, fig. 13 1882 Melanopsis inermis n. sp. Handmann, p. 554 ; 1902 Melanopsis textilis H a n d m a n-B rușina, pl. 5, fig. 55, 56 ; 1929 Melanopsis inermis W e n z, p. 2 758—2760; 1944 — Jekelius, p. 135, pl. 1—20; 1953 Melanopsis inermis inermis H a n d m a n n-P a p p, p. 138, pl. 9, fig. 24—27 ; 1969 — Florei, pl. 1, fig. 18; 1971 — Istocescu, pl. 2, fig. 15; 1973 — Graf et al., pl. 5, fig. 5—8. h. : 9—11 ; 1. : 7—8 Specie variabilă, frecventă în stratele inferioare cu congerii. Exem- plare bine păstrate, cu ornamentația caracteristică (punctulețe și pete roșcate). Semnalată de Papp în bazinul Vienei în zonele C, D ale Pannonianului. în depresiunea Transilvaniei apare în depozite pannoniene din jurul localității Săcădate. Melanopsis (Lyrcaea) stricturata stricturata Brusina, 1892 Pl. XII, fig. 14 1892 Melanopsis stricturata n. sp. Brusina, p. 141; 1902 — Brusina, pl. 6, fig. 16—29; 1944 — Jekelius, p. 127, pl. 47, fig. 3—11; 1971 — Isto- cescu, pl. 2, fig. 7 ; 1972 — N i c o r i c i, pl. 22, fig. 19, 23 ; 1975 — Pană, p. 222, pl. 1, fig. 10—11. h. : 9 ; 1. : 2 Exemplare rare, cu carene ușor tocite, găsite de noi în asociația Congeria subglobosaJCongeria ungulacaprae din dealul Rîposul (Săcă- date II). Frecventă în Pannonianul terminal din Jugoslavia și România. Melanopsis (Lyrcaea) handmanni handmanni Brusina, 1892 Pl. XII, fig. 15 1892 Melanopsis handmanni n. sp. Brusina, p. 141 ; 1902 — Brusina, pl. 6, fig. 26—29 ; 1944 — Jekelius, p. 133, pl. 50, fig. 18—22; 1971 — Isto- cescu, pl. 1, fig. 28 a, b ; 1975 — P a n ă, p. 223. 12 — c. 738 178 VICTORIA LUBHNBSCU 56 Specie foarte frecventă în fauna de amestec sarmato-pannoniană de la Săcădate (Valea din Mijloc). h. : 9—11 ; 1. : 4—5 întîlnită frecvent în stratele inferioare cu congerii din întregul domeniu pannonic. Melanopsis (Lyrcaea) pseudopygmaea Jekelius, 1944 1944 Melanopsis pseudopygmaea n. sp. Jekelius, p. 131, pl. 49, fig. 11—17, tip fig. 11 ; 1975 — Pană, p. 223, pl. 1, fig. 17. h. : 8—9 ; l. : 4 Specie citată numai în țara noastră în Pannonianul de la Soceni și Odorhei. Melanopsis (Canthidomus) bonei bouei Ferussac, 1823 Pl. III, fig. 7—9 1823 Melanopsis bouei n. sp. Ferussac, p. 159, pl. 8, fig. 9, 10; 1902 Mela- nopsis kacici n. sp. Brusina, pl. 6, fig. 56, 57 ; 1929 Melanopsis bouei Fer u s s a c-W e n z, p. 2 758 ; 1944 — Jekelius, p. 128, pl. 48, fig. 1—7 : 1953 Melanopsis bouei bouei F e r u s s a c-P a p p, p. 145, pl. 12, fig. 22 : 1972 — N i c o r i c i, pl. 22, fig. 17, 21. După diagnoza dată de Ferussac, specia are testul oval, cu 6—7 ture de spiră, ultimul tur bombat, cu coaste mici longitudinale, tuberculate, cu spini; apertura ovală, columela groasă. Ferussac, prezintă și o varietate (fig. 10) cu un al doilea rînd de nodule, dezvol- tate către sfîrșitul ultimului tur. în depresiunea Transilvaniei (zona sudică) am întîlnit ambele varietăți ale speciei. Cochiliile (fig. 24) sînt de talie mică, h : 6—8 și 1 : 4—6, au spira scurtă și un rînd de spini superiori situați lîngă sutură. De la acești Fig. 24. — Melanopsis (Canthidomus) bouei bouei Ferussac. spini pornesc prelungiri sub formă de coaste către bază, ce se pierd treptat fără a mai forma alte nodule. Primele 5 ture, netede, foarte mici în comparație cu celelalte, care cresc progresiv, încît turul 6 apare mult mai dezvoltat și ornat cu cîțiva tuberculi lîngă sutură. La unele varietăți acești tuberculi pot lipsi. Cel de al șaptelea tur este puternic Institutul Geological României 57 NEOGENUL superior din sud-vestul transilvaniei 17» bombat, astfel încît forma devine aproape globuloasă cu spira scurtă și lată. Pe unele exemplare mai bine păstrate se observă o ornamen- tație de punctulețe și pete roșii. Exemplarele noastre sînt aproape iden- tice cu cele de la Soceni. Loc de proveniență : valea Nucilor (Săcădate I), Pannonian. Răspîndire stratigrafică și geografică : Pannonian, Austria (zona C, D), Ungaria, Jugoslavia, România. Melanopsis (Canthidomus) bouei rarispina Lbrenthey, 1902 Pl. HI, fig. 10, 11 1902 Melanopsis rarispina Lbrenthey, p. 215, pl. 17, fig. 18—30; 33—36 ; 1856 Melanopsis bouei Ferussac-M. Hoernes, p. 592, pl. 49, fig. 12; 1902 Melanopsis sinzowi Lbrenthey, p. 213, pl. 17, fig. 18—30; 33—36 , 1929 Melanopsis tinnyensis W e n z, p. 2 843 ; 1929 Melanopsis rarispina Wenz, p. 2 817 ; 1944 Melanopsis bouei rarispina Lbrenthey-Je k e- 1 i u s, p. 129, pl. 48, fig. 8—12 nu fig. 13 ; 1953 — Papp, p. 145, pl. 12, fig. 7, 8. Test oval, cu 7 ture, între care ca și la Melanopsis bouei bouei, primele 5 sînt de talie foarte mică, netede, iar celelalte cresc progre- siv încît ultimul tur, cel mai dezvoltat, bombat, reprezintă peste 2/3 din înălțime. Pe turul 5 apare deasupra ultimei linii de sutură un rînd de tuberculi mici. Ultimul tur prezintă 2 rînduri de tuberculi bine evi- dențiați. rari. Atît exemplarele tinere cît și cele adulte au o formă globu- loasă datorită ultimului tur. Melanopsis bouei rarispina prezintă foarte mari asemănări în pri- vința formei și ornamentației cochiliei cu Melanopsis (Canthidomus) defensa descrisă de Lorenthey în Ponțianul de la Rădmănești. în materialul nostru colectat de la Săcădate (Valea din Mijloc), precum și din dealul Rîposul, am întîlnit treceri gradate de la Melanopsis bouei rarispina la Melanopsis (Canthidomus) defensa. Acest fapt pledează pen- tru înrudirea strînsă dintre cele două specii. Principala deosebire dintre ele rezidă mai ales în forma cochiliei, care este mai globuloasă la Mela- nopsis bouei rarispina și mai alungită la Melanopsis (Canthidomus) defensa, precum și în numărul de tuberculi mai rari la Melanopsis bouei rarispina. F u c h s, descriind această formă de la Rădmănești, a men- ționat două mari deosebiri între specia sa și Melanopsis bouei. Acestea însă nu se referă la subspecia „rarispina". în fotografiile prezentate de Jekelius credem că sînt figurate și exemplare de trecere de la Melanopsis bouei rarispina la Melanopsis (Canthidomus) defensa (pl. 48, fig. 12, 13). în zăcământul de la Săcădate am întîlnit exemplare foarte robuste,, cu cochilii groase și tuberculi mai puțin reliefați. Ele se încadrează totuși în descrierile pentru rarispina și le-am considerat ca fiind exem- plare rulate. Institutul Geological României 180 VICTORIA LUBHMESCU 58 Melanopsis (Canthidomus) defensa defensa Fuchs, 1870 Pl. III, fig. 20—27 1870 Melanopsis defensa n. sp. Fuch s, p. 353, pl. 14, fig. 77—79 ; 1902 Mela- nopsis (Paulicia) defensa Fu chs-B rușina, pl. 29, fig. 9—18; 1912 Mela- nopsis oltszalcadatensis Halavâts, p. 471, fig. 3, 4 ; 1944 Melanopsis bouei rarispina Lorenthe y-J e k e 1 i u s, p. 129, pl. 48, fig. 12, 13 ; 1971 Melanopsis (Canthidomus) defensa Fuchs-Gillet și Marinescu, p. 55, pl. 22, fig. 1—15 ; 1971 Melanopsis (Canthidomus) defensa trochi- formis Fuchs-Gillet și Marinescu, p. 55, pl. 23, fig. 28—37 ; 1971 Melanopsis (Canthidomus) defensa elongata Fuchs-Gillet și Mari- nescu, p. 55, pl. 23, fig. 38—48. Descrierile subspeciilor de Melanopsis (Canthidomus) defensa din sud-vestul depresiunii Transilvaniei sint conforme cu cele prezentate de Gillet și Marinescu (1971). în zăcămintele de pe Valea din Mijloc și dealul Rîposul, situate în apropierea localității Săcădate, apar numeroase exemplare tinere și adulte la două nivele stratigrafice distincte și anume în Pannonianul mediu și în stratele terminale ale acestuia. Am arătat în descrierea anterioară o serie de caractere comune speciilor Melanopsis (Canthidomus) defensa și Melanopsis bouei raris- pina. O particularitate a acestor specii în depresiunea Transilvaniei este gigantismul lor, precum și trecerile gradate între diferitele varietăți, în materialul nostru am întîlnit forme rulate, identice cu cele figurate de Halavâts ca Melanopsis oltszakadatensis. Răspindire stratigrafică și geografică : pînă în prezent specia se cunoștea numai din Ponțianul de la Rădmănești. Melanopsis (Canthidomus) bouei affinis Handmann, 1887 Pl. III, fig. 12 1887 Melanopsis affinis n. sp. Handmann, pl. 6, fig. 9—12; 1954 Melanopsis bouei affinis H a n d m a n n-J ek el i u s, p. 129, pl. 48, fig. 14—17; 1953 — Papp, pl. 146, pl. 12, fig. 9—11 ; 1963 — Lupu, pl. 1, fig. 7 a, b ; 1971 — Istocescu, pl. 1, fig. 25 a, b ; 1973 — C1 i c h i c i, pl. 24, fig. 6. Exemplare rare, întîlnite într-un singur zăcămînt, la Săcădate .(Valea din Mijloc), foarte asemănătoare cu cele de la Soceni. Unele din ■ele au spira mult mai scurtă decît cea a holotipului. h. : 8—10 ; 1. : 5—6,3 Predomină cele cu dimensiuni mici. Specia se întîlnește în Pannonianul din Austria și România. Institutul Geological României 59 NEOGENU1L SUPERIOR DIN SUD-VESTUL. TRANSIDVANIHT 181 Melanopsis (Canthidomus) bouei sturz Fuchs, 1883 Pl. III, fig. 13 1883 Melanopsis sturi n. sp. Fuchs, p. 21, pl. 4, fig. 18, 19; 1944 — Jeke- lius, p. 74, fig. 1—17; 1953 Melanopsis bouei sturi Fuchs-Fapp, p. 148. pl. 12, fig. 15—17 ; 1963 - Lupu, pl. 1, fig. 13. Specie foarte rară, întîlnită în fauna de amestec sarmato-panno- niană de la Săcădate (Valea din Mijloc). Are o ornamentație caracte- ristică, cu spini foarte bine pronunțați. h. : 14 ; 1. : 6,5 Cunoscută din stratele inferioare cu congerii din întreg dome- niul pannonic. Melanopsis (Canthidomus) bouei multicostata Handmann, 1887 1887 Melanopsis bouei var. multicostata Handmann, p. 36, fig. 10—12 ; 1944 Melanopsis bouei multicostata H a n d m a n n-J e k e 1 i u s, p. 130, pl. 48, fig. 18—22; 1953 — P a p p, p. 146, pl. 12, fig. 1—14; 1963 — Lupu, pl. 1, fig. 12 a, b ; 1971 — I s t o c e s c u, pl. 1, fig. 23. Exemplare foarte frecvente în zăcămîntul de pe Valea din Mijloc (Săcădate), tinere și adulte, foarte asemănătoare cu cele de la Soceni. h. : 11—14 ; 1. : 5—8 Specie frecventă în stratele inferioare cu congerii din întregul domeniu pannonic. Familia Lymnaeidae Gen Velutinopsis S an d b i 'ger, 1875 Specia tip Lymnaea velutina Deshayes Velutinopsis velutina (Deshayes, 1838) Pl. XIV, fig. 4 1838 Lymnaea velutina n. sp. Deshayes, p. 64, pl. 5, fig. 12—14; 1901 — Gorjanovic-Kramberger, p. 137, pl. 10, fig. 15; 1944 Velutinopsis velutina (Deshayes) — Mo os, p. 545, pl. 21, fig. 3, 4, 5; 1966 Radiv (Velutinopsis) velutina (Deshayes) — Pană. pl. 5, fig. 11; 1969 Velu- tinopsis velutina (Deshayes) — Marinescu, p. 314, pl. 1, fig. 4, 5. h. : 19—28 ; 1. : 18—23 Specie frecventă în sedimentele pelitice ale stratelor de Gușterița cu Congeria banatica. Exemplare frecvente și în stratele de Vingard cu Congeria sub- globosa/Congeria ungulacaprae. Specie comună în. bazinul pannonic și dacic. în bazinul dacic se întîlnește în Meoțianul superior. Institutul Geological României 182 VICTORIA LUBHNESCU 6» Gen Undulotheca Gorjanovi d-K r amb erger, 1923 Undulotheca rotundata (Gor j ano vi d-Kr am b erger, 1901) 1901 Undulotheca rotundata n. sp. G o r j a n o v i c-K ra m ber g er, pl. 10, fig. 9, 10 ; 1944 — M o o s, p. 350, pl. 21, fig. 9. Speciile întîlnite de noi sînt de talie mare, au formă rotundă, înălțimea și lățimea fiind aproape egale. Cochilia este bogat ornamentată cu coaste concentrice groase. Suprafața externă posedă 15 coaste late, separate între ele prin spații intercostale cu aceeași lățime. Exemplarele tinere prezintă mari asemănări cu Undulotheca pancici. h. : 58 ; 1. : 58 ; grosime : 15 Este citată la nivelul Pannonianului mediu. Undulotheca pancici (Brusina, 1892) Pl. XIV, fig. 1—3 1901 Limnaea pancici B r u s i n a-G o r j a n o vi c-K r a m b e r g er, pl. 12, fig. 9, 10; 1902 Velutinopsis pancici B r u s i n a-B r u si n a, pl. 1, fig. 28, 29. Specie frecventă cu exemplare tinere și adulte, cu cochilie. de formă eliptică sau subcirculară. Suprafața externă ornamentată cu 24—26 coaste groase, separate prin intervale intercostale puțin profunde egale în lărgime cu coastele. Umbone arcuit. Cochilia destul de plată. h. : 23—50 ; 1. : 15—40 ; grosime : 5—15 Specia este considerată de M o o s (1944) mai primitivă față de Undulotheca rotundata, dar se cunoaște de la același nivel cu aceasta în „argile albe cu Undulotheca" din Croația. Provin din sedimentele pelitice ale stratelor de Gușterița cu Congeria banatica. Mai este semnalată în România la Vîrciorova (Banat) din asociația cu Congeria banatica. Primit la redacție: 10 februarie 1978. BIBLIOGRAFIE A c k n e r M. (1852) Bericht liber die im Harbachtale gefundenen vorweltlichen Thrierrste. Verh. u. Mitt. d. siebend. Ver. f. Naturwiss III, p. 19—24, Sibiu. A n d r a e C. (1852) Die fossile Flora von Szakadât und Thalheim. Jahrb. der k. k. geol. R. A., III. 4, p. 134—135, Sibiu. — (1855) Fossile Pflanzen der Tertiarformation von Szakadât und Thalheim. Zeitschr. fur die gesammten. Naturw. von. Giebel und Heinz., p. 201—204, Sibiu. Institutul Geologic al României \ ig Ry 61 N0OGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 183 Andreescu I. (1973) Precizări asupra limitelor etajului Meoțian. Stud. cerc, geol., geofiz. geogr. seria Geologie, 2, 18, p. 541—558, București. Andrussov N. (1897) Fosile und lebende Dreissenidae Eurasiens. Trudi st. S. Nat., 25, St. Petersburg. — (1899) Die siidrussischen Neogen ablagerungen. II Imper Spr. Miner. Obsci. XXXVI, St. Petersburg. — (1906) Die Măotische Stufe. Verh. d. kais. russ. Mineral. Gesellsch. zu st. Petersb. 2/43, Petersburg. — (1961) Izbranîe trudi. I, II, III, Moscova. A r a b u N. (1940) Faunes sarmatiennes et pontiennes du Bassin Transylvain. C. R. Inst. Geol. Roum. XXIV, p. 26—34, București. Atanasiu I., Macarovici N. (1950) Les sediments miocenes de la pârtie septentrionale de la Moldavie (depart. de Dorohoi, de Botoșani et de Iași). Bartha F er en; (1971) A magyarorszâgi pannon biosztratigrafiai vizgalata. A Magyarorszagi pannonkori kepzodmenyek Kutatasai Akademiai kiado, p. 9—173, Budapesta. Beudant F. S. (1822) Voyage mineralogique et geologique en Hongrie pendant l’annee 1818. II, p. 305—328, Paris. B i e 1 z A. (1855) Beitrag zur Kenntniss der geologischen Verhaltnise von Her- mannstadt. Herm. Ver. VI, p. 171—179, Sibiu. — (1894) Pontische Ablagerungen in Siebenbiirgens (II Nachtrag). Verh. u Mitt. des Siebenb. ver. fur Naturw. Hermanstadt, p. 94—98, Sibiu. B1 o w H. V. (1969) Late Midde Eocene to Recent Planktonic Foraminiferal Biostratigraphy. Ist. Intern. Conf. Plankt. Microp., Geneva, 1967, p. 199—422, Leiden. Brusina Sp. (1893) Congeria ungulacaprae, C. simulans Brus n. sp. und Dreissensia Miinsteri Brus. n. sp. Verh. d. k. k. geol. R. A., Wien. — (1897) Materiaux pour la faune malacologique neogene de la Dalmatie, de Ia Croație etc. Agram. Zagreb. — (1902) Iconographia molluscorum ; un Atlas, Zagreb. Cantuniari St. (1926) Studii geologice în valea Sebeșului. D. S. Inst. Geol. IX (1920—1921), p. 66—71, București. C i o c î r d e 1 R. (1950) Le neogene de la pârtie meridionale du dep. de Putna. Ann. Com. Geol. Roum. XXII, p. 7—119, București. C i u p a g e a D. T. (1935) Nouvelles donnees sur la structure du Bassin tran- sylvain. Bul. Soc. Rom. Geol. II, p. 114—145, București. — Vane ea A. (1937) Quelques points fossiliferes inconnus du bassin de Tran- sylvanie. Bul. Soc. Rom. Geol. III, p. 193—211, București. — P a u c ă M., I c h i m T r. (1970) Geologia depresiunii Transilvaniei. Ed. Acad. R.S.R., București. * * * Commitee on Mediterranean Neogene Stratigraphy (C.M.N.S.) (1969) Medi- terranean Neogene stages studies on the strototypes. Seria 237/2, Berna. Dumitrică P., Gheța N., Popescu Gh. (1975) New data on the biostra- tigraphy and correlation of the Middle Miocene in the Carpathian area. D. S. Inst. geol. geofiz., LXI/4, p. 65—84, București. Eberzin A. G. (1951) O congerievîh fataah sarmata Basarabii. Trudi Paleont. Inst. An. SSSR, 1951, 77/5, Moscova-Leningrad. 184 VJCTCXRiIA LUBENESCU 62 — Motaș I., Macarovici N., Marinescu FI. (1966) Afinități pannonice și euxinice ale Neogenului superior din bazinul dacic. Stud. cerc, geol., geofiz. geogr., ser. Geologie, 11, 2, p. 463—481, București. Friedl K. (1931) Uber die Gliederung der pannonischen Sedimente des Wiener Beckens. Mitt. d. Geol. Gesel. i Wien, p. 1—26, Viena. Fuchs Th. (1870) Beitrage sur Kenntniss fossiler Binnenfaunene. III. Die Fauna der Congerien Schichten von Radmanest. Jahrb. d. k. k. geol. Reich. XX, p. 343—365, Viena. — Karrer F. (1875) Geologische Studien in den Tertiărbildungen des Wiener Beckens. Jahrb. d. k. k., XXV, p. 1—63, Viena. Gillet Suzette (1943) Les limnocardiides des couches â congeries de Rouma- nie. Mem. Inst. Geol., IV, București. — Marinescu FI. (1971) La faune malacologique pontienne de Radmanesti (Banat Roumain). Mem. Inst. Geol., XV, București. Gorjanovi 6-K ramberger K. (1899) Die Fauna der unterpontischen Bil- dungen um Londjica in Slavonien. Jahrb. d. k. k. geol. Reich. XLIX,. p. 125—134, Viena. — (1901) Uber die Gattung Valenciennesia in einige unterpontische Limnaen. Mittheilungen des Palaontologischen der Universităt, XII, p. 121—140, Leipzig și Viena. — (1923) Die Valenciennessiden und einige andere Limnaeiden der pontischen Stufe des unteren Pliozăns in ihrer stratigraphischen und genetischen Be- deutung. Glasn. hrv. prirod. DrusWa. Sr. 35, p. 87—114, Zagreb. H a 1 a v â t s J. (1904) Allgemeine und palaeontologische Literatur der pontischen Stufe Ungarns. Verh. d. k. geol. R. A., p. 134, Budapesta. — (1905) Szaszebes kornyekenek foldtani alkotosa. Foldt. Int. evi jelentese, p. 51, Budapesta. — R o t h L. (1910) Die Umgebung von Szăszsebeș. Erlâuterungen zur Geol. Spe- cialkarte der Lănder d. ung. Krone, Budapesta. — (1911) Die Fauna der pontischen Schichten in der Umgebung des Balaton- sees, Viena, p. 1—80. — (1911) Geologischer Bau der Umgebung von Bolya Vurpod, Hermâny und Szenterzsăbet. Jahrb. d. kgl. ung. geol. Anst. f., Budapest. — (1912) Geologischer Aufbau der Umgebung von Nagy-Disznod und Nagy- talmâcs. Jahresb. d. kgl. ung. geol. Reichs., Budapesta. — (1914) Geologischer Aufbau der Gegend von Ujegyhăza, Holczmany und Oltszakadat. Jahrb. d. kgl. u. geol. Reichs., f. 1913, p. 410—422, Budapesta. Ilauer F r. (1860) Uber dat Alter der Schichten von Szakadât und Thalheim. Jahrb. d. k. k. geol. R. A. XI, Verh. p. 102, Viena. — StacheG. (1863) Geologie Siebenbiirgens. Wien. H e r b i c h, N e u m a y r M. (1875) Beitrage zur Kenntniss fossiler Binnennfaunen zu Siisswasserablagerungen im siidostlichen Siebenbiirgen. Jahrb. d. k. k. geol. Reich. XXV, p. 401—431, Viena. Herepey K. (1897) Geologische Beschreibung des Com. Also Feher. Mono- graphie des Com. Also. Feher. (ungarn), p. 114—175, Budapesta. H o e r n e s M. (1856) Die fossilen Mollusken des Tertiăr-Beckens von Wien. II Bând Bivalven. Abhandl. d. k. k. geol., R. A., IV, Wien. «3 NiBOGENUîL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSELVANTEI 185 H o e r n e s R. (1900) Die vorpontische Erosion. Sitzungsber d. k. Akad. d. Wiss. I. Wien. IIie M. (1955) Cercetări geologice în Bazinul Transilvaniei (Regiunea Alba lulia- Sibiu-Făgăraș-Rupea). An. Com. Geol. XXXVIII, p. 251—366, București. I o nes i Bica (1968) Stratigrafia depozitelor miocene de platformă dintre valea Șiretului și valea Moldovei. Ed. Acad. R.S.R., București. Istocescu D. (1971) Studiul geologic al sectorului vestic al bazinului Crișului Alb și al ramei munților Codru și Highiș. St. tehn. econ., seria J. Strati- grafie, 8, București. Jeanrenaud P. (1963) Contribution â l’etude des couches ă faune d’eaux douce de la Plate-forme Moldave. An. St. Univ. Al. I. Cuza, ser. nouă, secția II, Iași. — (1971) Harta geologică a Moldovei centrale dintre Șiret și Prut. An. St. Univ. Al. I. Cuza Iași. ser. n., sect. II, Geol., 17, p. 65—78, Iași. •Jekelius E. (1935) Die Parallelisierung der pliozănen Ablagerungen Siidost- Europas. An. Inst. Geol. Rom. XVII, p. 265—307, București. — (1943) Das Pliozăn und die sarmatische Stufe im Mittleren Donaubecken. An. Inst. Geol. Rom. XXII, p. 191—399, București. — (1944) Sarmat und Pont von Soceni (Banat). Mem. Inst. Geol. Rom., V, București. K o c h A. (1894, 1900) Die Tertiărbildungen des Beckens der Siebenbiirgisehen Landestheile. II Neogene Abtheilung, Budapesta. K ojumdgieva Emilia (1961) Etude paleontologique et biostratigraphique du Meotian inferieur de la Bulgarie du nord-ouest. An. Dir. Gen., p. 139—155, Sofia. — (1968) Predstavitelnîe na rod Congeria v Neoghena na severo padna. Bîlga- ria i tialmata filoghenia i paleoecologhia. Bulletin of the geological institute series Paleontologyk, h, XVII, Sofia. K r e j c i-G r a f K. (1932) Parallelisierung des siidosteuropaischen Pliozăns. Geol. Rundschau 23 (6), p. 300—339, Berlin. ’.askarev V. (1903) Die fauna der Buglowka-schichten in Volhynien. Mem. du comite geologique. Nouvelle serie, Livraison 5, p. 4—148, Paris. — (1924) Sur les equivalents du sarmatien superieur en Serbie. Recueil de Travaux offert â M. Jovan. Cvijic, p. 73—85, Beograd. Lobonțiu E. (1926) Scurtă privire asupra geologiei Transilvaniei. D. S. Inst. Geol. VIII (1919—1920), p. 109—122, București. Lubenescu Victoria, Crahmaliuc Gloria, Radu Magdalena (1967) Observații asupra stratigrafiei și faunei depozitelor pannoniene din Bazinul Silvaniei. D. S. Inst. Geol. LII/3, p. 63—72, București. — (1970) Asupra prezenței unor puncte fosilifere pe valea Cașoșului (zona Bradu) și la est de Săcădate. D. S. Inst. Geol. LVI, p. 131—139, București. — Pavnotescu Viorica (1970) Contribuții la stratigrafia Neogenului din bazinul Caransebeș. D. S. Inst. Geol. LVI, p. 141—155, București. — Gheorghian Mihaela (1971) Asupra prezenței Buglovianului în sudul depresiunii Transilvaniei (sud-est de Sibiu). D. S. Inst. Geol. LVII (1969—1970), p. 79—83, București. Institutul Geological României 186 VICTORIA LUBENESCU 64 — (1972) Observații asupra unor faune amestecate de la vest de Miercurea Sibiului (Depresiunea Transilvaniei). D. S. Inst. Geol. LVII, p. 49—52, București. — (1973) Contribuții la studiul faunei badeniene din sud-vestul Transilvaniei (zona Sebeș Alba-Cut). D. S. Inst. Geol. LIX. 4, p. 121—125, București. — Gheorghian Doina (1973) Observații biostratigrafice pe valea Rodului (vest de Sibiu). D. S. Inst. Geol. LIX'4, p. 113—119, București. — Marinescu FI., Pavnotescu Viorica (1974) Comentarii asupra fau- nei cu congerii din Bessarabianul superior de la Valea Sării (depresiunea sub- carpatică a Moldovei meridionale). D. S. Inst. Geol., LX/4, p. 131—138. București. Lubenescu Victoria, Pavnotescu Viorica, Lubenescu D. (1978) Badenianul de la Copăceni-Tureni (NW Transilvaniei). „Zona Neopycnodonte navicularis“. D. S. Inst. geol. geofiz. LXIV/4, p. 147—158, București. Macarovici N., Marinescu FI., Motaș I. (1966) Apercu sur le Neo- gene superieur et le Pontien s. str. du Bassid Dacique. Acad. R.S.R. Stud. cerc, geol., geofiz. geogr., seria Geologie, 10/2, p. 313—325, București. — Motaș I., Contescu L. (1967) Caracteres stratigraphiques et sedimento- logiques des depots sarmato-pliocenes de la courbure de Carpates Orientales. An. st. Univ. Al. I. Cuza Iași, sect. II, XIII, p. 47—60, Iași. — lonesi Bica, P a g h i d a-Nata 1 i a Trei ea (1970) Buglovschie sloi v Rumînie i necotorîe soobrajenia o ih soderjanii i stratigraficescom polojenii. Buglovskie sloi plioțena, p. 199—222, Kiev. Marinescu FI. (1967) Observații asupra Pannonianului de la Caransebeș. Stud. cerc, ge.ol. geofiz. geogr., ser. Geologie, XII, 2, p. 465—469, București. — (1972) Două faune cu congerii din Miocenul terminal al Bazinului Dacic. D. S. Inst. Geol., LVIII/3, p. 69—92, București. — Istocescu D. (1972) Asupra unei faune cu Congeria ornithopsis din Sarma- țianul golfului Borod (vestul domeniului pannonic). D. S. Inst. Geol., LVHI/3, p. 53—67, București. Marinescu FI. et al. (1972) Neogene de la depression de la Transylvanie, du Banat et du bassin dacique. Guide de l’excursion de la V-e Reunion du groupe de travail pour la Paratethys. Inst. Geol.. București. — (1973) Les mollusques pontiens de Tirol (Banat roumain). Mem. Inst. Geol., XVIII, București. Maxim I. (1965) Asupra prezenței unor blocuri calcaroase eocen-tortoniene răs- pîndite in regiunea Dobîrca (Sebeș-Sibiu). Soc. științe nat. și geogr. Comu- nicări de geologie III, p. 229—237, București. Mihăilă N., Marinescu FI. (1971) Limnocardium (Pannonicardium) mihaili sp. n. în fauna cu Congeria subglobosa din bazinul Crișului Repede. D. S. Inst. Geol. LVII (1969—1970), p. 41—47, București. Moore C. Raymond (1969) Treatise on Invertebrate Paleontology. Molusken 6 Bivalvia-Gasteropoda Kansas. New York. Moos A. (1944) Neue Funde von Lymnaeiden, insbesondere von Valencienne- siiden im Fannon Kroatiens. Pos. odt. iz. vjestnika Hrvats. drz. geol. zar. i Hrvats. drz. geol. muz. svez. II/III, p. 341—350, Zagreb. Motaș I., Marinescu FI. (1971) L’evolution et les subdivisions du Sarmatien dans le Bassin dacique. Fold. Kozl. (1969), p. 240—243, Budapest. Institutul Geological României 65 NEOGENUL SUPEBrO®. DIN SUD-VESTUL TR.VNSILVANXEC 187 — Papaianopol I. (1972) Biostratigrafia succesiunii meoțian-pleistocen dintre Călugăreni și Vadu Săpat (jud. Prahova). D. S. Inst. Geol., LVIII/4, p. 221—241, București. Mrazec L., Jekelius E. (1927) Apergu sur la structure du Bassin neogene de Transylvanie et sur ses gisements de gaz. Guide des excursions Assoc. pour l’avancement de la geologie des Carpates, p. 5—22, București. Neugeboren L. (1851) Bemerkungen iiber die fossilen Fische von Szakadăt. Herm. Ver. HI, Sibiu. — (1867) Die fossilen Pflanzen von Szakadăt Thalheim und vale Scobinos nach den neuesten Forschungen des Hrn. Dyonisius Stur. Verh. Mitt. des. Siebenb. ver. fur Naturw. Hermannstadt, p. 261—268, Sibiu. Neumayr M., Paul C. M. (1875) Die Congeria und Paludinenschichten sla- voniens und deren Faunen. Abhandl. der k. k. geologischen Reichsanstalt Bând. VII, Heft 3, p. 1—106, Viena. Neveskaia L. S. (1969) Stratigraficenskoe polojenie i obiom meoticeskogo iarusa. Coli, sur le Neogene, Budapesta. Nicorici E., Gerasim A. (1971) Prezența Badenianului superior fosilifer la Gura Rîului (Sibiu). Stud. și comunicări, st. naturale, Muzeul Brukenthal, Sibiu. Pană Ioana (1969) Congeriile din grupa mytiliforme întilnite în depozitele meoțiene de la curbura estică a Carpaților. Bul. Soc. st. geol. XI, p. 327—333, București. — (1972) Rolul biostratigrafic al congeriilor în depozitele pliocene din Bazinul Dacic. D. S. Inst. Geol. LVIII/4, p. 245—264, București. — (1975) Fauna pliocenă din regiunea Odorheiu Secuiesc (sud-estul bazinului Transilvaniei). An. Inst. geol. geofiz., XLVII, p. 213—265, București. Papp A. (1953) Die Molluskenfauna des Pannon im Wiener Beckens. Mitt. d. geol. gesel. 44, p. 85—222, Wien. — (1951) Das Pannon des Wiener Beckens. Mitt. geol. Gesel. (1946—1948), p. 133—223, Viena. — (1952) Die Molluskenfauna im Sarmat des Wiener Beckens. Mitt. der geol. gesel in Wien 45, p. 1—112, Viena. — Griel R., Janoschek R., Kapounek J., K o 11 m e n n K„ T o u r- n o v s k y K. (1968) Zur Nomenklatur des Neogens in Ostereich. Sond. Verh. geol. Bund. Heft. 1/2, p. 9—26, Wien. Paucă M. (1935) Le Bassin neogene de Beiuș. An. Inst. Geol. Rom., XVII, p. 133—225, București. — (1953) Die vorpontische Erosion am Ostrand der pannonischen Senke. Bul. Soc. Rom. Geol. II, p. 49—55, București. — Cehlarov Aura (1966) Asupra prezenței unor blocuri de micașist pe Valea din Mijloc la Săcădate-Sibiu. D. S. Com. Geol. LII/1, 1964—1965, p. 317—322, București. — Dinescu Silvia (1967) Date noi privind geologia ramei Munților Cibin între Rășinari și Săliște. D. S. Inst. ^Geol. LIII/1 (1965—1966), p. 413—418, București. — (1972) Problema „etajului Pannonian". Centenar Muzeal orădean. p. 653—657, Oradea. 188 VICTORIA LUBENESCU 66 Pavlovic P. S. (1927) Les mollusques du pontien inferieur des environs de Beograd. Annales Geologiques dc la Peninsule Balkanique, 1, IX, 2, p. 1—74, Belgrad. P i s h v a n o v a I,. S. (1968) On the zonation of the Miocene by means of Planktonic foraminifera. Giorn. Geol., ser. 2, 36, p. 233—244, Bologna. Popescu Gh. (1975) Etudes des foraminiferes du miocene inferieur et moyen du nord-ouest de la Transylvanie. Mem. Inst. Geol. XXIII, București. R e u s s A. E. (1868) Faleontologische Beitrăge. VI Vber ein neues Vorkommen der Congerienschichten in Siebenbiirgen. V. I. Neue Fundorte von Valen- ciennesia annulata. Sitz. d. k. Alad. d. Wissensch. Math. naturw. Kl. 57 Bd.. p. 85—101, Sibiu. Roth L. von Telegd (1879) Geologische Skizze des Kroisbach-Ruster Berg- zuges und des siidl. Teiles des Leitha-Gebirges. Foldt. Kdzl., 9, p. 144, Budapest. Saulea Emilia (1965) Contributions â la stratigraphie du Miocene superieur. Assoc. Geol. Carp. Bale. Congr. VII, Sofia. Sagatovici Alexandra (1967) Studiul geologic al părții de vest și cen- trală a bazinului Oaș. Com. Geol. Stud. tehn. econ., 7/5, București. Schreter Z. (1912) Die stratigraphische Stellung d. sarmatischen Schichten.. Ungarns koch. Festschrift. Budapest. Senes .1. et al. (1971) Korrelation des Miozăns der zentralen paratethys (Stand 1970). Geal. Zbornic-Geologica carpathica XXII/1, p. 3—9, Bratislava. S i m i o n e s c u 1., B a r b u I. Z. (1940) La faune sarmatienne de Roumanie. Mem. Inst. Geol. Rom. III, București. Socac Ana (1972) Pannonian and Pontian ostracode fauna of int. Medvenica.. Paleontologia Jugoslavica. Sv., 11, p. 1—140, Zagreb. S t e v a n o v i c P. M. (1951) Pontische Stufe in eng. Sinne. Obere Congerien schichten Serbiens und des angrenzenden Gebiete. Șerb. Akad. Wiss. Son- derausgabe, CLXXXVII, mat. naturw. kl. 2, p. 1—361, Belgrad. — (1957) Pannon und Pont im nordlichen Bosnien (Tuzlaer oder Krekaer Kohlenbecken). Bedeutung der Porschungen fur die Losung der Fazies- probleme und Horizontierung der Congerien-schichten im Pannonischen Becken. Rec. d. trav. d. II Congres d. geol. yugoslav. Sarajevo. — (1959) Das Neogen in Jugoslavien in seinen Beziehungen zum Wiener Becken. Sonderabr. aus Mitt. d. Geol. Ges. in Wien 52 (Verhandlungen des Comită du Neogene mediteraneen). — (1975) Riickschau auf Pannon/Pont Grenshorizonte auf Grund der Dreis- seniden und Limnocardiinen (mit Beispielen aus Jugoslawien). Vith. Congr. Region. Comit, on Medit. Neogen. Stratigr. p. 247—254, Bratislava. Strausz L. (1942) Das Pannon des mittleren Westungams (Mit einer Karte, 6 Kartenskizzen und mit den Tafeln I—VI). Annales Hist.-nat. Musei Nationalis Hungarici, XXXV, p. 1—102, Budapest. Stur D. (1863) Bericht iiber die geologische iibersichts-aufnahme des siidwestlichen Siebenbiirgen. Jahrb. der k. k. geol. Reich., XIII, p. 33—120. Viena. — (1867) Fossile Pflanzen von Vale Scobinos Kornicel im Siebenbiirgen. Verii, d. k. k. geol. Reich., p. 40, Viena. Institutul Geological României 67 NEOGENUL SUPERIOR DIN .SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 189 — (1867) Beitrăge zur Kenntniss der Flora des Siisswasserguarzes der Conge- rien und Cerithienschichten im Wiener und ungarischen Becken. Jahrb. d. k. k. geol. Reich., XVII, p. 77—188, Viena. Szeles Margit (1962) Alsdpannoniai medenceuledekek puhatestti faunaja. Kulon a fbld. kdzl., p. 53—60, Budapesta. — (1968) Az Alfbld deli reszenek pliocen kepzodmenyei. Fold. kdzl. geol. 98/1, p. 55—66, Budapesta. — (1971) A Nagyalfold medencebeli pannon kepzodmenyei. Acad, kiado, p. 253—344, Budapesta. Steindachner Fr. (1859) Eine fossile Strinsia von Szakadăt, Sitzungsb. k. Akad. Wiss., math.-naturw. Cl. XXXVIII, Bd. 28, p. 771—776. Viena. Suess Ed. (1866) Untersuchungen liber den Charakter der bsterreichischen Tertiărablagerungen. liber die Gliederung der tertiăren Bildungen etc. II. "Ober die Bedeutung d. sog. brackischen Stufe oder der Cerithienschichten. Sitz. d. Akad. d Wissensch., 53, und 54, Viena. V a n c e a A. (1942) Geologische Untersuchungen im -west-sudwestlichen Gebiete des Siebenbiirgischen Beckens. Bul. Soc. Rom. geol., V, p. 177—216, București. — (1967) Limita miocen-pliocen în Bazinul Transilvaniei. Stud. cerc. geol. geofiz. geogr., seria Geologie, 12/2, p. 393—412, București. V i a 1 o v O. S., G r i s k e v i c i G. N. (1965) O vozrasti i obieme buglovskih sloev mioțena. Dokl. Akad. Nauk. S.S.S.R. 160/6, Moscova. Vitalis St. (1913) Beitrăge zum geol. Aufbau des sudostl. Teiles d. siebenb. Beckens. Kgl. ung. Finanzministerium, Budapesta. — (1942) Welche Bezeichnung ist zu gebrauchen : „pontisch“ oder „panno- nisch“. Mitt. d. berg. und huttenmănnischen Abt. d. Vniv. z. Șopron (Oderi- bung), 13, 1941, Budapesta. V o i c u G h. (1974) Identification des mysides fossiles dans les depots du Mio- cene superieur de la Parathethys centrale et orientale et leur importance paleontologique, stratigraphique et paleogeographique. Geol. Zbornik. Geo- logica Carpathica, XXV, 2, p. 231—239, Bratislava. Zalâny B. (1940) Biosoziologische Zusammenhănge im Neogenbecken der Gros- sen Ungarischen Tiefebene. Jahrb. d. kgl. ung. Geol. Anst. liber die Jahr., 1933—1935, IV, Budapesta. Zotta V i c t o r i a-L u b e n e s c u (1964) Observațiuni referitoare la stratigrafia Pannonianului de pe marginea de vest a munților Gurghiu. D. S. Inst. Geol., L/l, p. 187—191, București. ETUDE BIOSTRATIGRAPHIQUE DU NEOGENE SUPERIEUR DU SUD-OUEST DE LA TRANSYLVANIE (Resume) Malgre les recherches geologiques effectuees jusqu’ă prăsent dans la dâpres- sion de Transylvanie, certains secteurs restent encore insufisamment investigues. Cette 6tude, qui represente la forme abregee de la these de doctorat, a envisagă deux objectifs, ă savoir : la presentation des conclusions d’ordre strati- 190 VICTOIRalA LUBENESCU 68 graphique concernant le Neogene, ainsi que l’etude paleontologique de quelques Mollusques pannoniens. La zone etudiee est situee au sud-ouest de la depression, entre les rivieres Mureș â l’ouest et Olt â l’est. On y a mis en evidence une serie de facies, ainsi que des zones et des associations faunistiques, conforme- ment ă un materiei paleontologique constitue de Mollusques decouverts en majeure pârtie par nous. Lithostratigraphie On a distingue des couches de Cîmpie (Koch, 1884) couches de Dobîrca (Lubenescu, dans cette etude) = couches â Cerithium (Koch, 1884), couches de Săcădate (Lubenescu, idem), couches de Gușterița (Lubenescu, idem) et couches de Vingard (Lubenescu, idem). Les couches de Cîmpie. Elles sont bien developpees sur la vallee du Rodu (Apold). Les termes basaux constituant l’horizon tuf ace se disposent sur des argiles violacees, verdâtres et grises, â intercalations de sables gris, non-fossili- feres. En continuite de sedimentation, on rencontre l’horizon evaporitique : gypses impurs, alternant avec des marnes grises feuilleuses supportant des marnes et des argiles grises ă rares Radiolaires et des marnes grises litees ă Spirialis. Couches de Dobîrca = couches ă Cerithium. Leur caracteristique est la diversite des facies d’apparition. Sur la vallee de Dobîrca, elles surmontent les marnes ă Spirialis et sont constituees de marnes gris-blanchâtres et de marnes violacees ă intercalations de sables micaces ă trovants, qui rappellent les couches de Feleac. Dans le secteur Reciu-Râhău-Cîlnic, les couches de Dobîrca deviennent psammito-psefitiques ; aux alentours de Sibiu, elles sont constituees de marnes grises bariolees, micaferes, â intercalations tufitiques, de sables jaunes fossiliferes, de sables â trovants, de greș calcaires durs et de graviers. Couches de Săcădate. Elles sont constituees d’argiles grises non-fossiliferes, de marnes microconglomeratiques fossiliferes et d’argiles grises ă niveaux et inter- calations de sables. A Cunța, elles sont representees par des graviers ă lentilles de sables fossiliferes, qui supportent des argiles gris-violacees. Couches de Gușterița. Elles sont formees d’argiles grises ă Congeria bana- tica, avec de rares niveaux et intercalations sablonneuses. Sur la vallee du Rodu, les couches de Gușterița sont bien developpees et abritent une riche faune de Congeria et de Lymnocardiides. Couches de Vingard. Les depots terminaux du Pannonien du sud-ouest de la depression de Transylvanie sont representes par un facies psammito-psefi- tique fossilifere, bien mis en evidence au centre de la localite Vingard et dans la colline Rîposul (preș de la localite Săcădate) et non-fossilifere, cantonne au contact du cristallin entre les localites Săliște, Vale, Poplaca, Orlat, Gura Rîului et autour des localites Cîlnic et Drașov. Institutul Geological României 69 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANTEI 191 Biostratigraphie Dans cette region, nous avons săpare des zones et des associations (type „assemblage zone"). La zone „Neopycnodonte navieularis" correspond ă l’intervalle d’appari- tion et de developpement maximum de ce genre. etant caracteristique ă la pârtie basale du Miocene marin. On l’a identifiee ă Săsciori, sur la vallee du Rodu, â Poiana et Fîntînele. Dans cette association, on peut distinguer des Foramini- feres planctoniques : Candorbulina glomerosa (B 1 o w), C. universa J e d k 1., Glo- bigerinoides diverses especes, Globorotalia (Turborotalia) bykovae etc. Elle coincide avec les zones Ns, N9 (B 1 o w, 1969). La zone Spirialis andrussowii est caracterisee par l’apparition et le deve- loppement maximum du pteropode mentionne, associe â des Foraminiferes plancto- niques du groupe appartenant au genre Velapertina. Elle correspond aux zones N)0 partim, N13 partim (B1 o w, 1969). L’association Abra reflexa caracterise la pârtie basale des couches de Dobîrca y compris celle du Miocene saumâtre basal et correspond â l’intervalle d’apparition et de developpement maximum des especes Abra reflexa et Ervilia trigonula, en association avec les especes Anomalinoides divides, Articulina pro- blema etc. Les facies pelitiques contiennent en explosion Abra reflexa, et ceux psammito-psefitiques — Ervilia trigonula. L’association Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi/Cerithium rubiginosum cor- respond â l’intervalle d’apparition et de developpement maximum de ces deux taxons ; elle est caracteristique aux pelites et aux psammites terminales des couches de Dobîrca. Dans cette association apparaissent egalement: Porosononion granosum et mysides (Paramysis mihaii V o i c u). L’association â faune composee d’ălements divers correspond au premier facies littoral â Mollusques typiques aux couches inferieures ă Congeries et ă remaniements de faune sarmatienne, badenienne et meme plus ancienne. On Ia rencontre autour des localites Săcădate et Cunța. L’association Congeria banatica est caracteristique au premier facies de bassin du Pannonien, ayant une grande extension en Transylvanie. A mentionner : Congeria banatica, Paradacna lenzi, P. syrminensis (?), Arcicardium. costatum (?), Arcicardium. protractum, Undulotheca pancici, V. rotundata. En synchronisme avec le facies pelitique de bassin, nous avons reconnu le facies littoral â Melanopsides (predominant) ă Apoldu de Sus, Valea din Mijloc et Cisnădie : Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis, M. (L.) fossilis, M. (Canthido- mus) ex gr. bouei etc., Congeria ramphophora, C. kispatici, C. neumayri et Veluti- nopsis velutina etc. L’association Congeria partschi/Congeria zsigmondyi — est caracteristique aux depots terminaux des couches de Gușterița et correspond ă l’apparition et â la predominance de l’espece Congeria zsigmondyi et de l’espece Congeria partschi. Le facies de bassin de cette association a ete rencontre sur la vallee du Rodu, dans la colline Moara de Vînt, autour des localites Sîngătin et Amnas. On y a rencontre des : Congeria partschi, C. zsigmondyi, C. prezujovici n. sp., Lymnocardium undatum, L. aspero-costatum, Caladacna steindachneri, Pseudoca- tillus sp., Velutinopsis velutina, Undulotheca diverses especes. Institutul Geological României 192 VICTORIA t,UBEN®SCU 70 Dans le facies littoral apparaissent : Congeria partschi, C. zsigmondyi, C. subglobosa, Melanopsis (Lyrcaea) fossilis, Eolymnium atavus (la vallee du Rodu, Apold, Miercurea Sibiului, Amnaș, Aciliu etc.). L’association Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae correspond â l’appa- rition et au developpement maximum de ces especes, etant cantonnee dans les sediments terminaux du Neogene superieur de Transylvanie. La riche faune de Mollusques de cette association littorale est representee par des Congeries spe- cialisees, Lymnocardiides evoluees, Melanopsides et Unionides : Congeria subglo- bosa (especes diverses), C. ungulacaprae, C. partschi macarovicii, Lymnocardium sccans, L. polypleura, L. (Pannonicardium) schmidti, Melanopsis (Lyrcaea) vindo- bouensis, M. (L.) fossilis, M. (Canthidomus) defensa, Eolymnium atavus (Vingard et la colline Rîposul). Chronostratigraphie L’echelle chronostratigraphique de 1900 (K o c h), sur laquelle le Neogene est represente par le Miocene = couches de Cîmpie et couches â Cerites, et le Pliocene (Pontien), a ete acceptee par les chercheurs scientifiques jusqu’en 1971 (Victoria Lubenescu). Nous attribuons les couches de Cîmpie au Badenien, â partir de la presence de la zone Neopycnodonde navicularis (dans cette association, on rencontre des Foraminiferes planctoniques caracteristiques â la base du Badenien-Langhien). Les premieră horizons situes au-dessous des evaporites, ainsi que les inter- calations argileuses situees entre les evaporites contiennent des Pseudotriplasia (Lubenescu, Gheorghian, 1973), especes caracteristiques au Vieliczkien (Badenien moyen). Les niveaux sur-jacents aux evaporites attribues au Kossovien sont carac- terises par la presence des Foraminiferes pelagiques du groupe Velapertina, des Radiolaires et des Spirialis. Le seuil paleontologique qui marque le debut du Sarmatien consiste dans la disparition soudaine des especes existant au Kossovien et dans l’apparition d’une faune riche en individus et pauvre en genres : Abra, Ervilia et Anomali- ncides dividens, equivalente ă celle du Buglovien (sensu Macarovici et al., 1967, 1972). Les sediments pelitiques sur-jacents renferment une faune saumâtre faible- ment diversifice, d’Ervilia podolica, et de Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi, frequemment rencontree dans le Volhinien du Plateau moldave. L’inexistence des Mactres bessarabiennes prouve l’absence de cet etage (Bessarabien). La tendance a existe recemment d’attribuer l’âge Volhinien + Bessarabien inferieur â n’importe quel depot â faune saumâtre de la totalite du domaine pannonien de notre pays. L’analyse attentive de l’inventaire faunistique releve que seulement le Volhinien y est present, le Bessarabien etant eloigne par erosion et, tres rarement, depasse par des termes plus recents. L’encadrement chronostratigraphique des depots post-sarmatiens, qui se dis- posent le plus souvent en transgression et en discordance sur les divers termes plus anciens, suscite depuis plus d’un siecle maintes discussions. La solution de re probleme majeur depend de l’explication du mode de depot des couches (en ' Institutul Geologic al României \ IGRZ 71 NHOGENUÎL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TfRAJSTSILVANÎEEI 193 continuite de sedimentation ou apres une lacune) et des periodes de communica- tion entre les trois grands bassins : pannonien, dacique et euxinique. Les etudes effectuees dans la depression de Transylvanie n’ont pu demontrer jusqu’â present la continuite de sedimentation entre le Sarmatien et le Panno- nien. S’il y avait eu lieu, pendant le Sarmatien moyen et superieur, une trans- formation Progressive de la faune, on aurait du trouver, dans les nombreux forages deja effectues, un complexe de couches dont la riche faune sarmatienne ait des caracteres de transition vers la nouvelle faune pannonienne. Les couches inferieures â Congeries surmontent transgressivement et en discordance, parfois en simple apparence de continuite de sedimentation seulement, les couches volhi- niennes ou des iermes stratigraphiques plus anciens. Nos recherches ont mis en evidence deux types de gisements : littoraux ei de bassin. Dans les gisements faunistiques littoraux, nous avons distingue l’association â faune composee d’elements divers, l’association â Melanopsides, l’association â Congeria zsigmondyi/Congeria partschi et l’association Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae. En tant qu’associations faunistiques de bassin, nous avons distingue les associations : Congeria banatica et Congeria partschi' Congeria- zsigmondyi. On n’a pas encore trouve un equivalent ă l’association Congeria subglobosa!Congeria ungulacaprae. Un echange reciproque de faunes a eu lieu pendant certaines periodes de temps. La premiere grande migration pannonienne de quelques especes de Dreis- senides est remarquee au Bessarabien superieur (M a c a r o v i c i et al., 1965 ; Eberzin et al., 1966; Jeanrenaud, 1963, 1966; Marinescu, 1972; Lubenescu et al., 1974). La presence de l’espece Congeria neumayri au sud de la depression de Transylvanie (Săcădate, Cunța) au niveau du Sarmatien et des couches inferieures â Congeries, saurait constituer un argument encore incer- tain en faveur de la voie de migration supposee des Dreissenides du domaine pannonien, â travers le bassin Comănești en Vrancea et dans le Plateau moldave. La- deuxieme migration pannonienne de Congeries, survenue pendant le Meotien est illustree par la presence des Congeries carenees du bassin dacique (Congeria neumayri, C. moesica, C. ramphophora), egalement rencontrees dans la depression de Transylvanie. Au meme niveau, apparaît dans notre region l’espece Velutinopsis velutina, commune aux deux grands bassins (Marinescu, 1967). Par cette etude biostratigraphique, l’auteur met en evidence les conclusions et les observati ons suivantes : — On remarque une discordance nette, ainsi qu’une lacune de sedimenta- tion importante entre le Sarmatien (Suess, 1966) et le Pannonien comprises dans l’intervalle de temps Bessarabien-Meotien. — Les sediments pannoniens ont un contenu faunistique propre et carac- teristique. — On a identifie des endemismes faunistiques â Săcădate, dans la vallee du Rodq et ă Vingard. — Les couches du Neogene superieur de la depression de Transylvanie ont ete encadrees dans le Pannonien (sens restreint terminal = Malvensien) et coincident avec les zones C, D, E du bassin de Vienne. On peut aussi les faire equivaloir au Meotien extracarpathique. Certaines especes, telles que : Congeria ungulacaprae, Lymnocardium (Pannonicardium) schmidti, Caladacna steindachneri 13 — C. 738 Institutul Geologic al României 194 VIC'TORJiA LUBENESCU 72 et Melanopsis (Canthidomus) defensa, ont ete interpretees en tant qu'occurrences pontiennes precoces, vu qu’elles sont associees â des Mollusques pannoniens (Mela- nopsis vindobonensis, M. fossilis, Congeria ramphophora, Lymnocardium aspero- costatum). EXPLICATION DES PLANCHES Planche I Carte et profils geologiques de la region de sud-ouest de la depression de Transylvanie entre les rivieres Mureș et Olt. Quaternaire : 1, Holocene ; depots deluviaux-coluviaux (a), cones de dejec- tion (b), glissements de terrain (c) ; 2, Holocene superieur ; 3, Holocene inferieur ; 4, Pleistocene. N^ogene ; 5, Pannonien (Malvensien) ; 6, Sarmatien (Volhinien- Buglovien) ; 7, Badenien ; 8, Burdigalien ; Paleogene : 9, Eocene ; 10, Cretace supe- rieur et inferieur : Maastrichtien, Campanien, Santonien, Coniacien, Turonien ; 11, Paleozoîque et Proterozoîque superieur ; 12, Anteproterozoîque superieur ; 13, limite stratigraphique de transgression ; 14, limite geologique ; 15, ligne de fracture ; 16, nappe de charriage; 17, position geologique; 18, axe d’anticlinal ; 19, axe de synclinal ; 20, point fossilifere ; 21, puits d’exploration ; 22, ligne de section geologique. Planche II Colonne stratigraphique synthetique (sud-ouest depression de Transylvanie). Quaternaire : 1, Holocene : graviers et sables appartenant â la plaine allu- viale; 2, Pleistocene: graviers et sables des terrasses inferieure et superieure; Neogene : 3, Pannonien (Malvensien) : graviers, sables ă fragments d’andesites ; marnes, sables, graviers (zone â Congeria subglobosa et C. ungulacaprae); mames, argiles, sables (zone â Congeria partschi et ostracodes) ; marnes, argiles, sables (zone ă Congeria banatica et ostracodes) ; graviers, sables et marnes (zone â faune de melange) ; 4, Volhinien : marnes â mysides ; marnes, argiles, sables ; graviers ă Mactra eichwaldi, Tapes tricuspis, Cardium vindobonense et foraminiferes : Porosononion subgranosus, Elphidium macellum; marnes, argiles, microconglome- rats â faune (Ervilia, Syndosinya, Cibicides) ; 5, Badenien : complexe marneux sablonneux â radiolaires, Spiratella et mollusques (zone â Velapertina) ; complexe gypsifere (evaporitique) non-fossilifere; complexe tuface pelitique â Neopycnodontes (zone â Orbulina suturalis); 6, Burdigalien : argiles, marnes et sables rouges ă characees ; 7, Paleogene : Eocene : sables et marnes cendrees â microfaune (nummulites) ; biocalcarenites fossiliferes; microbreches et argiles polychromes residuelles ; 8, Campanien-Maastrichtien : facies de flysch : marnes ă echinides ; 9, Santonien : greș ă Exogira et Neithea; greș â faune saumâtre ; greș â Acteonela et Nerinea; mames calcaires ă echinides ; 10, Turonien-Conia- | M Institutul Geological României ? igrZ 73 NBOOENUL SUPERIOR. DIN SUD-VESTUL TRANSILVANiajr 195 cien : conglomerats ă rudites ; greș â globotruncanes bicarenees ; 11, Cenomanien : marnocalcaires â cephalopodes, echinides et Rotalipora appeninnica; 12, Albien- Vraconien : argiles cendrees â radiolaires et foraminiferes ; grds muscovitiques, marnes cendrees â radiolaires ; 13, Paleozoîque-Proterozoîque superieur : serie de Rășinari (roches psammitiques, aleuritiques, quartzites) ; serie de Cisnădioara (schistes epidotiques, roches porphiroîdes, metagranodiorites) ; serie de Sibișel (schistes amphibolitiques, schistes carbonatiques) ; 14, Anteproterozoîque supe- rieur : serie de Sebeș-Lotru (micaschistes, gneiss oculaires, calcaires cristallins). Planche III Colonnes stratigraphiques dans les depots badeniens du sud-ouest de la Transylvanie. 1, sables et argiles pannoniennes ; 2, argiles, marnes sarmatiennes ; 3, marnes tufacees, argiles, gypses, sables badeniens ; 4, argiles, marnes miocene-inferieures ; 5. argiles, marnes et calcaires eocenes ; 6, calcaires et greș cretaces ; 7, serie meso- rnetamorphique de Sebeș-Lotru ; 8, point fossilifere; 9, lacune d’observation. Planche IV Fig, 1. — F.labellum roissianum Edwards et Haime (X 2), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 2. — Anadara (Anadara) diluvii Lamarck (X 2), Fîntînele, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 3. — Anadara fictheli grandis S c h a f f e r (X 1), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 4. —Neopycnodonte navicularis (B rochi) (X 1), Fîntînele, Badenian infe- rior (Badenien inferieur). Fig. 5. — Glycimeris (Glycimeris) pilosus (Linne) (X 1), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Planche V Fig. 1. — Lucina (Lingă) columbella Lamarck (X 2), Fîntînele, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 2. — Corbula (Varicorbula) gibba (O li vi) (X 1), Fîntînele, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 3. — Venus (Ventricola) multilamella marginalis E i c h w a 1 d (X D, Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 4. — Venus (Ventricola) multilamella Lamarck (X 1), Cut, Badenian supe- rior (Badenien supârieur). Fig. 5. — Diloma (Oxystele) patula orientalis (C o s sm. et P e y r o t) (X 1,9), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 6. — Vermetus (Petaloconchus) intortus Lamarck (X 1), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Institutul Geological României 196 VICTORLA LUJiELVESCU 74 Fig. 7. —Bitium reticulatum (Da Costa) (X 4), Cut, Badenian superior (Bade- nien superieur). Fig. 8. — Turritella. (Archimediella) turris badensis S a c c o (X 1), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. .9. — Turritella (Archimediella) turris Basterot (X 1), Cut, Badenian supe- rior (Baddnien superieur). Fig. 10. —.Turritella (Archimediella) erronea erronea Cossmann (X 1), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 11. — Turritella (Zaria) subangulata polonica Friedberg (X 2), Cut, Bade- nian superior (Badenien superieur). Fig. 12. — Hinia (Uzita) rosthorni (H i 1 b e r) (X 1,6), Cut, Badenian Superior (Badenien superieur). Fig. 13: — Nassa (Hinia) restitutiana Fontannes (X 1,6), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 14. — N atica (Lunatia) catena helicina B r o c c h i (X 1), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 15. — Janiopsis angulosa (B rochi) (X 2), Fîntînele, Badenian superior (Bade- nien superieur). Planche VI Fig. 1, 2. — Nassa (Phrontis) dujardini (Deshayes) (X 1,6). Cut, Badenian supe- rior (Baddnien superieur). Fig. 3. — Terebra (Mycarella) basteroti N y s t. (X 1,6), Cut, Badenian superior (Badenien superieur). Fig. 4. — Clavatula (Clavatula) interrupta (Brochi) (X 1,2), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 5. — Terebra (Terebra) neglecta Michelotti (X 2), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 6. — Raphitoma (Raphitoma) hispidula (J a n.) (X 1,5), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 7. — Dentalium (Dentalium) sexangulum acutangularis Cocconi (X 1,4), Cut, Badenian superior (Baddnien superieur). Fig. 8. — Narona (Sveltia) dertovaricosa (S a c c o) (X 3), Cut, Badenian superior (Baddnien supdrieur). Fig. 9. — Conus (Chelyconus) fuscocingulatus Bronn. (X 1), Cut, Badenian supe- rior (Badenien superieur). Fig. 10. — Conus (Conolithus) dujardini brezinae Hoern.es (X 1,6), Cut, Bade- nian superior (Badenien superieur). Fig. 11. — Ervilia dissita dissita Eichwaid (X 2), valea Cașoșului, Sarmațian inferior (vallee Cașoșului, Sarmatien inferieur). Fig. 12. — Ervilia dissita podolica Eichwaid (X 2), Dobîrca, Sarmațian infe- rior, Volhynian (Sarmatien inferieur, Volhynien). Institutul Geologic al României 75 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANEI 197 Fig. 13. — Madra aff. Mactra (Sarmatimactra) bulgarica Toula (X 2), Cunța, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 14. — Mactra (Sarmatimactra) eichwaldi Lask. (X 2), valea Rodului, Sar- mațian inferior (vallee Rodului, Sarmatien inferieur). Fig. 15. — Tapes tricuspis tricuspis (Eichwald) (X 2), Săcădate, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 16. — Caliostoma guttenbergi (Hilber) (X 4), Săcădate, Sarmațian infe- rior (Sarmatien inferieur). Fig. 17. — Moesia laevigata Jekelius (X 2), Dobîrca, Sarmațian inferior (Sar- matien inferieur). Fig. 18. — Pirenella picta picta D e f r. (X 1,5), Săcădate, Sarmațian inferior (Sar- matien inferieur). Fig. 19. — Dorsanum (Duplicata) duplicatum duplicatum (Sowerby), (X 1,5), Săcădate, Sarmațian inferior (Sarmatien infărieur). Fig. 20. — Pirenella nodosoplicata nodosoplicata (Hoernes) (X 2), Cîlnic, Sar- mațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 21. — Pirenella picta mitralis (Eichwald) (X 1,6), Săcădate, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 22. — Cerithium (Thericium) rubiginosum rubiginosum (Eichwald), Cîlnic, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 23. — Cerithium banaticum Jekelius (X 2), Săcădate, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Planche VII Fig. 1. — Actaeocina (Actaeocina) lajonkaireana (Basterot) (X 3), Dobîrca, Sar- mațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 2. — Mohrensternia înfiata (A n d r e j o w s k i) (X 3), Dobîrca, Sarmațian inferior (Sarmatien inferieur). Fig. 3. — Theodoxus zografi petralbensis Jekelius (X 2), Săcădate, intervalul cu faună de amestec (intervalle ă faune de melang'e). Fig. 4. — Theodoxus soceni Jekelius (X 2), Vingard, Pannonian, zona cu Con- geria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Pannonien, zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae). Fig. 5—8. — Eolymnium atavus (Partsch) (X 1). Vingard, Pannonian, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Pannonien, zone ă Con- geria subglobosa/Congeria ungulacaprae). Planche VIII Fig. 1. — Lymnocardium (Lymnocardium) secans (Fuchs) (X 2), Vingard, Panno- nian, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Pannonien, zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae). Institutul Geological României 198 VJCItXIWiA 'LLrBHNBS'CU 76 Fig. 2. — Lymnocardium (Lymnocardium) promultistriatum Jekelius (X 2), Vingard, Pannonian, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Pannonien, zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae). Fig. 3. —Lymnocardium (Lymnocardium) humilicostatum Jekelius (X 2). Vingard, Pannonian, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Pannonien, zone â Congeria subglobosa/C. ungulacaprae). Fig. 4. — Lymnocardium sp. n. (X 2), Vingard, zona cu Congeria subglobosa/Con- geria ungulacaprae, Pannonian (Pannonien, zone ă Congeria subglobosa/ C. ungulacaprae). Fig. 5. — Lymnocardium (Lymnocardium) polypleura Brusina (X 1,5), Vingard, Pannonian, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (Panno- nien, zone â Congeria subglobosa/C. ungulacaprae). Fig. 6. —Lymnocardium (Lymnocardium) undatum Reuss (X 1,5), Sîngătin, strate terminale ale zonei cu Congeria banatica, Pannonian (couches terminales de la zone ă Congeria banatica, Pannonien). Fig. 7. — Caladacna steindachneri (Brusina) (X 1), Miercurea Sibiului, zona cu Congeria banatica, Pannonian (zone â Congeria banatica, Pannonien). Fig. 8. — Paradacna lenzi (R. Hoernes) (X 2), valea Rodului, zona cu Conge- ria banatica, Pannonian (vallee Rodului, zone ă Congeria banatica, Pannonien). Fig. 9. — (?) Arcicardium costatum (Gorj. Kramb.) (X 1), valea Rodului, zona cu Congeria banatica, Pannonian (vallee Rodului, zone â Congeria bana- tica, Pannonien). Fig. 10—13. — (?) Arcicardium protractum (Gorj. Kramb.) (X 1), valea Rodu- lui, zona cu Congeria banatica, Pannonian (vallee Rodului, zone â Congeria banatica, Pannonien). Fig. 14. — Pseudocatillus sp. (X 2), Miercurea Sibiului, zona cu Congeria bana- tica, Pannonian (zone â Congeria banatica, Pannonien). Fig. 15. — Congeria neumayri neumayri Andrusov (X 1), intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 16, 17. — Congeria banatica (R. Hoernes) (X 2), valea Rodului, zona cu Congeria banatica, Pannonian (valide Rodului, zone â Congeria banatica, Pannonien). Fig. 18. —Lymnocardium asperocostatum Gorj. Kramb. (X 1), Sîngătin, zona cu Congeria banatica, Pannonian (zone â Congeria banatica, Pannonien). Planche IX Fig. 1. — Congeria kispatici Pa vio vie ; fig. la (X 1) ; fig. 1 b (X 2), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Fig. 2. — Congeria soceni soceni Jekelius (X 1,8). Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Fig. 3. — Congeria sp. n. (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Panno- nian (intervalle â faune de melange, Pannonien). 77 NEOGENUL SUPERIOR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIE.! 199 Fig. 4. — Congeria partschi globosatesta Papp (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Fig. 5. — Congeria zsigmondyi Halavats (X 1,5), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 6—9. — Congeria partschi macarovicii n. ssp. : fig. 6, 7, 8 a, 9 (X 1), fig- 8 b (X 1,3) ! Vingard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (hololip fig. 8) (zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae — holotype fig. 8). Planche X Fig. 1. — Congeria pancici pancici P a v 1 o v i c, (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Fig. 2. — Congeria subglobosa jekeliusi n. ssp. (X 1). Vingard, zona cu Congeria subglobosa/'Congeria ungulacaprae, Pannonian (holotip) (zone â Conge- ria subglobosa/Congeria -ungulacaprae, Pannonien) (holotype). Fig. 3. — Congeria subglobosa hemiptycha Brusina (X 1), Miercurea Sibiului, zona cu Congeria banatica, Pannonian (zone ă Congeria banatica, Pannonien). Fig. 4. — Congeria prezujovici n. sp. (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 5—6. — Congeria prezujovici n. sp. (X 1), Miercurea Sibiului, zona cu Con- geria banatica, Pannonian (holotip, fig. 5) (zone â Congeria bana- tica, Pannonien (holotype, fig. 5). Planche XI Fig. 1, 3. — Congeria subglobosa longitesta Papp (X 1), Vingard, zona cu Con- geria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Fig. 2. — Congeria ungulacaprae M ii n s t. (X 1), Vingard, zona cu Congeria sub- globosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Congeria subglobosa/ Congeria ungulacaprae, Pannonien). Fig. 4, 5. — Congeria ramphophora ramphophora Brusina (X 1), Săcădate, inter- valul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle a faune de melange, Pannonien). Fig. 6. — Congeria ramphophora vosendorfensis Papp (X 1), Valea din Mijloc (Săcădate), intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Planche XII Fig. 1, 2. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis fossilis M a r t i n i-G m el i n i (X D 1 — Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian : 2 — Vin- gard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae (intervalle ă faune de melange, Pannonien ; zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae). Institutul Geological României 200 VICTORIA LUBHXVE3CU 78 Fig. 3, 4. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis constricta Handmann; fig. 3, (X 1); fig- 4, (X 1,7), Săcădate, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungula- caprae, Pannonian (zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). • : ; Fig. 5. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis coaequata Handman n (X 1) Săcădate, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien): Fig. 6. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis rugosa Handmann (X D, Săcădate, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Con- geria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Fig. 7. — Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis vindobonensis F u c h s (X 1), Valea din Mijloc, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de mălange, Pannonien). Fig. 8—12. — Melanopsis (Lyrcaea) vindobonensis paucăi n. ssp., (X 1), Vingard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (holotip, fig. 10) (zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien ; holotype, fig. 10). Fig. 13. — Melanopsis (Lyrcaea) inermis inermis Handmann (X 2), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 14. — Melanopsis (Lyrcaea) stricturata stricturata Brușina (X 1), inter- valul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 15. — Melanopsis (Lyrcaea) handmanni handmanni B rușina (X 1) Săcă- date, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 16—20. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis pseudoimpressa P a p p (X 1), Vingard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Planche XIII Fig. 1. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis pseudoimpressa Papp (X 1), Cut, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Con- geria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Fig. 2, 3. — Melanopsis (Lyrcaea) fossilis pseudoimpressa Papp (X 1), Săcădate, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Fig. 4—6. — Melanopsis (Lyrcaea) impressa K r a u s s ; fig. 4 (X 2), fig. 5, 6 (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Fig. 7—9. — Melanopsis (Canthidomus) bouei bouei Ferussac; fig. 7 (X 2); fig. 8, 9, (X 3), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). Fig. 10, 11. — Melanopsis (Canthidomus) bouei rarispina Lor en they (X 2), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). Institutul Geological României 79 NEOGENUiL SUPEHlOiR DIN SUD-VESTUL TRANSILVANIEI 201 Fig. 12. Fig. 13. Fig. 14- Fig. 20- Fig. 28- Fig. 32- Fig. 1- Fig. 4. Fig. 5, Fig. 7, Fig. 9. Fig. 1. Fig. 2. — Melanopsis (Canthidomus) bouei affinis Handmann (X 2). Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervale â faune de melange. Pannonien). ■ — Melanopsis (Canthidomus) bouei sturi Fuchs (X 2), Săcădate, inter- valul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle ă faune de melange, Pannonien). - 19. — Melanopsis (Canthidomus) bouei multicostata Handmann (X 1,5), Săcădate, intervalul cu faună de amestec, Pannonian (intervalle â faune de melange, Pannonien). - 27. — Melanopsis (Canthidomus) defensa defensa Fuchs; fig. 20—26 (X 1), fig- 27 (X 1,5), intervalul cu faună de amestec și zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (intervalle â faune de melange et zone â Congeria subglobosa/Congeria ungula- caprae, Pannonien). - 31. — Melanopsis (Canthidomus) defensa trochiformis Fuchs (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec și zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (intervalle ă faune de melange et zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). - 35. — Melanopsis (Canthidomus) defensa elongata Gillet și Mari- nescu (X 1), Săcădate, intervalul cu faună de amestec și zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (inter- valle ă faune de melange et zone ă Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). Planche XIV - 3. — Undulotheca pancici (Brusina) (X. 1), valea Rodului, zona cu Congeria banatica, Pannonian (vallee Rodului, zone ă Congeria bana- tica, Pannonien). — Velutinopsis velutina (Deshayes), (X 1), Vingard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Congeria subglo- bosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). 6. — Tacheocampylaea (Mesodontopsis) doderleini Brusina (X 1), Vin- gard, zona cu Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonian (zone â Congeria subglobosa/Congeria ungulacaprae, Pannonien). 8. — Crassiana crassa (P h i 1 i p s s o n) (X 1), Miercurea Sibiului, terase, Pleistocen (terrasses, Plâistocene). — Radix sp. (X 1,5), terase, Pleistocen (terrasses, Pleistocene). Planche XV — Complexul gipsifer deschis pe valea Rodului, versantul sting. Complexe gypsifere ouvert sur la vallee Rodului, versant gauche. — Nivelul bazai al „stratelor de Săcădate" deschis pe Valea din Mijloc, versant sting. Niveau basal des „couches de Săcădate", ouvert sur Valea din Mijloc, versant gauche. Institutul Geologic al României 202 VIClWutA LUBHNBSCU 80 Planche XVI Fig. 1. — Alunecări de pămînt pe Valea din Mijloc. Glissement de terrain sur Valea din Mijloc. Fig. 2. — Blocuri de șisturi cristaline pe Valea din Mijloc. Blocs de schistes cris- tallins sui- Valea din Mijloc. Planche XVII Fig. 1. — „Strate de Valea Rodului-Gușterița". Marne vineții deschise în ver- santul stîng al văii Rodului. „Couches de Valea Rodului-Gușterița-'. Marnes violacees ouvertes dans le versant gauche de la vallee Rodului. Fig. 2. — „Strate de Vingard — dealul Rîposul". Cariera de nisipuri de la Vingard. „Couches de Vingard — colline Rîposul". Cartiere de sables de Vingard. Planche XVIII Fig. 1. — „Strate de Săcădate“. Argile cenușii cu lentile și nivele de nisipuri cenușiu-vineții, cu faună remaniată. Valea din Mijloc, versant stîng. „Couches de Săcădate". Argiles cendrees â lentilles et niveaux de sables gris-violace, ă faune remaniee. Valea din Mijloc, versant gauche. \IGR t Institutul Geologic al României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei de/Jos DINTRE MUREȘ Șl OLT 3 Km de Sus SUPERIOR HOLOCEN INFERIOR D. Crucea ‘ui Platosan CUATERNAR^ Sebeș PLEISTOCEN PANNONIAN ( =MALVENSIAN I SARMAJIAN Gusu Petresti NEOGEN BADENIAN BURDIGALIAN PALEOGEN Rahâu EOCEN 0.Viilor Săsciori CRETACIC SUPERIOR yf. Dosului Apoi du de Jos ANTE-PROTEROZOIC SUPERIOR Vf. Dealului CrS Dobîrca cAmnas Aciliu 0. Frunții Punct Sondâ Rusciori Poiana Sibiului D. Furcilor 500 D.Beleunta Vf. Mesteacăn Galeș D.Ciocirlia ° SIBIU Cristian tooo Cornăte! 1500 D. Bucata Bungard Casbtt i CfS '^z'Orlat Sonda Alâmorlsi 2 Tooîrces Vf. Cetatea v.terna Vata D. Bradului wn crs sm ’Poplaca crs Braduo 1500 0. B lidăriei Cisnădioara sm Racovița râ/maciu crs !0C0 Tălmăcel 1500 2000 ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICA, VOL. LVIII VOLHINIAN BUGLOVIAN MAESTRICHTIAN CAMPANIAN SANTONIAN CONIACIAN TURONIAN Porum dedus Cisnadie Cisnădioara Miercurea Sibiului —... Sibiei Fintînele^ Selimbăr A'Vf Burchi PALEOZOIC PROTEROZOIC SUPERIOR HARTA Șl PROFILE GEOLOGICE IN REGIUNEA DE S.V. A DEPRESIUNII TRANSILVANIEI Institutul Geologic al României COLOANĂ STRATIGRAFICĂ SINTETICĂ (in sud-vestul Depresiunii Transilvaniei) VICTORIA LUBENESCU - Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei PI. II SIS TEL* SERiE £TAJ INDICE CONSTITUȚIE. PETROGR ATICA GR0S1M IN m CARACTERE UTO-BlO “ST R AT IC R AF 1 C £ 1 [cuaternar! [hoiccen! INF. SUP qp? qp- O 0 O O O O O 0 o O O O O O O o o o o o o ?0 ^ietri^un și nisipuri șparținind sesuiui aiuvioiwr 1 SL SUR qpî o o o O o a o o o o o o o o O O 0 O '» o o 50 n. , . inferioare f letrisun si nisipuri ale terasei r superioare 2 z JVC 700 Pietrișuri, nisipuri cu fragmente de andezite Home. nisipuri, pietrișuri lena cu Congeria subglobosa și Congeria ungula caprae — ■■■ — —. • ;(| •: -i: 1 !|lLT bk z m CNN UI P" Mat ne, argile, ni șipuri tona cu Congeria partschi și ostracode 3 1/ / / 7 A r 7 > z / ~'-jT-h < )■* o o tu z •X Marne, argile. nisipuri Zona cuCongeria banatica și ostracode Pietrișuri,nisipuri și marne Zona cu fauna de amestec : ■ ■ • •/ / f / / / / ■ \ / 7 7 , z UJ O O z Z E ai Z z o 3 vh / / ' ' ' / 600-700 50 Mame cu myside Marne. argile, nisipuri Pietrîșiuri cu Mactra eichwaldi, Tapos tricuspis. Cardium vindobonense și Porosononion subgranosus, f. Iphidum macellum Mar ne. argile microconglomerate cu fauna trvilia Syndesmya Cib/cides 4 7/77/7 ,1,1, 7 7 >.Z r 7 7'7 7 T 7 7 7 7 7 ////// 7 7 7 7 7 7 / / / / ) r i/ i 7 7 r J f 7 r-j -r T z z o co cc o CE UJ =5 CC O CC Z bn 11 ' 7 ' 7 ' 7 ' 7 ' 7 12 z£ ,7 7 7 7-7 500 Complex marnos nisipos cu radi olari Spiratella și moluște Complex gipsifer (evaporitic) nefosilifer Complex tufaceu pelitic cuNeopycnodonte Zona cu Velapertina Zona cu Or bulina suturalis 5 / y / / / / / < < < < < < 7 7 7 7 7 / 7 7 7 7 7 ' 7 r’> + 4- +_* c c rț bd 250 Argile,marne și nisipuri roșii cu characee 6 PALEOGEN | EOCEN | z P9? 200 Nisipuri și marne cenușii cu microfaunâ (numuhți) Biocalcarenite fosilifere Microbrecii și argile policolore reziduale 7 VILH NVI _9— 9.9. ° ° ° facies de fliș Facies de fliș Marne cu echinide O o UJ CC o SUPERIOR CAMPAN 1AASTRIC 500 8 sn SANTONIAN Gresii cu Cxogira și Ncithea Gresii cu faună salmastrâ Gresii cu Acteonda și Nerineia Facies ,. de Marne calcaroase cu ecnmide . Gosau 9 o. o • o. o « o ■ o ■ o ■ o o O o o o o o o o O 0 O \ o O 0 TURONIAN - CONIACIAN tu O C 0 0 / O O O 0 50 Conglomerate cu rudiști Gresii cuglobotruncane bicarenate 10 ;; z z cm 111111T rd. 25 Marnocalcare cu cephalopode echinide și Rotalipora appeninica 11 i i i i 1 1 < > 1111 111 418IAN VRAC.I SUP. CONIAC!AN| vr 31 7 i i i j m. 35 Argile cenușii cu radiolari și foraminifere Gresii muscovitice, marne cenușii cu radioiari 12 PROTEROZOIC SUPERIOR PALEOZOIC pts • 75-10 250 MO Scria ''de Rășinari Reci psamitice, aleuribcc, cuarțite Seria de Cisnădioara Șisturi epidotice,roci porfiroide metagrenodiorde Seria de Sibisel Șisturi amfiboHce, șisturi carbonat /ce 13 ANTEPROÎE ROZOIC SUPERIOR ^n-7oo[ Seria de Sebeș Lotru Micașisturi,gnaise oculare, calcare cristaline 14 Imprim Aid Inst. Geol.. Geof ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICĂ. VOL. LVHl Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU Neogenul superior dm iud • veitul Tronsil*on 1 1 (1972), apparait dans la zone ă Avisianus (Illyrien superieur) et disparait sous la limite de la zone Aon (Cordevolien), evoluant donc dans l’intervalle Illyrien superieur-Langobardien. On peut conclure que la pârtie basale des calcaires marmoreens de type Wetterstein appartient ă l’Illyrien superieur. La presence de l’Anisien superieur â la base de ces calcaires â ete deja signalee dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului, des l’annee 1969 par Diaconu et Dragastan. Parmi les especes rencontrees dans les calcaires de type Wetter- stein ă l’est de Pădurea Craiului, mentionnons : Physoporella lotharin- Institutul Geological României 23 TORMATIONS MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PA DUREA CRAIULUI 225 gica (B e n e c k e) et Ph. likana Herak, repandues dans le Ladinien de Yougoslavie (Herak, 1965), Oligoporella chia Herak, rencontree dans le Ladinien de l’île Chios (Herak, 1967), Macroporella beneckei (Solomon), trouvee dans le meme intervalle stratigraphique (Herak, 1965; Diaconu et Dragastan, 1969), Gyroporella maxima P i a, trouvee par Herak (1965) en association avec Diplopora annulata, Griphoporella guembeli (S o 1 o m o n) et Acicularia sp., connues du Ladinien. 11 faut signaler, dans les calcaires marmoreens developpes dans la colline Rujet (graben Remeți), la colline Hagăului et le versant oriental de la vallee Brătcuța, la presence des especes : Macroporella spectabilis Bystricky, Cay curia lemaîtrae Dragastan et Soleno- pora simionescui Dragastan, mentionnees du Ladinien superieur, dans des travaux anterieurs (Bystricky, 1964 ; Diaconu, Draga- stan, 1969). B) JURASSIQUE Ainsi que sur tout le territoire de la Roumanie, dans les Monts Apuseni aussi a lieu, â la fin du Trias, â cause des mouvements kimmeriques anciens, un changement des conditions paleogeographiques. On assiste â un retrecissement considerable des aires de sedimentation et apparaissent des reliefs eleves, qui deviennent des sources de sedi- menta detritiques en majeure pârtie continentaux pendant le Jurassique inferieur. Localement, dans le Jurassique inferieur du territoire des Apuseni ou des autres secteurs carpathiques, outre les depots detri- tiques, apparaissent aussi des depots charbonneux ou d’argiles, quelques-uns etant parfois refractaires. A remarquer que le Jurassique inferieur du territoire etudie. ainsi que celui du reste de Pădurea Craiului et des autres secteurs carpathiques, est developpe sous un facies comparable au facies de Gresten. Sur le territoire examine, les depots jurassiques du secteur situe au nord du Criș (le bord oriental du bassin de Borod), ainsi que ceux du secteur Lorău, sont moins etendus par rapport aux depots du meme âge existant dans le graben Remeți, ou ils sont plus repandus. Dans la pârtie orientale du graben Remeți, les depots jurassiques sont deve- loppes dans le bassin de la vallee Bisericii, dans la colline Fruntea, ainsi qu’en quelques petites occurrences au nord de Cicleul Selhișului. Depuis la vallee Izvorului vers l’ouest, on rencontre les affleurements les plus spectaculeux dans la vallee Iadului et dans ses affluents nord et sud. A remarquer la large extension des depots jurassiques dans le bassin de la vallee du Leșu, affluent occidental de la vallee Iadului. Malheureusement, â cause de nombreux accidents tectoniques, on n’a pu poursuivre que bien rarement, dans la meme coupe, toute la succes- sion du Jurassique. Les changements cartographiques operes sur les cartes existantes par suite des recherches que nous avons effectuees dans cette region, 15 - e. 738 226 ELiSNA POPA 24 ainsi que les nouvelles donnees d’ordre biostratigraphique signalees particulierement pour le Jurassique inferieur du bassin de la vallee du Leșu, de la vallee Bisericii et de la colline Fruntea, de meme que sur celui du bassin de la vallee de Boiu peuvent etre examines dans la planche I et les figures 5 et 7. 1. Jurassique inferieur Le Jurassique inferieur presente une succession complete ou presque, avec des greș quartzitiques appartenant au Hettangien-Sinemu- rien inferieur, calcaires du Sinemurien superieur-Pliensbachien, mames et calcaires greso-marneux attribues au Toarcien. a) Hettangien-Sinemurien inferieur Sur le territoire en discussion, le Hettangien-Sinemurien inferieur dispose sur les calcaires marmoreens de type Wetterstein (Anisien supe- rieur-Ladinien) ou directement sur les dolomies superieures (Anisien) est represente par des greș quartzitiques gris clair ou blanchâtres, d’alteration jaunâtre, rougeâtre ou couleur de rouille, localement (vallee du Leșu, colline Fruntea) plus grossiers (â elements de quartz noule de 2—5 mm de diametre). Certains greș ont un ciment calcaire et ren- ferment des debris charbonneux. Les greș se disposent en couches de 10—50 cm ou meme en bancs epais (vallee Bisericii, colline Fruntea) depassant l’ordre du metre et en altemance avec des schistes argileux gris fonce en couches centimetriques et bien rarement decimetriques. Dans le bassin de la vallee du Boiu apparaissent dans ce complexe des intercalations de silthites noirâtres epaisses (jusqu’â 0,5 m). Dans Ie meme secteur, on rencontre plus frequemment des debris charbon- neux sur les facettes des greș ou en argiles. II faut remarquer que la serie detritique basale du Jurassique. inferieur y montre une remarquable convergence avec la serie seisienne. Mais, une etude microscopique comparative des greș des deux series a mis en evidence quelques differences de composition. Les greș de la base du Jurassique inferieur sont formees presque en excluși vite de grains de quartz et ont une matrice constituee d’une mosaîque de quartz, tandis que les greș de la serie seisienne, avec un moindre degre de maturite, sont composes tant d’elements de quartz, ainsi que de fragments sparitiques de calcaire, et leur matrice est en certains cas argilo-ferrugineuse, calcito-sericiteuse, renfermant aussi des fragments de muscovite et de biotite quelquefois chloritisee. L’epaisseur du complexe detritique de la base de l’Eojurassique ne depasse pas 60 m dans le bassin de la vallee du Boiu. Dans Ia region Remeți, le meme complexe presente des variations d’epaisseur (fig. 5) et localement de facies. Ainsi, dans la colline Fruntea, l’epais- seur de ce complexe est de 25 m (fig. 6), pour atteindre, dans le ver- sant gauche de la vallee Iadului, en aval de l’embouchure de la vallee du Leșu, des epaisseurs de plus de 100 m. Institutul Geological României 25 FORMATIONS MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 227 En ce qui concerne la variation de facies du complexe detritique basal, on remarque que dans la colline Fruntea, en pleine masse des greș quartzitiques de ce complexe, apparait une intercalation de 8—10 m Zone J Spinatum Zone ă Davoei Zone a /bex S Zone a Bifrons Zones Seepenlinus (•x. falei fer) Zone b Insigne " Zones fhonrsense ■I Am mo niles de k fam. Tulitidae ' Zone 3 Murchisonoe- Ento/iumsp. \Ludwm Lmurchisonae (Sow.) 1 < lu Mp a subMercii/ataPieber \Ludwlgia aff. Menta fBuclmM) Pseudogrammoceras fa'laeiosum (Bag/e) Pseudoqr. cp dornlense Oenck ,, Hiidoceras bifrons(BrugjMdpcenș M^/somffycm) \HUdoceras se miopii turn V. Bucfm. niyplecM apenmmcud naos Harpoceras fatcifer (Sow) „ Oatty/iocerdS sp. ex.gr. O- commune ww ■ ZoneâTenuicosMum(?)Dacfy/ioceras sp.ex.gr. O acanthus d’Orb Pteuroceras solare (Phillips) Andronunoceras spex gr. A.hybndifbrme Spath. [Bean/eeras iuridum (Simp); Grgpnaea mccu/oc/m Sow; 6. sp. ex. gr. G gigant ea S6w \Zeilleria sp. i ® 1 1 V ! O 1 V 1 LOL o 1 1 1 O ! 0 1 IW1 T/ .■a j V ; V _i I t ■ ~y~ i [ -T- < -r- ; i j rn .-r-] S 9 Fig. 5. — Colonne stratigraphique du Jurassique inferieur et de la base du Ju- rassique moyen du graben Remeți, avec un schema de distribution verticale de la macrofaune. 1, calcaires oolithiques (oolithes noires) spathiques, gris ; 2, calcaires oolithiques spathiques rougeâtres ; 3, calcaires spathiques â Sntolium ; 4, calcaires marneux, localement subnoduleux, gris ; 5, calcaires et marnes siltheuses cendrees ; 6, cal- caires spathiques et calcaires marneux gris â accidents siliceux ; rares intercala- tions marneuses ; 7, calcaires greseux spathiques et greș quartzitiques localement lenficulaires, en base microconglomeratiques, â rares intercalations marneuses ; 8, greș quartzitiques gris fonce et schistes argileux gris ou rougeâtres ; 9, calcaires marmoreens et breches calcaires; 10, dolomies superieures. Institutul Geological României 228 ELENA POPA 26 de calcaires spathiques gris fonce, du meme type que celles existant dans le Pliensbachien (fig. 6). Les calcaires de cette intercalation contiennent des exemplaires de petite taille de Gryphaea sp. ex gr. G. arcuata L a m a r c k. La presence de l’espece G. arcuata L a m a r c k dans ces calcaires intercales dans le complexe des greș quartzitiques Fig. 6. — Section geologique dans la colline Fruntea. 1, dolomies superieures ; 2, calcaires marmoreens type Wetterstein ; 3, greș quartzi- tiques en bancs de l’ordre du metre (dans la pârtie mediane une intercalation de 10 m calcaires spathiques ă Gryphaea sp. ex gr. G. arcuata Link) ; 4, en base greș quartzitiques â ciment calcaire, localement microconglomeratiques ; suivent des calcaires spathiques â intercalations lenticulaires de greș quartzitiques ; 5, cal- caires â accidents siliceux ; 6, calcaires et silthites marneuses. a ete deja signalee par Pauliuc (1958). La meme espece a ete retrouvee par Bulgăreanu (1964) au meme point fossilifere. On connaît diverses sous-especes de l’espece G. arcuata L a m a r c k seulement dans la zone Angulata et la zone Bucklandi (G. arcuata obliquata J. Sowerby, ă savoir G. arcuata incurva J. Sowerby; fide Ha Ham, 1968). Sur le territoire de Pădurea Craiului il y a un indice plus precis sur l’âge de l’horizon des greș quartzitiques : un exemplaire d’Arietites determine par Răileanu (1956) comme Arietites bucklandi J. Sow, 27 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 229 qui indique le Sinemurien inferieur (zone Bucklandi). Cette ammonite provient de la vallee Cuților (Roșia). On a pu remarquer des variations de facies dans le complexe greseux de la base de l’Eojurassique egalement dans la vallee du Boiu. Dans cette coupe. â la base du complexe (â 8 m, au point de vue strati- graphique sur les calcaires marmoreens de type Wetterstein) apparaît sur 80 cm d’epaisseur la suivante succession : â la base (30 cm) silthites mameuses faiblement greseuses, gris rouille ; suit sur 20 cm un greș gris â ciment calcaire, siltheux vers la pârtie superieure ; la succession est continuee par un terme fait de marnes peu sablonneuses (15—30 cm) renfermant bien de colonies tabulaires de coraux appartenant aux especes Heterastraea eveshami (D u n c a n) et H. tomesii D u n c a n 13 (fig. 7 et pl. XIV, XV). Les deux especes de coraux sont connues dans l’Eojurassique infe- rieur d’Angleterre, de la zone Angulata (Hettangien superieur). Dans la coupe de la vallee du Boiu, par-dessus l’intercalation abritant les coraux, suivent des greș quartzitiques â ciment calcaire (20 cm) et des calcaires pseudo-oolithiques (2 m), sur lesquels se deve- loppent des bancs epais de greș quartzitiques et de greș massifs du meme type (fig. 7). La presence des coraux de la zone Angulata (Hettan- gien superieur), dans la position geometrique mentionnee, est un indice que le regime continental du Jurassique inferieur de l’autochtone de Bihor-Pădurea Craiului a ete remplace dans cette zone par un regime marin des le Hettangien superieur. La presence de la flore ă Neocala- mites et â Podozamites dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului dans les depots fluvio-lacustres de la base de l’Eojurassique atteste leur âge hettangien (Patrulius et al., 1971; Patrulius, Popesc u, Popa, 1972 — Correlations stratigraphiques du Jurassique de Roumanie). Quant â la base de la suite eojurassique de Pădurea Craiului, il y a d’autres aspects â signaler. La surface des calcaires marmoreens de type Wetterstein (Illyrien superieur-Ladinien) presente en certains secteurs du territoire une relief d’erosion karstique dont les creux sont colmates â breches de calcaires blancs et noirs du type de ceux du Trias moyen. coincees dans une matrice rouge violace. Ces depots, signales par Patrulius dans les parties centrale et occidentale de Pădurea Craiului, ont ete consideres par Patrulius et Bleahu (1967) d’âge rhetien, equivalant les depots barioles situes au lit des calcaires rhetiens de la nappe de Codru. Recemment, les auteurs mentionnes (Patrulius et al., 1971) ont attribue â ces depots deti'itiques rouges de la pârtie centrale et occidentale de Pădurea Craiului, disposes en discordance sur les calcaires ladiniens et qui passent, vers la pârtie superieure, ă des depots detri- tiques de type Gresten, l’âge hettangien. 13 Les determinations ont ete faites par Madame le Professeur L o u i s e Bea u va i s de l’Universitâ de Paris. \ IC FM Institutul Geological României 230 ELENA POPA 28 A l’est de Pădurea Craiului, pareils depots rouges lites ont ete rencontres sur le versant droit de la vallee du Boiu, dans le comparti- ment tectonique de l’embouchure de cette vallee. Ici, dans un affleure- ment situee sur un petit vallon, on observe que sur les calcaires mar- moreens (Ladinien) se developpe une breche â calcaires blanes mar- Fig. 7. — Emplacement du niveau ă coraux (Heterastraea spp.) ă la base de la colonne de l’Eojurassique de la vallee du Boiu. 1, calcaires encrinitiques ; 2, calcaires ă accidents siliceux ; 3, calcaires spathiques â intercalations lenticulaires de greș quartzitiques ; 4, greș quartzitiques localement â ciment calcaire ; 5, silthites marneuses ; 6, calcaires marmoreens ; 7, dolomies superieures. moreens et a calcaires noirs anisiens, sur lesquels se dispose un paquet — visible sur 3—4 m d’epaisseur — d’argiles rouges micacees, localement â tâches verdâtres, â rares intercalations de 1—2 cm de greș quartzitiques. Institutul Geological României 29 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI [231 Dos argiles rouges du meme type et dans la meme position strati- graphique apparaissent egalement dans une autre oeeurrence, dans le versant gauche de la vallee du Boiu au nord de la colline Arsurii. Ici, a la base des greș quartzitiques de la suite Hettangien-Sinemurien infe- rieur, apparaissent sur 30 cm d’epaisseur des argiles rouges stratifiees, partiellement siltheuses, alternant avec des greș minces siliceux, micaces, â matrice argileuse verdâtre. Localement, dans le complexe des greș quartzitiques (Hettangien- Sinemurien inferieur) place â l’est de Pădurea Craiului, nous avons rencontre des intercalations d’argiles refractaires, mais ă epaisseurs reduites ou par endroits tectonisees (graben Remeți). Dans le Hettan- gien-Sinemurien de l’est de Pădurea Craiului (secteur Valea Neagră de Criș) Diaconii et Io ne seu (1970) ont mentionne quelques occurrences d’argiles refractaires en couches epaisses de jusqu’â 1 m. mais peu etendues. Bulgăreanu (1964) — dans un rapport sur les argiles refrac- taires du graben Remeți — a juge certaine l’existence, dans le complexe des greș quartzitiques eojurassiques de ce territoire, d’une couche d’argi- les refractaires avec une epaisseur moyenne de 0,35 m, couche qui affleure dans la coupe de la vallee du Leșu. Les quelques forages executes par 1’IGEX les dernieres annees (jusqu’en 1970) dans le graben Remeți pour les argiles refractaires. dont un forage est emplace meme dans le bassin de la vallee du Leșu, n’ont pas donne de resultats concluants sur leur existence dans le terri- toire en question. Le fait que dans ce territoire le Lias inferieur a des epaisseurs reduites et que sa pârtie superieure de la colline Fruntea est consti- tuee de depots marins rend vraiment peu prometteuse l’existence dans ce territoire de quelques couches d’argiles refractaires correspondant comme nombre et epaisseur â celles de la pârtie centrale de Pădurea Craiului. A l’ouest de la region examinee, dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului, ces intercalations d’argiles refractaires (Patrulius et al., 1971) arrivent jusqu’â des epaisseurs de l’ordre du metre et plus grandes et apparaissent sous forme de lentilles (Patrulius, 1971 ; M. D i a- conu, S. I o n e s c u, 1966) 14. b) Sinemurien superieur-Carixien Les depots appartenant â cet intervalle stratigraphique sont constitues en majeure pârtie de calcaires â Gryphaea spp. gris fonce, spathiques, en couches de 20—30—60 cm ou meme en bancs plus epais. La couleur d’alteration est blanchâtre ou jaune orange. Dans le secteur Bratca-Lorău quelques-uns de ces calcaires renferment de frequents foraminiferes (Milliolides et Textulariides). 14 Arch. IGG, Bucarest. Institutul Geological României 232 ELENA POPA 30 Dans le secteur situe au nord du Criș, dans les lambeaux d’Eoju- rassique separes dans le bassin de la vallee Valea Neagră et dans le sommet Sterpinoasa, sur les greș quartzitiques du Hettangien-Sinemu- rien inferieur. se developpent des calcaires greseux. spathiques. gris fonce, en cassure de vague nuance bleuâtre, â alteration olive-rouille. en couches â epaisseurs metriques avec separation en dalles. Quelques- uns de ces calcaires ont une grande teneur en quartz. II y a meme des intercalations locales de greș quartzitiques rouge-violace epaisses de 25 cm — 1 m, alternant avec des argiles sablonneuses rougeâtres. Dans les calcaires gris on a rencontre beaucoup d’exemplaires de Gryphaea sp. Au sud du Criș, dans le secteur situe â l’est de la vallee du Boiu. dans la colline Grohoților, il y a une seule apparition (la plus orien- tale) d’extension bien reduite, de calcaires spathiques gris-noirâtre d’alteration jaune-rouille, renfermant des brachiopodes. Ils trahissent les caracteres petrographiques des calcaires attribues au Carixien. Ces calcaires se disposent sur les greș quartzitiques de l’horizon basal de l’Eojurassique. Dans la region de Remeți les greș quartzitiques du Hettangien- Sinemurien inferieur sont surmontes par une suite de calcaires greseux spathiques, gris-noirâtre en cassure. d’alteration olive-rouille, en couches epaisses de 10—50 cm alternant avec des marnes ou des marnocalcaires, ou en bancs massifs. Dans la composition de certains de ces calcaires, le quartz est present dans un pourcentage eleve. A la pârtie inferieure de la succes- sion (vallee Bisericii, colline Fruntea) apparaissent meme des interca- lations lenticulaires de .greș quartzitiques gris â epaisseurs de jusqu’ă 10 cm (fig. 6). Dans la colline Fruntea, â la base de ce complexe apparaissent aussi des greș quartzitiques ă ciment calcaire. Les calcaires spathiques du type de ceux decrits abritent maints exemplaires de Gryphaea sp., d’ammonites. de belemnites et de brachyopodes. Dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului le complexe des cal- caires spathiques â Gryphaea a ete attribue par Patrulius au Sine- murien superieur (?)-Carixien. Cet auteur distingue dans ce complexe trois zones paleontologiques â brachyopodes. Les recherches faites par nous dans le territoire du graben Remeți ont mis en evidence l’existence du Carixien dans cette suite des calcaires â epaisseurs entre 4 et 40 m (figures 5 et 6), â l’aide d’arguments paleontologiques. En ce qui concerne les precisions visant le Carixien, il faut remarquer que dans le bassin de la vallee Bisericii a ete mise en evi- dence (Popa, rapport, 1969) la presence de la zone â Davoei ă partir d’une espece d’Androgynoceras (ex gr. A. hybridiforme S p a t h) et de la zone â Ibex (?) sur la base d’une association d’especes de Gryphaea (G. mccullochii mccullochii, J. de C. Sow.) (pl. VII, fig. 1, pl. VIII, fig. 4) et G. sp. ex gr. G. gigantea (S o w.) (pl. VII, fig. 2). La demiere de ces especes apparait dans la zone â Ibex, et la premiere persiste jusque dans la zone ă Ibex y comprise. Ces deux zones (Ibex et Davoei) r M Institutul Geological României \ IGR/ 31 FORMATIONS MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 233 indiquent la presence du Carixien moyen et superieur. La zone ă Jamesoni (Carixien inferieur) a ete contouree en fonction des exemplaires de Uptonia sp. ex gr. jamesoni (S o w.) provenant des sequences de calcaires sablonneux developpes dans le versant occidental de la vallee du Boiu (pl. X, fig. 1). On a obtenu des donnees plus significatives sur l’existence de la zone â Ibex dans ce complexe â l’occasion des recherches effectuees pendant la campagne 1969 dans un secteur sud-occidental du graben Remeți (le bassin de la vallee du Leșu). Ici, sur un affluent meridional de la vallee du Leșu (Fb la carte) dans une petite occurrence de cal- caires spathiques gris, du type de ceux decrits en haut, nous avons recolte d’un intervalle stratigraphique de 1 metre plusieurs exemplaires d’ammonites (pl. IX) appartenant a l’espece Beaniceras luridum (S im p s), espece cantonnee strictement â la pârtie superieure de la zone â Ibex (Carixien moyen). En association avec les ammonites, dans le meme point fossilifere apparaissent des brachyopodes (Zeilleria spp. ex gr. Z. subnumismalis D a v. et ex gr. Z. cornuta J. d e C. S o w.), des belem- nites et des gasteropodes. Les depots carixiens qui logent cette associa- tion sont en rapports tectoniques avec les greș quartzitiques (Hettan- gien-Sinemurien inferieur) situes immediatement au nord-ouest. Sur les calcaires abritant l’association â Beaniceras luridum (S i m p.) suit sur encore 10 metres une succession normale de calcaires du meme type, surmontee par des calcaires fins â accidents siliceux (Domerien). Dans la colline Fruntea (fig. 6), dans les calcaires de l’intervalle Sinemurien superieur-Carixien on a rencontre des exemplaires de Gryphaea sp. ex gr. G. gigantea S o w., Zeilleria sp., Rhynchonellidae et de belemnites. Dans le versant occidental de la vallee du Boiu, du meme inter- valle stratigraphique, nous avons recolte des exemplaires de Gryphaea mccullochii mccullochii J. d e C. S o w. et G. gigantea S o w. c) Domerien Dans la region etudiee le Domerien est represente par une suite de calcaires fins, gris, â accidents siliceux du type des cherts, en alter- nance avec des marnes sombres. Dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului les calcaires ă accidents siliceux de cette succession ont ete separes par Patrulius (1965) sous le nom de „couches ă cherts1' et attribues au Carixien superieur-Domerien. La faune des couches â cherts developpees aux alentours du Vadu (Vadu Crișului) a ete etudiee par Patrulius (1965). Dans le bassin de la vallee du Boiu, le Domerien est present par des calcaires gris fonce spathiques, ă accidents siliceux. Les cal- caires epais de 20—25 cm alternent avec des marnes compacts jusqu’â des marnocalcaires gris fonce â belemnites, brachyopodes, entroques, radioles d’echinides. Dans le complexe des calcaires â accidents siliceux il y a quelques intercalations de calcaires gris, faiblement marneux, Institutul Geological României igr/ 234 ELENA POPA 32 glauconitiques. II y a egalement quelques apparitions locales de cal- caires oolithiques sablonneux ă frequentes radioles d’cchinides. Parmi les specimens de fossiles collectes par nous dans le secteur Bratca des depots existant dans l’intervalle stratigraphique du Dome- rien (pl. IV, fig. J), nous avons remarque la presence de l’espece Phyllo- ceras frondosum (Pi e y n e s) de la familie Phylloceratidae, provenant des calcaires glauconitiques â accidents siliceux developpes dans le versant gauche de la vallee du Boiu (Fs, pl. I). Jusqu’ă present, on a signale un seul representant de la superfamille Phyllocerataceae sur le territoire de Pădurea Craiului. II s’agit de l’espece ,,Rhacophyllites“ lariensis Menegh in i [denomination revisee =•- Meneghiniceras lariense (Meneghini) R. C. Mo ore, L. 192] de la familie Juraphyllitidae, mentionne par Krăutner (1939). Dans le bassin de la vallee Valea Neagră, ă l’ouest de Coasta Rea, sur les calcaires carixiens â Gryphaea et localement directement sur les dolomies anisiennes, se developpent des breches calcaires, calcaires marneux gris ou rouges, ă accidents siliceux, d’alteration jaune-rouille, en couches epaisses de jusqu’ă 1 m, ă brachiopodes et belemnites. Diaconii (1966) a recolte de ces calcaires des exemplaires d’Amaltheus margaritatus (Mont f.) et Pleuroceras spinatum (B r u g.), qui indiquent l’âge domerien de ces depots. Sur les calcaires ă accidents siliceux du secteur Coasta Rea se developpent des calcaires et des marnocalcaires â ammonites toarciens, que nous avons recemment signales. A remarquer le caractere transgressif du Domerien, qui en cer- taines coupes de la region de la vallee Valea Neagră de Criș se dis- pose directement sur les dolomies superieures triasiques (pl. III, colonne du bassin de Borod). Dans le secteur Remeți, sur les calcaires du type de ceux attri- bues au Carixien, suit une succession de calcaires plus fins, gris, en couches epaisses de 10—20 cm, ă accidents siliceux, alternant avec des marnes grises. Toute cette suite de calcaires, epaisse de 30—40 m, represente le Domerien. Localement, â la base de cette succession (vallee du Leșu) ou plus en haut au point de vue stratigraphique, ă differents niveaux (vallee du Zimbru) apparaissent des calcaires spa- thiques, parfois diaclases, en couches epaisses de jusqu’ă 1 m. Sur la coupe de la vallee du Zimbru, dans ces calcaires apparaissent des acci- dents siliceux lenticulaires, â epaisseurs de jusqu’ă 30—40 cm. Dans le graben Remeți les depots domeriens sont mieux deve- loppes dans le bassin de la vallee Bisericii, dans la colline Fruntea et sur le cours superieur de la vallee du Leșu. Krăutner (1939) a mentionne, apres Thalmann, la presence des especes Amaltheus margaritatus (Montf.) et „Amaltheus" spina- tus B r u g. (denomination revisee = Pleuroceras spinatum B ru g.) dans le Domerien de la colline Fruntea. On a retrouve ces especes dans la meme coupe (Pauliuc, 1958). A l’occasion d’une excursion en terrain (1969) nous avons iden- tifie (pl. IX, fig. 5, 6) la presence de l’espece Pleuroceras solare . L Institutul Geologic al României IGR/ 33 FORMATKHIS M&SOZOIQUES OE LA PARTEE OREENTIALdE DE PADUREA CRAIULUI 235 (Phillips) dans le complexe des calcaires ă accidents siliceux du Domerien (F2, pl. I) developpe dans le bassin de la vallee du Leșu. Cette espece indique la zone â Spinatum. d) Toarcien Sui- le territoire de Pădurea Craiului, le Jurassique inferieur finit par un complexe de marnes, marnocalcaires et calcaires marneux gris- noirâtre attribues par les chercheurs anterieurs, â partir d’une faune d’ammonites, au Toarcien. Dans la region examinee, â l’est de Pădurea Craiului, le Toarcien se presente bien developpe dans le secteur Bratca et dans le graben Remeți. Recemment nous l’avons signale ă l’est du bassin Borod aussi. Dans le versant gauche de la vallee du Boiu (secteur Bratca) sur les calcaires â accidents siliceux du Domerien se developpent, sur un intervalle stratigraphique de 7 m, des marnes cendrees ă rares inter- calations de calcaires et de marnocalcaires, dont certaines lenticulaires. De ce depbt nous avons recolte plusieurs exemplaires d’ammonites indiquant la presence des zones â Tenuicostatum, â Falcifer et â Bifrons (fig. 8 et pl. IV, V). La zone â Tenuicostatum a ete mise en evidence ă partir de la suivante association: Dactylioceras tenuicostatum (Young et Bird), Dactylioceras cf. helianthoides Yokoyama, Dactylioceras aff. semice- latum (S i m p.). Nous avons recemment identifie la meme association dans le Toarcien inferieur des Carpathes Orientales (Cristian) aussi. Un specimen (pl. IV) appartenant ă l’espece Nodicoeloceras crassoi- dea (S i m p s o n) preleve de la meme coupe (fig. 8) de la succession marneuse indique la zone â Falcifer la sous-zone â Exaratum. La zone â Bifrons a ete deja signalee par Patrulius (1965) dans le meme secteur, â partir de l’espece Hildoceras semipolitum B u c k- man, retrouvee par nous ă l’occasion des recherches de 1967 (pl. IV, fig. 6). Dans la meme coupe (versant gauche de la vallee du Boiu) dans l’association qui indique la zone â Bifrons apparait egalement l’espece Catacoeloceras broilii (M i t z o p o u 1 o s). Dans les coupes examinees du secteur Bratca (versant gauche de la vallee du Boiu) sur les depots marneux renfermant la faune men- tionnee se developpent en continuite de sedimentation des marnes du meme type, qui passent vers la pârtie superieure â des calcaires mar- neux et sous-marneux gris fonce-bleuâtre, d’alteration blanchâtre ou jaune-rouille et ă des silthites marneuses. Certains calcaires se dispo- sent en bancs de 50 cm, les autres plus sablonneux s’etalent en plaques â surfaces irregulieres. Dans Tune des couches etudiees du secteur Bratca â 10 cm au point de vue stratigraphique sur le niveau â Cata- 13 Zone Falcifer sensu Dean, Donovan, Ho war th = zone Serpentinus d'apres le schema biostratigraphique presente par J. G a b i 11 y, S. E1 m i, J. Mattei, R. Mouterde en: Les zones du Jurassique en France (R. Mou- terde et al., 1971). 236 ELffiJNA POPA 34 coeloceras broilii Mitzopoulos, de la zone â Bifrons, apparaissent des ammonites de la zone â Variabilis, notamment: Brodieia sp. aff. clausum Merla et Brodieia sp. indet. A 5 m sur le niveau â Brodieia des premieres apparitions de calcaires marneux et sablonneux (fig. 8) on a recolte une riche faune. -Z. Thousrsense -2 ’/anabilis Z. Bifrons - Z. faicifer Pjeudopremmoceras sp Pseudogrsmmoceras Pai/xiosum (Pape) Polyplecbus discoides (Zieien) Pseudogrammoceras ^adrabum fk/ensf. j Pseudogrammocew cfsaemnni (Dum.) Pfymatoceras sp. Hammifoceras sp k j Brodieia sp affcbvsum Herb \8rcdeia sp. {Hi/doceras semipo/ibum Bucsman Caiecoe/oceras brodii ( Mihopou/os) idodicoeloceras crassoides (Simpson) -I. Tenuicosiatum' Oacfy/iocerss tewicostatumbyef B) Oacfylioceras cf hetianihoides yOKOysma Zbcfyiioceras aff se/nice/afum (Sân) — Le Toarcien du versant ouest de la vallee du Boiu. 1, calcaires â accidents siliceux ; 2, calcaires sablonneux ; 3, calcaires marneux ; 4, marnes. dont on a determine la suivante association : Polyplectus discoides (Z ie ten), Hammatoceras sp., Phymatoceras sp., Pseudogrammoceras fallaciosum (B a y 1 e) (pl. V, XII, XIII), P. cf. seamanni (D u m.), P. qua- dratum Q u e n s t. Cette association indique la zone â Thouarsense (sensu Dean, Donovan, Howarth, 1961) du Toarcien superieur. D’apres le nouveau schema biostratigraphique etabli par Gabilly, Elmi, Mattei et Mouterde (fide Mo u t erde et al., 1971) pour le Toar- Institutul Geological României 35 FORMATIONS MESOZOIQUES DE' LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 237 cien developpe sur le territoire de la France, l’association mentionnee indiquerait en plus des elements de la zone â Insigne. D’ailleurs, dans la meme coupe sur les niveaux avec la faune mentionnee, dans un intervalle stratigraphique d’environ 10 m, appa- raissent aussi vers la pârtie superieure de rares specimens de Pseudo- grammoceras aff. fallaciosum (B a y 1 e), de sorte que les elements de la zone â Insigne s’etendraissent jusqu’â ce niveau. Sur ce niveau, dans la meme coupe, â 5 m plus en haut on a decouvert des fragments de Grammoceratinae indeterminables. II est possible de placer dans cet intervalle stratigraphique la zone ă Pseudoradiosa et la zone â Aalensis (sensu Gabilly et al. in Mouterdeet al., 1971) de la pârtie supe- rieure du Toarcien. Nous avons identifie des representants de ces deux dernieres zones dans le bassin de Borod. Ici, dans un intervalle strati- graphique d’environ 1 m, dans des calcaires gris et des marnocalcaires faiblement siltheux, apparaissent des representants de trois zones condensees : la zone ă Insigne, la zone â Pseudoradiosa et la zone â Aalensis [Pseudogrammoceras fallaciosum (B a y 1 e), Dumortieria sp. et Pleydellia (?) sp.] (pl. XI). On a trouve des ammonites du Toarcien superieur — des zones superieures â la zone â Insigne — au sud de Pădurea Craiului dans le secteur Roșia (communication verbale, Patrulius). Dans le graben Remeți, le Toarcien est present par des calcaires gris-bleuâtre d’alteration rouilleuse et par des marnes siltheuses grises tâchetees de jaune, ă facettes finement micacees, satinees. L’epaisseur des depâts toarciens developpes sur ce territoire varie entre 20—50 m. Dans le versant droit de la vallee Bisericii le Toarcien apparait dans l’axe d’un synclinal fracture (le synclinal Porumbreu). Nous y avons mis en evidence (fig. 5) les suivantes zones d’ammonites : la zone â Tenuicostatum (en vertu de l’espece Dactylioceras sp., aff. D. acan- thus d’Orb.); la zone â Serpentinus (?) [Harpoceras falcifer (Sow.); Dactylioceras sp. ex gr. D. commune Sow.] ; la zone â Bifrons [Hildo- ceras sublevisoni Fu ci ni (pl. V), Hildoceras bifrons (Bruguiere), Hildoceras cf. semipolitum Buckman, Zugodactylites aff. braunianus (d’Orb.)] ; la zone â Insigne [Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle)]. L’association mentionnee qui indique la zone â Bifrons (condensee dans le cas presente) du Toarcien moyen (sensu Elmi et al., 1967) provient d’un intervalle stratigraphique de 0,20 m. On remarque que l’espece Hildoceras sublevisoni F u c i n i a ete rencontree en certaines regions de l’Ouest de l’Europe (voir le tableau Elmi, 1967, fig. 46) et â la pârtie superieure de la zone â Serpentinus aussi. Compte tenu de ce fait, la possibilite d’une condensation strati- graphique plus accusee dans le cas presente de Remeți n’est guere exdue. Dans les niveaux inferieurs â ceux d’ou provient la faune indi- quant la zone â Bifrons on a mis en evidence dans la meme coupe des ammonites de la zone â Tenuicostatum. L’absence des affleurements Institutul Geological României 238 ELENA POPA 36 continuels nous n’a pas permis jusqu’ă present d’etablir une colonne stratigraphique complete du Toarcien de cette coupe. II faut mentionner que dans la meme coupe on a recolte, de l’intervalle du Toarcien moyen, un exemplaire (pl. VI) de Polyplectus apenninicus (Haas). Cette espece est frequemment rencontree dans le Toarcien du domaine mediterraneen (Geczy, 1967: Pin na, 1968) et moins souvent dans l’Europe du Nord-Ouest (Buckman, 1890). Le Toarcien superieur est bien represente dans le graben Remeți. A l’ouest de la localite Remeți, dans la colline Fruntea, le Toarcien superieur est constitue de calcaires gris-bleuâtre ă alteration couleur de rouille. Pauliuc (1958) signale la presence de l’espece „Grammoceras radians“ Rein. dans les depots toarciens de la colline Fruntea. Recem- ment (1969), ă l’occasion des recherches en terrain effectuees par nous, on a recolte de ces depots developpes dans la colline Fruntea, une faune d’ammonites qui indique la zone ă Thouarsense (fig. 5). On a identific dans ce materiei: Grammoceras cf. doemtense (D e n c k m a n n) et Grammoceras sp. ex gr. G. thouarsense (d’O r b i g n y). Dans le synclinal Porumbreu la presence du Toarcien superieur a ete mise en evidence ă partir de plusieurs specimens de Pseudogrammo- ceras sp. ex gr. P. Jallaciosum (B a y 1 e) preleves du versant droit de la vallee Bisericii (F6). Les depâts toarciens du meme type que ceux du versant droit de la vallee Bisericii ont ete rencontres aussi dans le secteur meridional du synclinal Porumbreu, dans le versant gauche de la meme vallee. On a trouve recemment dans les depâts du Toarcien superieur developpes dans le bassin de la vallee du Leșu un exemplaire de Pseudogrammoceras sp. 2. Jurassique moyen et superieur Dans le territoire etudie on rencontre des depots, bien developpes, du Jurassique moyen et superieur, dans le versant gauche de la vallee du Boiu, dans le bassin de la vallee Bisericii, dans la colline Fruntea et aussi plus â l’ouest dans la coupe de la vallee Iadului et des quelques- uns de ses affluents (Les vallees Izvorului, Sterpinoasei, Sălătrucului et Leșului). Les terrains du Jurassique moyen presentent sur tout le terri- toire de 1’Autochtone de Bihor des variations de facies qui rendent parti- culierement difficile la correlation des differents coupes dans ce territoire. Le Jurassique moyen de ce territoire se remarque, ainsi que le reste des monts Pădurea Craiului, par sa condensation stratigraphique, avec des discontinuites â la base du Bajocien et du Callovien moyen. Dans cet intervalle stratigraphique on rencontre les suivants types litho- logiques : marnes grises tâchetees (type Fleckenmergel, fide Patru- lius), calcaires marneux noirs ou jaunâtres, calcaires oolithiques parfois spathiques gris ou rougeâtres, quelques-uns glauconitiques, greș. Dans les parties centrale et occidentale de Pădurea Craiului on a obtenu jusqu’ă prâsent pour cet intervalle les plus compleles donnees A In s ti tutui Geological României IGR/ 37 FORMATIONS MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 239 biostratigraphiqu.es (Patrulius, in Patrulius et al., 1968 et Patrulius et al., 1972). A l’est de Pădurea Craiului, dans le territoire en discussion, on rencontre des depots bien developpes du Jurassique moyen dans le bassin de la vallee du Boiu (secteur Bratca), dans le bassin de la vallee Bisericii, dans la colline Fruntea ainsi qu’â l’ouest dans la coupe de la valide Iadului et de certains de ses affluents. Le Jurassique superieur est bien represente dans le versant gauche de la vallee du Boiu et dans le graben Remeți. Dans l’intervalle Oxfor- dien-Tithonique inferieur de ce demier se developpent des calcaires type Vadu et Farcu, et dans le Tithonique — des calcaires type Cornet (fig. 9). Nous en reviendrons avec des detailes dans les chapitres suivants. Colcăire b pabiodonles infe'rieur Microfaies micritigue.pe/wcrilifi/e et, peMpantigue faamiuferea. a/gues (Oasgc/adsceae. Codiaceae, Profaocaceae), b^rmiires, eehiMdermts, toraux, fac/wpodes, briozoaires. gas/e'ropcdes ostracodes, serpuMes. fa^mes micritigues noirâtres a c/iarșcees; a ia pariia sap.. ca/caires a gaste'ropodes' ? bamites Ca/caires massifsgris c/am-biancbâtre en facies /fe Stramberg 1 Viere fa. is faspar/figue s biochstes et enco/ithes : Cakaire de Crinnîdes.ec/iinc'fdes, coreu*. oasteropcdes.spongiers, >■ carnet huorozoaires, furaminiferes, s/gues /iasyc/adaeeae. indiactie, Si/encporaceae, CerstiNceae) J [ Calcaires massifs wen bancs Ca/caires pe/itbomorpbes gris face massifs or.s-ciair.faifaenes p,n.ua!., .Microfaciespe/speritimidetpe/microsparitigi/e \b cotau ostreries ‘ ।.Protog/obiaerineset Saccocoma , i casteropodes, irahiopodes m w Ca/caires pe/itmmphes gris face a \echir.ooerines. furaminiferes \mMes de si/exite Ca/caires pai marneux gris a diac/asea ca/ci/eiaone. ca/caires peMmorphes gris b fa fes rouges, et a ca/ciles oranges et rouges Fig. 9. — Colonne stratigraphique du Jurassique superieur et du Nâocomien-Barre- mien du graben Remeți. Institutul Geological României 240 ELENA POPA 38 a) Aalenien La succession." des depots aaleniens de Pădurea Craiului de l’ouest comporte (d’apres Patrulius, in Patrulius et al., 1968) les sui- vants termes : Aalenien inferieur : marnes et calcaires noirâtnes â Leioceras comptum (Rein) et Hammatoceras subinsigne (Oppel); 1—2 m d’epaisseur ; Aalenien superieur : calcaires noirs et jaun.es (,,Fleckenmergel“) â Ludwigia murchisonae (J. Sow.) et Graphoceras spp. ; 1—3 m d’epaisseur. Recemment (Patrulius, 1972 in Patrulius et al., 1972), a ete publiee la suivante liste «ie faune pour l’intervalle Aalenien, de l’autochtone de Bihor-Pădurea Craiului : Leioceras sp., Tmetoceras scis- sum, L. (Cypholioceras) comptum, Ludwigia sp., Brasilia sp., Grapho- ceras sp. D’apres le schema de la succession des zones etabli recem- ment pour 1’Aalenien (Mouterde et al., 1971) il est confirme — sur la base de la liste mentionnee — que dans les monts Pădurea Craiului de l’ouest sont presentes les zones â Opalinum, â Murchisonae et ă Concavum, mises en evidence des 1970 (Patrulius, in Patrulius et Popa, 1970). La presence de l’espece Ludwigia murchisonae a ete signalee depuis l’annee 1898 par Hoffmann (fide Krăutner, 1939) dans le secteur Bratca, ă l’est de Pădurea Craiului. Krăutner (1939) admet, sur des criteres lithologiques, la pre- sence de l’Aalenien dans la region de Remeți, mais sur la carte publiee dans la meme etude (1939) l’Aalenien est inclu.au Lias, represente en tctalite. Assez recemment (Popa, 1959) 16 a ete prouvee, sur des cri- teres paleontologiques, en partant d’une association qui contient Ludwi- gia cf. murchisonae (Sow.), L. subtuberculata Rieber et L. aff. tube- rata (B u c k m a n) (pl. VIII, fig. 1—3 ; pl. XIII, fig. 4, pl. XIV, fig. 1, 2), la presence de l’Aalenien superieur dans la region de Remeți. Cette faune a ete recoltee de deux points fossiliferes situe l’un dans le versant droit de la vallee Bisericii (F4) et l’autre dans la colline Fruntea (F7). Les depots aaleniens qui renferment la faune mentionnee sont faits de calcaires mameux, localement subnoduleux, gris, â stratifica- tion evidente. Dans le versant gauche de la vallee du Leșu on a trouve des exemplaires de Ludwigia sp., dans le meme type de depots. Dans cette coupe l’Aalenien se developpe sur une epaisseur d’environ 8 m. b) Bajocien-Callovien inferieur Sur le territoire considere de Pădurea Craiului de l’est ont ete rencontres des depots de cet intervalle stratigraphique dans le versant gauche de la vallee du Boiu et aussi plus au sud (le graben Remeți), 16 Arch. IGG, Bucarest. Institutul Geological României 39 FORMATTO'NS MfiSOZOXQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 241 dans la colline Fruntea et dans les coupes des vallees : Bisericii, Leșu- lui, Daica (Mare) et Iadului. Les roches Ies plus caracteristiques ren- contreas dans l’intervalle Bajocien-Callovien inferieur sont : calcaires oolithiques et pseudo-oolit'hiques, micritiques et sparitiques, calcaires faiblement sablonneux localement oolithiques et spathiques gris-noirâtre â Entolium, calcaires marno-sablonneux. Ce sont surtout les calcaires pseudo-oolithiques et biodetritiques qui surmontent les calcaires â Ento- lium qui renferment. outre les entroques et les radioles d’echinodermes, de nombreux fragments de bryozoaires, brachyopodes et foraminiferes, ainsi que d’algues Protococaceae (Globochaete). Dans la colline Fruntea les depots de l’intervalle Bajocien-Callo- vien inferieur se developpent sur une epaisseur de 20 m. On remarque dans la succession de ces depots dans la coupe de la colline Fruntea l’existence de deux intercalations de calcaires oolithiques : l’une epaisse de 3 m, disposee â la base meme de la succession, au-dessous des cal- caires gris-noirâtre â Entolium qui ont 5 m d’epaisseur, et la deuxieme surmontant les calcaires â Entolium, developpee sur une epaisseur d’en- viron 8 m. Cette deraiere renferme des ammonites de la familie Tuli- tidae (pl. XI, fig. 1) qui appartiennent probablement au Bathonien. Dans le versant droit de la vallee Bisericii, notamment dans la colline Porumbreu, dans l’intervalle Bajocien-Callovien inferieur, se deve- loppe, en base une suite de plus de 20 m de calcaires oolithiques et pseudo-oolithiques, sparitiques et micritiques ă entroques et radioles d’echinodermes. Ces calcaires sont en rapports tectoniques avec les depots aaleniens du soubassement. Par-dessus la suite des calcaires decrits, qui semble appartenir au Bajocien, suivent des calcaires sablonneux gris-noirâtre â Entolium, developpes sur une epaisseur de 3 m. Dans le versant gauche de la vallee du Boiu, les calcaires â Entolium contiennent aussi de la glauco- nite. Les calcaires â Entolium spp. developpes dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului ont ete attribues par Patrulius (Patrulius et al,, 1963) au Bajocien moyen-Bathonien. Dans la coupe de la colline Porumbreu, sur les calcaires ă Ento- lium s’installe une suite de calcaires marneux et siltheux gris-noirâtre et rose-violace en alteration, en bancs de jusqu’â 1 m, localement schisteux et qui se developpent sur une epaisseur de 10 m. Nous y avons recolte des belemnites et une ammonite indeterminable. Les cal- caires marneux de cette succession sont comparables â ceux ă Bositra buchi (Roemer) des Carpathes Orientales, developpes — d’apres Patrulius — dans l’intervalle Bathonien-Callovien inferieur (P a t ru- liu s et al., 1968 ; P a t r u 1 i u s et al.. 1972). La presence du Callovien dans la region de Remeți a ete signalee par Hoffmann des l’annee 1898 (in Krâutner, 1939). Cet auteur a identifie la presence de l’espece Macrocephalites macrocephalus (S c h 1 o t h.) dans une suite de calcaires spathiques de couleur brun- violace, developpes sur 20—30 m (Pauliuc, 1958). Sur le meme terri- 16 — c. 738 Institutul Geologic al României 16 R/ 242 ELENA POPA 40 toire, Krăutner (1939) a separe — sur une carte â l’echelle 1 : 75 000 — des depots calloviens dans la colline Fruntea et le syn- clinal Porumbreu. Dans le perimetre etudie nous avons rencontre, dans le versant gauche de la vallee du Leșu, des calcaires du type mentionne (Callo- vien) par les auteurs. Dans le versant gauche de la vallee du Boiu, vers la pârtie supe- rieure de la suite des calcaires developpes dans l’intervalle Bajocien- Callovien inferieur. apparaissent aussi des calcaires subnoduleux rouges, avec une epaisseur submetrique. Ces derniers seraient comparables aux calcaires subnoduleux rougeâtres â ammonites de Vadul Crișului, attri- bues par les chercheurs anterieurs au Bathonien superieur-Callovien inferieur. La faune de Vadul Crișului provenant de cet intervalle strati- graphique est l’une des plus riches de l’Europe. Cette faime a ete sig- nalee pour la premiere fois par Szontagh (1901—1917 in Patru- lius et al., 1968). Les Perisphinctides, tres nombreuses, ont ete som- mairement inventariees par Loczy junior (1915, in Patrulius et al., 1968). Une etude systematique de la faune d’ammonites de Vadu a ete effectuee par Patrulius depuis 1955, des resultats interessants d’ordre stratigraphique etant obtenus. En plusieurs publications recentes (Patrulius et al., 1970; Patrulius et al., 1972) sont inscrits egalement de maniere synthetique les resultats obtenus par l’auteur mentionne. A retenir que l'epaisseur du banc ă ammonites de l’inter- valle Bathonien superieur-Callovien inferieur de Vadul Crișului ne depasse pas 40 cm. c) Callovien moyen-Tithonique Dans la region discutee, ainsi que dans les autres zones du terri- toire de Pădurea Craiului, sur l’intervalle Callovien moyen-Tithonique sont developpes des calcaires massifs et stratifies, partiellement a acci- dents siliceux. Particulierement vers la pârtie superieure de l’intervalle, on trouve des apparitions locales de calcaires recifaux. Les depots deve- loppes sur l’intervalle Callovien moyen-Tithonique ont, ă l’est de Pădurea Craiului, une epaisseur de 150—200 m. En plusieurs coupes du versant gauche de la vallee du Boiu, ă la base de la suite attribuee au Callovien moyen-Tithonique, sur un inter- valle stratigraphique de 3 m, se developpent des calcaires en bancs metriques, finement granulaires, faiblement mameux. gris-jaunâtre et aussi des calcaires gris fonce, ă veines de calcite jaune ou des calcaires en bancs de 0,5—2 m, subnoduleux, faiblement mameux, gris â veines de calcite jaune et des calcaires pelitomorphes gris dair tâchetes de rouge, â veines de calcite orange et rouge (le versant gauche de la vallee du Boiu â l’embouchure, ainsi que dans la colline Fruntea- Remeți). Les roches decrites sont parfaitement comparables ă celles deve- loppees dans l’intervalle Callovien moyen-superieur de la pârtie septcn- Institutul Geological României 41 FORMATIONS M&SOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 243 trienale de Pădurea Craiului, ou l’on a trouve egalement d’ammoni- tes. Des especes mentionnes par Patrulius, (voir Patrulius, Bleahu, 1968 ;Patrulius, Popa, 1970; Patrulius, Popescu, Popa, 1972) du Callovien developpe sur le territoire de Pădurea Craiu- lui du nord, citons Reinekeia anceps (R e i n.), fossile de zone pour le Callovien moyen. Les calcaires mentionnes â Reinekeia anceps sont, d’apres Patru- lius (Patrulius. Istocescu, 1967) bien semblables â ceux ren- fermant une riche faune du Callovien moyen et superieur du Sud de 1’Hongrie (les collines Villany). Dans l’hypothese qu’il y a continuite de sedimentation depuis les depots du Callovien moyen jusqu’aux calcaires tithoniques, il est generalement admis par les chercheurs anterieurs que l’Oxfordien est represente lui-aussi â la pârtie inferieure de la masse des calcaires neo-jurassiques de Pădurea Craiului. Recemment, Patrulius et Isto- cescu (1967) ont demontre, â partir d’une faune d’ammonites, que la pârtie inferieure de la succession des calcaires neojurassiques de Pădurea Craiului renferme aussi l’Oxfordien inferieur bien condense, loge dans le meme horizon qui abrite la faune callovienne ci-dessus mentionnee. La faime de l’Oxfordien inferieur inventariee par les auteurs cites (1967) se place au-dessous des calcaires pseudo-oolithiques de l’Oxfordien moyen. Dans la pârtie orientale de Pădurea Craiului, l’Oxfordien n’a pas ete mis en evidence jusqu’â present sur des criteres faunistiques, mais, vu qu’il y a continuite de sedimentation, on admet dans ce secteur aussi son existence ă la base de la suite de calcaires pelitomorphes gris fonce ă nodules de silexite, developpes sur les calcaires gris tache- tes de rouge (Callovien moyen et superieur). Les calcaires ă nodules de silexite mentionnes, bien representes en certaines coupes de l’est de Pădurea Craiului, particulierement dans le versant gauche de la vallee du Boiu, Fața Arsă et la colline Fruntea, appartiennent â l’Oxfordien- Kimmeridgien. Vers la pârtie superieure de l’intervalle, les nodules de silexite disparaissent, et les calcaires sont caracterises par Un microfacies pelspa- ritique et pelmicrosparitique ă Protoglobigerines (Fața Arsă) et â frag- ments de Saccocoma (Valea Mare et la colline Fruntea) indiquant le Kimmeridgien et eventuellement le Tithonique inferieur. Les calcaires â nodules de silexite, qui presentent le microfacies â Saccocoma ă la pârtie superieure, sont comparables ă la formation de Vadu (Oxfordien-Tithonique inferieur) decrite au nord de Pădurea Craiului (Patrulius, inPatruliuset al., 1974) 17. Sur le meme intervalle stratigraphique (Oxfordien-? Tithonique inferieur), dans la vallee Sterpinoasa, se developpent sur une epaisseur d’environ 100 m des calcaires gris clair, massifs ou en bancs epais, recifogenes, â coraux, ostreides, gasteropodes, brachyopodes, echinoder- 17 Arch. IGG, Bucarest. 19 Institutul Geological României 244 FJ^FA POPA 42 mes et foraminiferes. Ces calcaires sont pareils aux calcaires corralige- nes de Farcu (? Oxfordien-Tithonique inferieur) de la pârtie centrale de Pădurea Craiului (Patrulius, in Patrulius et al., 1974) (op. cit. pg. 41). Dans le graben Remeți, autant dans la coupe de la colline Fruntea ainsi que dans celles de Valea Mare et Fața Arsă, sur les calcaires de type Vadu (Oxfordien-? Tithonique inferieur) se developpent sur une epaisseur de 60—75 m des calcaires massifs gris clair-blanchâtre qui revetent un facies de Stramberg. Les microfacies dominants de ces calcaires sont representes par des pelsparites â bioclastes et oncolithes. Outre les debris d’echinoides, crinoîdes, rares coraux, gasteropodes, spongiers, hydrozoaires et foraminiferes [Trocholina alpina (L e u p o 1 d) et Trocholina elongata (Leupold), Protopeneroplis striata Weyns- chenk], ces calcaires renferment bon nombre d’algues Dasycladaceae, Codiaceae et Solenoporaceae (Macroporella pigmaea G u m b e 1, Cayeuxia moldavica Frolo, Solenopora sp.). Ces calcaires, qui supportent loca- lement la bauxite, appartiennent au Tithonique. Dans la coupe de la vallee du Leșu, sur l’intervalle du Tithonique, se developpent sur 75 ni d’epaisseur les memes calcaires massifs recifogenes contentant de frequents coraux, hydrozoaires (M.illeporidiides : Shuqraia ?), gasteropo- des (Nerinea. Ptygmatis), echinoîdes, crinoîdes, algues Codiaceae (Cayeuxia curdistanensis E 11 i o t, C. moldavica Frolo), algues Corali- naceae (Lithophyllum maslovi Draga st an) et foraminiferes (Milioli- dae). Le microfacies dominant de ces calcaires est represente par des pelsparites et oncolithes en proportions variables. Les calcaires decrits sont parfaitement comparables au „Calcaires de Cornet'1 (Tithonique) formation connue de la pârtie centrale de Pădurea Craiului (Patru- lius in Pa tru 1 i us et al., 1974) (op. cit. pg. 41). En dehors des coupes mentionnees du territoire etudie, on a ren- contre aussi des calcaires type Cornet, ă developpement typique sur la coupe de la vallee Sterpinoasa. Etales sur environ 100 m, ils renferment des : coraux, echinodermes, gasteropodes, foraminiferes, algues Dasycla- daceae et Coralinaceae [Macroporella pigmaea G ii m b e 1, M. johnsoni Dragastan, Taumatoporella parvovesiculifera (R e i n e r)]. Le micro- facies de ces calcaires est represente par des micrites. A remarquer que dans la coupe de la vallee Sterpinoasa, sur tout l’intervalle Oxfor- dien-Tithonique, sont presents des calcaires recifogenes, ceux basaux constituant un equivalent des calcaires de Farcu, et ceux de la pârtie superieure — un equivalent des calcaires de Cornet (fig. 9). On a rencontre aussi des calcaires type Cornet de l’intervalle du Tithonique dans la coupe des vallees Izvorului et Cornilor. Dans la vallee Izvorului, sur un intervalle stratigraphique d’environ 40 m, justement sous les bauxites, il y a des calcaires massifs ou en bancs epais, de couleur gris dair, blanc ou rose, recifogenes. Leurs microfacies sont representes de pelsparites et pdmicrites, ă oncolithes en proportions variables. Ces calcaires contiennent — outre des coraux, des algues Dasycladaceae et Coralinaceae [Taumatoporella parvovesicuhjera (R e i- A Institutul Geologic al României \ (GR./ 43 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 245 ner), Macroporella pigmaea Giimbel, Likanella ?], des zoospores d’al- gues (Globochaete alpina Lombard), debris d’echinodermes, radiolaires calcitises, hydrozoaires (?), gasteropodes et foraminiferes (Textu- lariidae). Dans la vallee Cornilor, les calcaires du Tithonique qui suppor- tent les bauxites presentent les compositions microfaciales similaires et renferment en abondances des crinoides, algues ( Actinoporella ? sp., Cayeuxia atanasiui Dragastan) et frequentes foraminiferes (Milliolidae). Une etude geochimique (S. Bor dea et al., 1972) 18 effectuee ă l’est de Pădurea Craiului, sur les roches carbonatiques de l’intervalle Trias-Jurassique, a mis en evidence divers types de roches carbona- tiques valorifiables dans l’industrie. C) CRETACfi Dans la region etudiee, l’intervalle du Cretace est represente par : 1) des formations du Neocomien, du Barremien et eventuellement du Bedoulien — les bauxites, les calcaires â characees, les calcaires ă pachyodontes et 2) des formations du Senonien : conglomerats, greș et calcaires sous facies de Gosau, ainsi que diverses magmatites apparte- nant autant au Neocretace ainsi qu’au Paleogene. 1. Neocomien-Barremien a) Bauxites Dans le graben Remeți, ainsi que sur le reste du territoire Pădurea Craiului, sur la surface â relief karstique des calcaires tithoniques se disposent localement (vallee Izvorului, vallee Jadului, colline Fruntea, Fața Arsă etc.) des bauxites ooîdiques rouges et noirâtres, surmontees par des calcaires noirs bitumineux lacustres â characees. Les gisements de bauxite de ce territoire se presentent en lentilles . leur volume et leur distribution sont conditionnes par le developpement du paleokarst (Patrulius, in Patrulius et al., 1974). En ce qui concerne l’âge des bauxites de Pădurea Craiului, Patru- lius (Patrulius et al., 1974) suppose qu’au moins le materiei duquel proviennent les bauxites se serait accumule dans ce territoire pendant le Neocomien. Les travaux publies (Patrulius, 1956; Papiu, Mînzatu, 1969; Papiu, Mînzatu, losof, 1970) ou les rapports (D. Patru- lius et al., 1966 19) offrent des donnees diverses sur la composition, la genese et le mode de gisement. des bauxites de Pădurea Craiului. En ce qui concerne l’origine des bauxites de Pădurea Craiului, nous mentionnons l’un des demiers points de vue avances par Papiu et collaborateurs sur l’origine cineritique du materiei alumineux qui a 18,19 Arch. IGG, Bucarest. Institutul Geologic al României 246 ELENA POPA 44 ete transfere d’un milieu palustre hyperacide en milieu karstique alcalinise. De l’avis des autres auteurs (Patrulius, Patrulius et al., 1974), le materiel-source des bauxites aurait une origine exogene et son transport aurait eu lieu sur voie eolienne, de sorte que dans le territoire de Pădurea Craiului et de tout l’Autochtone de Bihor, lă ou ils existaient des depressions du paleokarst, celles-ci aient ete col- matees par de la bauxite â composition homogene et sans addition de materiei karstique terrigene. b) Calcaire ă characeae Le calcaire â characeae connu de tout le territoire de Pădurea Craiului se developpe sur les bauxites. Rozlozsnik a signale, des l’annee 1916, la presence des calcaires â characeae au toit des gise- ments de bauxite de Pădurea Craiului, precisant ainsi la position strati- graphique des bauxites situees â la base du Cretace. Le calcaire â characeae developpe dans la pârtie orientale de Pădurea Craiului est caracterise par un microfacies assez uniforme, micritique, bitumineux et renferme beaucoup de debris de characeae (Atopochara sp.), petits gasteropodes et ostracodes, elements indiquant l’existence d’un milieu de deposition lacustre. L’epaisseur de ce calcaire est assez reduite (1—3 m). Mais, il faut souligner que dans certaines coupes (vallees Izvorului, Cornilor) ce calcaire developpe sur une epaisseur de 2—5 m renferme depuis un certain niveau autant de tiges de charofites, ainsi que des milliolides et des fragments d’echinodermes, elements indiquant un changement de salinite dans le milieu de sedimentation. On a recem- ment signale, d’ailleurs, dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului aussi (Patrulius, in Patrulius et al., 1974) la presence des mil- liolides seulement â quelques dizaines de centimetres au-dessus de la base du calcaire ă characeae, ce qui a porte les auteurs â conclure que l’episode lacustre installe apres la deposition des bauxites a ete vite remplace par un autre, saumâtre. Sur la presence des calcaires micritiques gris â cerithidae et neri- neidae naines, qui reposent sur les calcaires â characeae en diverses autres coupes du reste du territoire (Patrulius, 1953) nous n’avons pas encore d’indices certains. II est possible qu’ils soient representes dans la coupe de la vallee Izvorului, ou, sur les bauxites — sur 5 m d’epaisseur — se developpent des calcaires micritiques noirâtres du type de ceux ă characeae, mais qui n’ont qu’ă la pârtie inferieure de l’intervalle (sur 2—3 m d’epaisseur) abondance de characeae. Les cal- caires de la pârtie superieure de l’intervalle renferment de rares tiges de charophitae et aussi ostracodes et foraminiferes (Miliolidae). Ces calcaires pourraient constituer un equivalent du „calcaire â gasteropo- des“ signale dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului. Dans les autres coupes du graben Remeți, ou les calcaires micri- tiques noirâtres surmontant les bauxites ne depassent pas d’epaisseur de 2 m, „le calcaire ă gasteropodes“ est peut-etre represente ă la base Institutul Geologic al României yiGR/ 45 FORMAITONS MfiSOZOlQUES DE LA PÂRTIE ORIHNTAAXJE DE PĂDUREA .CRAIULUI 247 de la suite par des calcaires gris clair ou blancs disposes sur les cal- caires ă characeae. Patrulius (Patrulius et al., 1974) a etabli, sur la base des associations microfloristiques, l’âge neocomien des calcaires â characeae. c) Calcaire a pachyodontes Sur le „calcaire â gasteropodes" du territoire du graben Remeți se developpe une suite de calcaires en bancs de 0,5—1,5 m d’epaisseur, gris clair ou blancs et qui renferment beaucoup de pachyodontes. Dans la pârtie centrale de Pădurea Craiului, justement au-dessus du „calcaire â gasteropodes", on a identifie (Patrulius) l’espece Requienia minor Douv., qui indique l’âge barremien (Patrulius et al., 1974) (op. cit. pg. 41). La suite de calcaires de la pârtie centrale de Pădurea Craiului, qui porte en base l’espece Requienia minor, est connue sous le nom de „calcaire inferieure â pachyodontes" (Patrulius, in Patrulius et al„ 1974). Dans le meme secteur, cette formation â epaisseurs entre 50—350 m supporte les „couches d’Ecleja“ (Bedoulien) developpees sur une epaisseur de jusqu’ă 700 m et sur lesquelles se developpent d’autres niveaux de calcaires â pachyodontes. II faut preciser que dans le graben Remeți est present seuiement „le calcaire inferieur â pachyodontes". qui atteint l’epaisseur maximale de 300 m (Fața Arsă). Les variations d’epaisseur du „calcaire inferieur â pachyodontes" dans ce territoire sont dues surtout â la tectonique. Les donnees existantes ă l’heure actuelle ne nous encouragent pas â preciser (Patrulius, in Patrulius et al., 1974) si la pârtie ter- minale du „calcaire inferieur â pachyodontes" appartient toujours au Barremien ou represente la base du Bedoulien. Le calcaire ă pachyodontes du territoire du graben Remeți est caracterise par un microfacies assez uniforme, micritique, pelrnicritique et pelsparitique. Localement on rencontre des microfacies oncomicri- tiques et oosparitiques ă intramicrites, ainsi que des microfacies bio- pelsparitiques â intraclastes. On remarque parmi les debris organiques la grande frequence des foraminiferes : Milliolidae, Textulariidae, Nodosariidae (Lenticu- lina sp.), Ammodiscidae (Glomospira sp.), Involutinidae (Trocholina len- ticularia Hendson, T. friburgensis Guillaume et Reichel, T. molesta Gorbatschick). Lituolidae (Pseudocyclamrnina sp., Ammobaculites), Barkerinidae (Barkerina sp.), Orbitolinidae (Dictyoco- nus ?). On remarque egalement la grande abondance en algues : Dasy- cladaceae [Salpingoporella dinarica R a d o i c i c, S. turgida Radoicic, S. muehlenbergi (Lorenz), S. melitae Radoicic, S. carpathica Dragastan, S. genevensis (Conrad), Likanella danilovae Radoi- cic, Macroporella verticilata So kac et Nickler, Clypeina solkani Conrad et Radoicic, Acicularia sp.] et Codiaceae (Cayeuxia mol- davica Fro 1 o, C. curdistanensis E 11 io11, C. atanasiui Dragastan, Institutul Geological României 248 ELENA POPA 46 Boueina hochstetteri T o u la, Lithocodium agregatum E11 i o 11, Arabi- codium ? sp.) et Protococaceae (Globochaete sp.) ainsi que des hydro- zoaires [Chetetopsis rumanus (S im io n es cu), Cladocoropsis cretacica T u r n s e k, Actinostromaria 1 sp.]. Outne les pachyodontes, tres nombreux, on remarque aussi la presence des autres lammelibranches, ainsi que des debris d’echino- dermes (crinoides et echinoides), coraux, brachiopodes, bryozoaires, gaste- ropodes, ostracodes, serpulides et le problematique Cadosina sp. 2. Senonien Le Senonien sous facies de Gosau des Apuseni du Nord repre— sânte la couverture neocretacee de l’Autochtone de Bihor et des nappes de Codru. Dans le territoire etudie (Est Pădurea Craiului) les depots seno- nienes occupent des zones restreintes. Ils ont ete rencontres sur je terri- toire du graben Remeți, ainsi que dans la depression Borod, representes par des conglomerates, greș, silthites mameuses et argileuses et cal- caires recifaux. D’apres Krăutner (1938), la succession des depots du Cretace superieur du graben Remeți et de la region de Valea Neagră (Borod) se developpe dans l’intervalle Turonien-Senonien. Pauliuc (1958) considere que dans la succession des depots du Cretace superieur du graben Remeți le Cenomanien est present lui-aussi. De la meme succession Pauliuc (1958) cite la presence de l’espece Inoceramus labiatus S c h 1 o t h, caracteristique du Turonien, recoltee des marnes sablonneuses au sud de Frântura Boții. Le meme auteur remarque la presence de l’espece Hippurites nabresinensis F u 11 er e r, en calcaires recifaux senoniens de la vallee du I>eșu. Dans les travaux plus recents (1960, 1969) ainsi que dans sa these de doctorat, Denisa Lupu presente les resultats de ses etudes sur la faune senonienne des rudistes du graben Remeți et de la depres- sion Borod. L’auteur conclut que les terrainș cretace-superieurs des regions Remeți et Borod appartiennent exclusivement au Senonien. A l’occasion de nos recherches dans le graben Remeți ont ete separes sur la carte des depots senoniens dans le secteur Fața Arsă, dans Ie bassin de la vallee du Leșu et dans la vallee du Sohodol. Les depots senoniens du secteur Fața Arsă ont ete etudies dans la coupe Valea Mare et dans les coupes des vallees Cornilor et Dobșo- rului (deux affluents du versant gauche de la vallee Iadului emplaces entre les vallees Botei et Valea Mare). Dans ce secteur, le Senonien est represente par des : calcaires greseux ă rudistes, greș gris d’epaisseur variable depuis 5 cm jusqu’â 1 metre, â facettes faiblement micacees, presentant des traces charbonneuses, silthites contenant des especes de Fycnodonta, marnes calcaires gris fonce compactes â frequentes Neri- neidae. A la pârtie superieure de la succession, en certaines coupes se Institutul Geologic al României 47 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PARTTE ORIENTALE DE PADURBA CRAIULUI 249 developpe une formation de type volcano-sedimentaire, faite de tuffites, breches et tuffo-breches dacitiques. Les calcaires de la base de la succession senonienne de la vallee Dobșorului contiennent la suivante association, determinee par Denisa Lupu (1969, 1974) : Vaccinites sulcatus, Lapeirouseia pervinquierei, Bira- diolites aff. stoppanianus. A son avis, cette association indiquerait le Santonien superieur, l’horizon ă Pycnodonta vesicularis en association avec Nerinea nobilis Munst. et Actaeonella goldfussi d’Orb. repre- senterait le Campanien et la formation de type volcano-sedimentaire aurait l’âge maestrichtien, probablement superieur (Lupu, 1974; Istrate, 1975). Lupu remarque dans le graben Remeți l’absence des termes lithologiques representant le cycle Coniacien-Santonien inferieur. Dans la coupe de la vallee du Leșu, au fil-meme de la vallee et dans les versants, le Senonien est present principalement par des cal- caires brecheux â matrice faite de silthites rouges et, entre les blocs de calcaires, par des lentilles locales de marnes grises stratifiees. Les elements de calcaire de la breche sont micritiques ou sparitiques, fort bioclastiques et contiennent : tecideidae, hipuritidae, foraminiferes. Loca- lement se developpent des calcaires massifs, fort recifaux â frequents hipuritidae. Outre les calcaires, y sont presents des greș et silthites grises. Dans un premier niveau calcaire brecheux du secteur de la vallee du Leșu on a identifie (Lupu, 1969, 1974) la suivante association de hipuritidae : Hippurites (Vaccinites) sulcatus D e f r., H. (Hipuritella) maestrei Vidai, H. (Orbignya) nabresinensis acuticostatus Lupu. Cette association indique le Santonien superieur. D’apres ce qui est mentionne dans les travaux cites (Lupu, 1969, 1974), un deuxieme niveau de calcaires a fourni une nouvelle espece du genre Pseudopoly- conites, indiquant le Senonien superieur et une microfaune caracteris- tique du Campanien superieur-Maestrichtien inferieur : Globotruncana elevata elevata Brotz, Planoglobulina acervulinoides (Egger), Pseudo- textularia elegans (R z e h a k), Ventillabrella sp. Dans l’extremite sud-ouest du graben Remeți (la region de Soho- dol) les depâts recemment attribues par les auteurs au Senonien sont figure sur certaines cartes (Preda, 1962, 1967 feuille Șimleul Silva- niei echelle 1 :200 000) comme appartenant au Lias. Ces depots, etudies par nous specialement dans le bassin de la vallee du Sohodol, consistent en : marno-calcaires gris-bleuâtre, silthites marneux, greș calcaires faiblement micaces, gris, en couches epaisses de 10 cm jusqu’â des bancs de 1,5—2 m, localement greș conglomera- tiques â epaisseurs de 30—50 cm, â elements formes de quartzites, greș quartzitiques, marno-calcaires siltheux. Nous avons recolte dans les marno-calcaires existant dans cette succession une inocerame appar- tenant â l’espece Inoceramus cf. regularis d’Orb., du Senonien. Les analyses micropaleontologiques faites par Tocorjescu sur une serie d’echantillons preleves par nous en 1972 de ces depots ont mis en evidence une association de foraminiferes (en mauvais etat de 4 . J.A In sti tutui Geological României kt GR/ 250 ELENA POPA 48 conservation), qui semblent indiquer le Cretace superieur (? probable- ment Cenomanien-Turonien). Le geologue M. D i a c o n u20 (L’Entreprise de Prospections) a obtenu, sur des echantillons de cette formation, le meme resultat. Recemment (1974) 21 les geologues Cibotaru et Brustur (L’Entreprise de Prospections) ont trouve des exemplaires de hipuriti- dae ă la pârtie inferieure de la sucoession presentee de la vallee du Sohodol. Ces fossiles — indicateurs certains du Senonien — nous por- tent â croire que toute la succession de ce secteur appartient au Senonien. Les depots attribues au Senonien que nous avons separes carto- graphiquement au sud du graben Remeți, dans la colline Dealul Selhișu- lui et dans la crete situee entre les vallees Lungșorului et Zimbrului, consistent en silthites marneuses micacees et greș gris. Dans la depression Borod, d’apres Lupu (1974) (these de docto- rat) on a pu identifier presque l’entiere succession du Senonien. Dans une etude parue en 1954, Givulescu affirme que les recifs â rudistes du bassin de Borod se sont developpes dans l’intervalle Santonien superieur-Campanien inferieur. Dans une serie de travaux publies depuis 1957 (voir 1957, 1961, 1962) et jusqu’en 1972 — these de doctorat — Maria Șuraru fait une etude detaillee des coraliers senoniens du bassin de Borod. Nous avons examine les depots senoniens de la depression de Borod dans le secteur Valea Neagră de Criș et dans la vallee Corniței vers le nord jusque dans la vallee du Seranu, Le Senonien de Valea Neagră de Criș, bien ouvert en plusieurs coupes, est represente par des : greș, localement grossiers â elements de quartz de jusqu’ă 2 cm de diametre, ă ciment calcaire, en couches de 30 cm jusqu’en bancs de 1—3 m, marnes grises, parfois ă epaisseurs de 1 m, et plusieurs niveaux de calcaires recifaux en bancs de 1,5—2 m â hipuritidae, coraliers, especes d’Acteonella et Nerinea. Plus loin vers le nord, dans le secteur de la vallee Corniței, le Senonien est represente par des conglomerats, greș et calcaires recifaux. Lupu (1974) a mentionne plusieurs associations paleontologiques provenant de la depression de Borod, caracteristiques pour les suivants intervalles stratigraphiques : Coniacien-Santonien (genre Paraboumonia), Santonien superieur et Campanien (Plesioptygmatis sp., Hippurites nabre- sinensis Futterer, Vaccinites gosaviensis D o u v i 11 e, V. oppeli Douv., Sauvagesia sp., Boumonia boumoni des Moulins). Toujours dans l’intervalle Santonien superieur-Campanien l’auteur cite a identifie de Valea Neagră la suivante association: Vaccinites sulcatus Defr., V. gosaviensis Douv., V. gosaviensis acicularia Lupu, V. oppeli santoniensis K ii h n., V. comuvaccinum gaudryi M u n.- C h a 1 m., V. inaequicostatus M ii n s t., V. arcicaci M u n.-C hal m., V. boehmi Douv., Praeradiolites aristidis (M u n.-C hal m), Hippurites praecessor Douv., Boumonia aff. africana Douv. 20 Communication verbale. 21 Arch. IGPSMS, Bucarest. Institutul Geological României 49 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORUESNTAUE DE PĂDUREIA CRAIULUI 251 Dans les horizons calcaires superieurs de Valea Neagră, Lupu a identifie des especes de Colveraia et Joufia, ainsi qu’une microfaune d’âge maestrichtien : Chypeorbis mamilata (S c h 1 u m b.), Lepidorbitoid.es minor (S c h 1 u m b.), Simplorbitoid.es gensacicus (L e y m.), Sidero- lites sp. IV. RESULTATS ET CONCLUSIONS Les etudes geologiques effectuees par l’auteur de cet ouvrage dans les depots mesozoîques de la pârtie orientale de Pădurea Craiului ont conduit aux suivants resultats et conclusions d’ordre cartographique, biostratigraphique, paleogeographique, paleoecologique et egalement en ce qui concerne les substances minerales utiles : 1. On a redige une carte geologique â l’echelle 1 : 25 000 pour la pârtie est de Pădurea Craiului et le bord oriental du bassin de Borod, avec des contours sensiblement differents par rapport aux cartes anterieures. On y a distingue plusieurs formations, on a reconnu des facies differents sur certains intervalles et localement, grâce ă l’etude paleon- tologique tres detaillee, on a accorde egalement â certaines formations un autre âge que celui consigne dans les travaux anterieurs. 2. On a acquis de nouvelles donnees sur la stratonomie des depots greso-argileux de 1’intervalle Seisien-Campilien inferieur. 3. On a identifie dans la vallee Runcșorului (secteur Damiș) la presence de quelques accumulations de limonite de nature sedimen- taire, non-signalees jusqu’ă present, situees ă la pârtie superieure du complexe detritique de la base du Trias, accumulations qui vont faire l’objet d’une prospection de detail. 4. L’etude microfaciale faite (Popa, Dragastan, 1973) sur les calcaires du Trias moyen du territoire en discussion a fourni de nou- velles donnees sur la biostratigraphie du Trias de l’Autochtone de Bihor, de sorte que : — On a realise un inventaire plus complet des algues Dasyclada- ceae et des foraminiferes des calcaires noirs vermicules, qui comprend aussi des especes inedites, qui n’ont pas ete decrites et figures dans des etudes anterieures sur le Trias de l’Autochtone de Bihor. — L’inventaire des algues Dasycladaceae connu des publications anterieures pour les calcaires marmoreens de type Wetterstein a ete complete avec les suivantes especes : Physoporella lotharingica, Pa. likana, Oligoporella chia, Gyroporella maxima, Griphoporella guem- beli, Diplopora annulatissima, D. philosophi. — En vertu des associations d’algues dasycladaces et de forami- niferes provenant des calcaires noirs vermicules, associations indiquant ' 1’intervalle Hydaspien (superieur ?)-Illyrien inferieur, et aussi ă partir des donnees plus anciennes connues de la litterature, l’auteur a pu attribuer ces calcaires, y compris les dolomies inferieures, au Campilien, superieur-Illyrien inferieur. 252 ELEIN1A POPA 50 — A partir de la presence de l’espece Dadocrinus gracilis (Buch) â la pârtie superieure de la suite de calcaires noirs vermicules, en association avec des algues Dasycladaceae evoluant jusqu’â l’Illyrien inferieur, il nous a ete possible de demontrer que dans les Carpathes Roumaines aussi, ainsi que dans le domaine central alpin, ou l’on connaît pareils cas, l’espece Dadocrinus gracilis (Buch) peut depasser la limite Pelsonien-Illyrien. — La presence des asseciations d’algues Dasycladaceae, Codiaceae et Solenoporaoeae provenant des calcaires blancs massifs de type Wetter- stein nous a porte â leur attribuer l’âge Illyrien superieur-Ladinien et l’âge IHyrien inferieur termmal-Illyrien superieur basal aux dolomies superieures, developpees entre les calcaires noirs vermicules et les cal- caires blancs de type Wetterstein. 5. L’etude de la macrofaune recoltee par l’auteur, constituee d’ammonites, coraux, bivalves, brachiopodes, a fourni de nouvelles donnees sur la biostratigraphie du Jurassique inferieur et moyen de la pârtie orientale de Pădurea Craiului et du bord oriental du bassin de Borod. Ainsi, on a identifie des zones paleontologiques â valeur de repe- res de correlation et des associations caracteristiques, selon ce qui suit : — la zone â Angulata (Hettangien superieur), indiquee par la pre- sence des especes de coraux Heterastraea eveshami (Dunean) et H. tomesii D u n c a n, especes pas signalees jusqu’â present sur le terri- toire de notre pays ; — la zone â Jamesoni (Carixien inferieur), indiquee par Uptonia sp. ex gr. U. jamesoni (S o w.) ; — la zone â Ibex (Carixien moyen), marquee par l’espece Beani- ceras luridum (S i m p s.). Toujours dans la zone â Ibex on a rencontre les especes : Gryphaea mccullochii mccullochii J. de C. So w. et G. gigantea S o w. et aussi Zeilleria sp. ex gr. Z. subnumismalis D a v. et ex gr. Z. cornuta J. d e C. S o w. ; — la zone â Davoei, indiquee par l’espece Androgynoceras sp. ex gr. A. hybridiforme S p a t h ; — la zone â Spinatum (Domerien superieur), indiquee par l’espece Pleuroceras solare (Phillips) ; — la zone â Tenuicostatum (Toarcien inferieur), mise en evidence sur la base de l’association suivante : Dactylioceras tenuicostatum (Y o u n g et B i r d), D. cf. helianthoides Yokoyama, D. aff. semice- latum (S i m p.) et de l’espece D. acanthus d’O r b. ; — la zone â Serpentinus (= Zone Falcifer, Toarcien moyen), mise en evidence â partir des especes : Harpoceras falcifer (S o w.) et Nodi- coeloceras crassoides (S i m p s o n), la demiere indiquant la sous-zone • â Exaratum; — la zone â Bifrons (Toarcien moyen), caracterisee par les espe- ces : Hildoceras bifrons (Br u gui e re), H. sublevisoni F u ci n i, H. semi- politum B u c k m., Zugodactylites aff. braunianus (d’O r b.), Catacoelo- ceras broilii (M i t z o p o u 1 o s), Polyplectus appeninicus Haas, Dacty- lioceras sp. ex gr. D. commune S o w. ; Institutul Geologic al României 16 R/ 51 -RMATDONS MaSOZOlQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 253 — la zone â Variabilis (Toarcien superieur) indiquee par l’espece Brodieia aff. clausum M e r 1 a ; — la zone â Thouarsense et la zone â Insigne (Toarcien supe- rieur), representees par les especes : Grammoceras sp. ex gr. G. thouar- sense (d’Orb.), G. cf. doerntense Denck., Pseudogrammoceras quadra- tum (Quenst), P. cf. saemanni (Dum.), P. țallaciosum (Bayle), Poly- plectus discoides (Z i e t e n), Hammatoceras sp., Phymatoceras sp. ; — la zone â Pseudoradiosa (Toarcien superieur) indiquee par des specimens de Dumortieria sp. ; — (?) la zone â Aalensis (Toarcien superieur) determinee â l’aide des specimens de Pleydellia (?) sp. ; — la zone ă Murchisonae (Aalenien superieur), indiquee par l’asso- ciation : Ludwigia sp. ex gr. L. murchisonae S o w., L. aff. subtuber- culata Rieber et L. aff. tuberata (Buckmann). 6. Les associations determinees nous ont porte â conclure, en ce qui concerne la biogeographie du Jurassique inferieur du territoire etudie, que : — Les faunes de type Gresten determinees dans l’intervalle de l’Eojurassique, ainsi d’ailleurs que celles de l’Aalenien, presentent d’etroites affinites avec les faunes de la province celto-souabe, mais dif- ferent de celles de la province mediterraneenne. — La presence des faunes de type celto-souabe dans l’Eojuras- sique, sur le territoire en question, semble y exclure l’existence des Phylloceratidae, caracteristiques du domaine mediterraneen. Cependant, vu le fait qu’un nouveau representant de la superfamille Phyllocerata- ceae [notamment Phylloceras frondosum (Re y nes)] a ete signale par nous dans le Domerien de la region (jusqu’ă present dans les Apu- seni du Nord on connaissait seuiement l’espece Meneghiniceras lariense Meneghini citee par T h. Krăutner), il est possible de conclure que dans les Apuseni du Nord les liaisons paleogeographiques avec le domaine mediterraneen n’etaient pas, comme certains auteurs l’avaient suppose auparavant interrompues pendant le Domerien. La rarete en representants de cette espece serait toutefois un indice de Texistence des conditions paleoecologiques nefavorables ă leur developpement dans ce territoire. — In presence des coraux dans l’Eojurassique inferieur de la region indique une temperature elevee des eaux. 7. Les etudes de microfacies entreprises sur les calcaires neojuras- siques developpes dans le graben Remeți ont fourni de nouvelles donnees litho- et biostratigraphiques sur le Jurassique superieur de la pârtie orientale de Pădurea Craiului, ainsi : — On a realise, pour la premiere fois sur ce territoire, un inven- taire des algues calcaires : Dasycladaceae, Codiaceae, Solenoporaceae et Coralinaceae [Macroporella pigmaea G u m b e 1, M. johnsoni Draga- stan, Likanella sp., Actinoporella 1 sp., Cayeuxia moldavica Frolo, C. curdistanensis Eli iot, Solenopora sp., Lithophyllum maslovi Dra- gastan, Taumatoporella parvovesiculifera (R e i n e r)] et des foramini- KA Institutul Geologic al României IGR/ 254 ELENA POPA 52 feres [Trocholina alpina (Leupold), T. elongata Leupold, Proto- peneroplis striata Weynschenk], On a egalement identifie des asso- ciations caracteristiques ă valeur de reperes de correlation [Protoglobi- gerines et Saccocomes dans l’intervalle Kimmeridgien-Tithonique infe- rieur, coraux, ostreides, gasteropodes (Nerinea, Ptygmatis), brachiopo- des, echinoides, spongiers, hydrozoaires (Milleporidiidae), radiolaires, dans rintervalle du Tithonique]. — Ies donnees litho- et biostratigraphiques presentees nous ont permis de demontrer que la succession du Jurassique superieur du gra- ben Remeți est comparable â celle connue de la pârtie centrale et nord- ouest de Pădurea Craiului, englobant â l’est du graben le calcaire de Vadu (Oxfordien-? Tithonique inferieur), suivi par le calcaire de Cornet (Tithonique), et ă l’ouest et au sud-ouest du graben seulement des cal- caires de facies Stramberg [Farcu (? Oxfordien-Tithonique inferieur) et Cornet] sur tout l’intervalle du Jurassique superieur. 8. L’inventaire paleontologique des algues calcaires, des hydrozoai- res et des foraminiferes du calcaire â pachyodontes inferieur (Barre- mien-? Bedoulien) de l’est de Pădurea Craiului, dresse pour la pre- miere fois pour cette zone, apporte de nouveaux elements utiles â la correlation biostratigraphique et etablit avec precision les surfaces cou- vertes par le calcaire a pachyodontes inferieur constituant le toit des gisements de bauxite. Les associations d’algues calcaires determinees sont formees de : Dasycladaceae [Salpingoporella dinarica Radoicic, S. turgida R a d o i- c i c, S. muehlenbergi (Lo r en z), S. melitae Radoicic, S. carpathica Dragastan, S. genevensis (C o n r a d), Likanella danilovae Radoi- cic, Macroporella verticilata Sokac et Nickler, Clypeina solkani Conrad et Radoicic, Acicularia sp.], Codiaoeae (Cayeuxia moldavica F r o 1 o, C. curdistanensis E11 i o 11, C. atanasiui Dragastan, Boueina hochstetteri T o u 1 a, Lithocodium agregatum E11 i o 11, Arabicodium ? sp.) et Protococaceae (Globochaete sp.). — L’association de hydrozoaires determin ee est representee par de : Chetetopsis rumanus (S i m i o n e s c u), Cladocoropsis cretacica Turnsek, Actinostromaria sp. — Les associations de foraminiferes determinees sont representees par de : Milliolidae, Textulariidae, Nodosariidae (Lentic alina sp.), Ammo- discidae (Glomospira sp.), Involutinidae (Trocholina lenticularis H e n d- son, T. friburgensis Guillaume et Reichel, T. molesta Gor- batschick), Lituolidae (Pseudocyclammina sp., Ammobaculites), Barkerinidae (Barkerina sp.), Orbitolinidae (Dictyoconus ?). 9. De nouvelles donnees cartographiques, lithologiques, stratono- miques et biostratigraphiques ont ete obtenues sur le Senonien de la pârtie orientale de Pădurea Craiului et du bassin de Borod, dont il faut souligner : — changements cartographiques, par rapport aux cartes existan- tes, concernant l’extension des depots senoniens et' les rapports avec les formations plus anciennes; Institutul Geological României 53 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 255 — l’accumulation de nouvelles donnees sur la lithologie et la stratonomie du Senonien de la region, et particulierement des secteurs Fața Arsă, vallee du Leșu. et vallee du Sohodol ; — la confirmation de l’âge senonien â partir d’inocerames (Inoce- ramus cf. regularis d’O r b.) des depots du bassin de la vallee du Soho- dol attribuees anterieurement par les auteurs ă l’Eojurassique. V. PALEONTOLOGIE Sous-ordre Terebratellidina M u i r-W o o d, 1955 Familie Zeilleriidae All an, 1940 Zeilleria sp. ex gr. Z. comuta (J. d e C. S o w.) pl. IX, fig. 7 Zeilleria cornuta (J. de C. Sow.) en R. C. Mo ore (1965) — Brachiopoda, 2 H 817, H 821 et 822. Occurrence et position stratigraphique : affluent droit de la vallee du Leșu, Carixien (carte, Ft). Zeilleria sp. ex gr. Z. subnumismalis (D a v.) pl. ix, fig. 8, 9 cf. Zeilleria subnumismalis D v., M. Siblik (1966). page 140, tab. II, fig. 1. Occcurrence et position stratigraphique : affluent droit de la vallee du Leșu, Carixien (carte, Fj). Sous-ordre Ammonitina H y a 11, 1889 Familie Phylloceratîdae, Z i 11 e 1 Phylloceras jrondosum (Reynes) pl. IV, fig. 1 Refer ence type : Ammonites frondosas Reynes Geol. et Paleont. Aveyr., page 98, tab. V, fig. 1. Autres references : Phylloceras frondosum (Reynes), L. Negri (1933), page 119, pl. X, fig. 6, 7. Un specimen provenant des calcaires glauconitiques â accidents siliceux, developpes dans le bassin de la vallee du Boiu est comparable â cette espece. Une confusion avec l’espece Phylloceras heterophyllum (S o w.) duquel l’exemplaire de la collection s’approche â la premiere vue n’est guere possible, vu que l’espece de Sowerby â la premiere selle trifilique, tandis que celle du specimen de collection est difilique, pareil- lement au P. frondosum (Reynes). Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F8). Position stratigraphique : Domerien. Institutul Geological României 256 EUEN1A POPA 54 Familie Liparoceratidae H y a 11, 1867 Beaniceras luridum Simpson pl. IX, fig. 1—4 Holotype : l’original etudie par S i m p so n existant dans la collection Leckenby (Sedgwick Museum, Cambridge), figure par S. B u ckman pour la pre- miere fois en 1913 (type ammonites) LXXIII, p. 73 b comme Beaniceras luridum (Simpson), reproduit en R. C. Moore, 1957, L 253, fig. 279/2. Autres references: Beaniceras luridum (Simpson), L. F. Spath (1938), page 100, pl XV, fig. 5—7, pl. XVI, fig. 3—5. Nombre d’exemplaires : complete : 8 ; fragmentaires : 12. Donnees biometriques : D H E 0 H/D E/D O/D No. câtes ex. B 21 7 (7) 9 0,33 0,33 0,42 (10x2) ex. C 23 8 8 10 0,34 0,34 0,43 (10x2) ex. D 19 6 9 8 0,31 0,47 0,42 17 ex. G (Juv) 7 3 7 9 0,42 — — 7 ex. H 15 5 9 6 0 33 — 0 40 7 ex. I 11 4 7 5 0,36 — 0,45 (16) ex. J 10 3 4 4 0,30 0,40 0,40 7 Affinites et comparaisons. Les specimens de collection, ă l’excep- tion d’un seul exemplaire fragmentaire, sont de moindre taille que le type, comparables surtout aux exemplaires figures et decrits par L. F. Spath (1938). L’un des specimens de notre collection attribues â cette espece (exemplaire A) avec une costulation plus grossiere s’approche de B. luri- dum var. submaculata Spath (Spath, 1938). Le specimen E de la collection presente sur la pârtie ventrale une courbure accusee des cotes vers l’apperture, caractere evidencie dans la diagnose de l’espece. Position stratigraphique : zone â Ibex (Carixien). Occurrence : affluent droit de la vallee du Leșu (carte, Fj). Familie Amaltheidae H y a 11, 1867 Pleuroceras solare (Phillips) pl. IX, fig. 5, 6 Neotype et autres references : 1958 Pleuroceras solare Phillips, M. K. Howarth, 1958, page 28, pl. V, fig. 1 (Neotype) ; pl. V, fig. 2—7. Nombre d’exemplaires : 3 (fragmentaires). 55 FORMATIONS MESOZOÎQUES EXE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PADUREA CRAIULUI 257 Affinites et comparaisons : bien. qu’en etat imparfait de conserva- tion, les exemplaires de coliection conservent certains caracteres qui les rendent comparables autant au neotype, ainsi qu’aux exemplaires appar- tenant ă la meme espece decrite et figuree par M. K. Howarth (1958). Position stratigraphique : Zone Spinatum (Domerien). Occurrence : affluent gauche de la vallee du Leșu (carte, Fa). Familie Dactylioceratidae Daetylioceras tenuicostatum (Y o u n g et Bird) pl. IV.. fig. 2 P.eferences: Ammonites annulatus Sow., in A. d’Orbigny (1849), pl. 7G, fig. 1, 2; Stephanoceras annulatum Sow., in T. Wright (1884) part. VII, pl. LXXXIV, fig. 7, 8, page 475. Daetylioceras tenuicostatum Y o u n g et Bird, in S. Buckman. 1920, T. A. pl. CLVII, lig. 1, 2, Topotype : P. L. Maubeuge (1957), page 208, pl. XVII, fig. 41; W. T. Dean, D. T. Donovan, M. K. Howarth (1961), pl. 72, fig. la, b; I. Sapunov (1963), page 116, pl. I, fig. 1, 2. Tenuidactylites tenuicostatus Y o u n g et Bird, S. Buckman, en tant que genotype (1927), pl. CLVII des figures 1, 2, 3. Un seul specimen de la coliection a ete attribue ă cette espece. Par enroulement, costulation et densite de costulation il rappelle le plus l’exemplaire figure par Dean, Donovan et Howarth (1961, pl. 72, fig. 1), qui compare au type et au specimen attribue â la meme espece par d’Orbigny (1849, pl. 76, fig. 1, 2), presente des secteurs de tour avec moins de cotes intercalaires simples, non-bifurquees. Par la densite de sa costulation, l'exemplaire de notre coliection est parfaitement comparable au specimen mentionne. figure par d’O r b i gn y, ainsi qu’â celui figure par Buckman (1928, pl. CLVII a) comme genotype. Dimensions (mm) : D 0 H E H/D E/D O/D No. câtes sur 1/2 tour de spire 60 32,5 15 13 0.25 0,21 0,54 44 Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Position stratigraphique : zone â Tenuicostatum. Toarcien inferieur. Daetylioceras sp. aff. semicelatum (S i m p.) pl. IV, fig. 4 Un exemplaire jeune de coliection, ă coquille ovalaire et ă section ovale du tour de spire, presente un enroulement et un type de costula- 17 — c. 738 258 EUHNA POPA 56 tion pareils ă l’espece Dactylioceras semicelatum, figuree comme holo- type par Buckmann (Y.T.A., 1911, pl. XXXI). Compare â ce dernier, le specimen de collection a un moindre nombre de cotes sur le tour de spire, notamment un nombre egal ou presque â celui observe chez certains specimens jeunes determinees par P. L. Maubeuge (1957, pl. V, fig. 9 specialement et les figures 2, 3, 5) comme Dactylioceras sp. aff. semicelatum S im p. Dactylioceras gracile S imp., avec lequel on pourrait confondre — â la premiere vue — le specimen de notre collection, plus evolute et avec un augmentation plus lente du tour. Dimensions (mm) : D 0 H E Nombre de cdtes sur Ie dernier tour de spire 15 6,5 5,2 5 40 Oeeurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Position stratigraphique : zone ă Tenuicostatum, Toarcien inferieur. Dactylioceras sp. cf. helianthoides Yokoyama pl. IV, fig 5 Un fragment d’un tour de spire existant dans la collection, avec une section sous-arrondie et une costulation qui le rapprochent des spe- cimens du groupe Dactylioceras semicelatum (S i m p.), mais chez lequel les cotes primaires s’achevent par un grossissement (presque un tuber- cule), peut etre compare avec l’espece Dactylioceras helianthoides Y o k. signalee par P. L. Maubeuge (1957, page 212, pl. XXI, fig. 45) en France et par Hoffman et Martin (1960, pl. 9, fig. 11, p. 113) en Allemagne, dans la zone â Tenuicostatum. Oeeurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Nodicoeloceras crassoides (S i m p s o n) pl. IV, fig. 3 Holotype : Coeloceras crassoides Simpson (1855), S. Buckman (1913), Y. T. A., pl. LXXXIX. Autres references : Coeloceras fonticulum Simpson (1855), S. Buckman (1912), Y. T. A., pl. LIX, fide M. K. Howarth, 1962, p. 410; Nodicoeloceras crassoides (Simpson, 1855), M. K. Howarth (1962), p. 410. Nombre d’exemplaires : 1. Description. Coquille tres comprimee dorso-ventralement, ornee de 23 cotes principales se bifurquant au bord ventro-lateral. Au point de 57 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 259 bifurcation se developpent des nodules. Les cotes secondaires, courbees de maniere proverse, se prolongent ininterrompues sur la pârtie ven- trale de la coquille. Dimensions approximatives (mm) : D H E 0 H/D E/D O/D Nombre câtes 34 9 22 12 26 64 35 23 L’exemplaire de collection ressemble plus au specimen presente par Buckman (Y.T.A. 1912, pl. LIX) comme holotype de l’espece Nodicoeloceras fonticulum (S i m p s o n) (synonime de N. crassoides) qui, compare ă l’holotype de l’espece N. crassoides (S i m p s.) figure par le meme auteur (Buckman Y.T.A., pl. LXXXIX), est plus comprime dorso-ventralement et a des cotes primaires plus epaisses. Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Niveau stratigraphique : Toarcien, zone a Falcifer, sous-zone â Exaratum. Zugodactylites aff. braunianus (d’O r b.) References type: Ammonites braunianus d’Orb., d’Orbigny (1945), p. 327, pl. 104, fig. 1—3. Autres references : Dactylioceras (Z.) braunianum (d’Orb.) W. J. Arkell in Moore (1957), p. L. 252, fig. 283, 2 (reproduit d’apres S. Buckman). Nombre d’exemplaires : 2. Donnees biometriques approximatives : D H E 0 Nombre câtes Ex. 1 Ex. 2 (25) fragm (8,5) entaire (7,5) (H) (15x4) Les deux exemplaires de collection, no. 1 de taille plus petite, conservant un tour complet mais deforme. et no. 2 un petit fragment de tour, provenant d’un exemplaire de taille plus grande. L’ornementation consiste en cotes fines. droites, partiellement bifurquees, qui se maintiennent egalement sur la pârtie ventrale de la coquille. Au point de bifurcation il y a des nodules mieux developpes chez le specimen no. 2. Institutul Geological României 260 ELENA POPA 58 Les exemplaires de collection presentent certaines ressemblances avec cette espece. La densite de kt costulation mesuree chez l’exem- plaire 1 est presque identique avec celle du type presente par d’Orbigny, qui a 16X4 cotes sur le tour de spire. Occurrence : Remeți, vallee Bisericii (Fg). Position stratigraphique : l’espece est mentionnee dans la sous- zone â Bifrons (sensu Gabilly et al., 1967, fide J. Guex, 1970). Catacoeloceras cf. broilii (M i t z o po ulo s) pl. IV, fig. 7 Refe.rence type: Coeloceras (Dactylioceras) broilii Mitzopoulos, M. Mitzo- p o u 1 o s (1930), pl. VIII, fig. 5 a—c, p. 89. Autres references: Catacoeloceras broilii (Mitzopoulos), G. Pinna (1966), p. 103, pl. V, fig 14 a—b, 15, 16, 17; texte fig. 14. Description. Coquille medio-evolute ă ombilic etroit et profond. Les tours comprimes dorso-ventralement â flancs convexes presentant un pendage vers l’ombilic qui donne en section au tour un aspect en couronne. L’ornementation est faite de cotes primaires â relief accuse, bifurquees preș du bord ventro-lateral. Les cotes secondaires, moins epaisses que celles primaires, se prolongent sans interruption dans la region siphonale. Malheureusement, les echantillons de notre collection conservent seuiement le tour externe de la coquille, et les complications de l’ornementation sont invisibles. Dimensions (mm) : Specimen A Specimen B Specimen C 0 (10) H 11 10 7 G 17 16 (10) Quelques specimens recoltes du point fossilifere F5 (carte) sont comparables partiellement au type de l’espece presente par Mitzopou- los (1930) et aux exemplaire decrits et figures par Pinna (1966) sous le nom de Catacoeloceras broilii (Mitzopoulos). Une confusion avec Catacoeloceras ghinii Mitzopoulos n’est guere possible, etant donnee que chez cette espeoe la coquille est plus evolute et l’ombilic moins profond. L’espece C. broilii est signalee par Mitzopoulos dans la zone ă Bifrons (Ammonitico rosso de Alta Brianza) au meme endroit oii Pinna (1966) l’a mentionnee. Institutul Geological României 59 FORMA'IUiOMS MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 261 Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Niveau stratigraphique : zone ă Bifrons, Toarcien. Familie Hildoceratidae Hyatt, 1867 Polyplectus cf. discoides Zieten pl. V, fig. 2 Reference : Ammonites discoides Zieten, d’Orbigny (1844), pl. CXV, fig. 1—4, Polyplectus discoides (Zieten), S. Buckman (1891). p. 215, pl. XXXVII, fig. 1—5. Harpoceras (Polyplectus) discoides Z i e t., W. J a n e n s c h (1902). p. 62, pl. IV. fig. 2, 2 a. Polyplectus discoides Zieten, J. Mattei (1969), p. 39. Le materiei recolte comporte un seul exemplaire comparable â cette espece. Le specimen de collection differe, des la premiere vue, des especes de Pseudopolyplectus developpees dans le Toarcien superieur, qui sont beaucoup plus evolutes que l’espece Polyplectus discoides. Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu. (carte, F5). Niveau stratigraphique : zone â Thouarsense (Toarcien superieur). Polyplectus apenninicus (Haas) pl. VI, fig. 5 Rijerences : Polyplectus discoides (Zieten), S. Buckman (1890), p. 215, pl. XXXVII, fig. 1—5. Polyplectus discoides (Zieten) var., apenninica Haas, in O. Haas (1913), p. 118. Polyplectus apenninicus (Haas), B. Geczy (1967a), p. 126, pl. XXX, fig. 1: G. Pin na (1968), p. 47, pl. V, fig. 4. Nombre d’exemplaires : 1. Donnees biometriques approximatives : D E 0 H/D E/D O/D No. câtes ex. 1 D. min. ex. 1 D. max. (160) (220) (80) (115) — (31) (34) (50) (52) — (19) (15) (120) (120) Affinites el comparaisons. D’apres Pinna (1968), la seule diffe- rence entre cette espece et les especes P. discoides (Zieten) et P. pluri- Institutul Geologic al României \JGR/ 262 ELENA POPA 60 costatus (Haas) est donnee par le nombre de cotes, beaucoup plus grand (108 au lieu de 70). Soulignons que le specimen de collection depasse ce plafond, etant ome de 120 cotes. L’ecnantillon figure et decrit par B. Geczy (1967 a, p. 126, pl. XXX, fig. 1) presente une attenuation de la costulation sur le flanc interne, caractere qui le rend different du specimen de collec- tion, dont la costulation conserve la meme intensite jusqu'au bord ombilical, selon d’ailleurs ce que l’on observe sur les exemplaires de P. appenninicus aussi, figures par Buckman (1890) et Pin na (1968). Occurrence : Remeți, valide Bisericii (F6). Position stratigraphique : Toarcien. Hildoceras bifrons (Bruguiere) pl. V, fig. 3—5 Neotype : Hildoceras bifrons (Brug) W. T. Dean, D. T. D o no van, M. K. H o- warth (19(51), pl. 72, fig. 4 (reproduit d’apres S. Buckman, Type ammonites). Autres references: Hildoceras bifrons (Brug.). S. Elmi (1967), p. 235, fig. 3; I. G. Sapunov (1968), pl. II, fig. 1; M. Topcișvili (1969), p. 83, pl. V, fig. 7. non Hildoceras bifrons Brug., G. P r i n z, 1904—1907, p. 124, pl. VI, fig. 1, 2, 4, 7, Nombre d’exemplaires ; 3 entiers, 7 fragmentaires. Donnees biometriques : D H E O H/D E/D O/D No. câtes ex. 1 (46) (16) (13) (19) (34) (28) (41) 40 ex. 2 27 10 12 11 37 44 40 (14x2) ex. 3 30 11 10 11 36 33 36 (19x2) Affinite et comparaisons. Les specimens de collection presentent des caracteres en commun avec le neotype figure par Dean, D o n o- v a n, H o w a r t h, d’apres S. S. Buckman. En ce qui concerne les rapports des dimensions et le nombre de cotes, on constate quelques petites differences par rapport au neotype (neotype ; h = 32 ; g = 30 ; o = 45 ; nombre de cotes = 38). 11 y a cependant tme grande ressemblance de ces rapports entre les specimens de notre collection (particulierement ex. 2) et ceux decrits par Prinz (1904, p. 126) comme H. bifrons quadratum. L’exemplaire no. 1 de la collection (pl. V, fig. 3) presente un nombre de cotes presque egal ă celui du neotype, mais il est quelque plus comprime et les cotes sont faiblement arquees posterieurement. Ces caracteres le rendent comparable ă un specimen de H. semipolitum Institutul Geological României 61 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORJENTADE DE PĂDUREA CRAIULUI 263 figure par Merla (1932, pl. VII, fig. 3) et la possibilite s’impose qu’il represente une forme de transition vers cette espece. Occurrence : Remeți, vallee Bisericii (F^). Position stratigraphique : Toarcien moyen. Hildoceras sublevisoni Fucini pl. V, fig. 6 ; pl. VI, fig. 1 ; pl. XI, fig. 5—7 Lectotype: Ammonites levisoni (Simpson), Dumortier (1874), p. 49, pl. IX, fig. 3, 4 (in M. K. Mitzopoulos, 1930, pl. V, fig. 1 — fide S. Elmi. 1967, p. 232). Autres references : Hildoceras bifrons Brug., G. Prinz (1904), pl. VI, fig. 1, 2, 7. Hildoceras levisoni Si mp., G. Prinz (1904), p. 127. Hildoceras sublevisoni n. sp., Fucini (1919), p. 182; G. Geczy (1967), p. 127, pl. II, fig. 5; pl. III, fig. 4; B. Geczy (1967a), p 130, pl. XXIX, fig. 11; pl. XXX, fig. 4 ; pl. LXIV, fig. 45; S. Elmi (1967), p. 232, fig. 44/3. non Hildoceras sublevisoni Fucini-G. Merla (1932), p. 51, pl. VII, fig. 1, 10. Nombre d’exemplaires : 5. Description. Les specimen no. 1 de la coliection, de taille plus petite (diametre = 30 mm), fragmentaire, a 12x4 câtes sur le tour de spire et specimen no. 2, de taille plus grande, toujours incomplet, avec un diametre de plus de 80 mm, a 19x2 câtes. La section du tour de spire — rectangulaire, faiblement arrondie. La pârtie externe de la coquille large, avec une carene centrale bordee par deux fosses peu profondes. Les câtes, developpees sur la moitie externe du flanc, sont 3—4 fois plus etroites que les intervalles intercostaux. Elles sont retroverses, faiblement arquees posterieurement et attenuees avant d’atteindre le bord externe. La moitie interne du flanc est parfaitement lisse. L’exemplaire no. 1, â cotes fort retroverses, est presque identique â celui figure par Geczy (1967, pl. XXX, fig. 4) et qui provient de Csernye. L’exemplaire no. 2, de taille plus grande, â câtes plus droites, faiblement arquees posterieurement, rappelle plus les specimens de H. sublevisoni presentes par le meme auteur de U r k ii t, ainsi que l’exemplaire attribue ă la meme espece par Elmi (1967, fig. 44/3) et qui provient de France (Ardeche). D’apres la precision de ce dernier auteur (1967), les cchantillons attribues par Merla (1932, p. 51, pl. VII, fig. 1, 10) â l’espece Hildo- ceras sublevisoni Fucini appartiennent en realite â l’espece Hildoceras lusitanicum M e i s t e r. Occurrence : Remeți, vallee Bisericii (F6) ; Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (F5). Position stratigraphique : l’espece Hildoceras sublevisoni F u c. est generalement connue de la pârtie terminale du Toarcien inferieur et de la base du Toarcien moyen. Hildoceras cf. semipolitum Buckman pl. IV, fig. 6 ; pl. VI, fig 3, 4 Institutul Geologic al României 264 EWN1A POPA 62 Type: Hildoceras bifrons (Brug.) var., S. S. Buckman (1889), p. 112, pl. XXII, fig. 30, 31. Autres references: Hildoceras bifrons mut. nov. angustisiphonata (Buckman) G. Prinz (1904), p. 126. Hildoceras semipolitum Buckman, G. Merla (1932), p. 52, pl. VII, fig. 3, 6, 7 ; B. Geczy (1967), p. 130, pl. III, fig. 2 ; B. Geczy (1967 a), p. 132, pl. XXIX, fig. 10 ; pl. XXX, fig. 7 ; pl. LXIV, fig. 46. Nombre d’exemplaires : 9 entiers et 5 fragmentaires. Donnees biometriques : D H E O H/D E/D O/D No. cdtes ex. 1 22 8 6 7 .36 .27 .31 20x2 ex. 2 (33) (10) (10) (14) (.30) (.30) (.42) 21x2 ex. 3 (27) (U) ( 7) (10) (•40) (.25) (.37) 13x4 ex. 4 (20) ( 7) ( 7) ( 8) (.35) (.35) (.40) (23 x 2) ex. 5 (24) ( 8) ( 7) ( 9) (■32) (•29) ( 37) (21 x 2) ex. 6 (21) ( 9) ( 7) ( 7) (-42) (.33) (.33) (21 x 2) ex. 7 (22) — ( 7) — — (.31) — (22x4) ex. 8 — — — — —• — — (14x4) ex. 9 26 9 8 10 .34 .30 .38 (21 x 2) ex. 10 34 12 ( 9) 14 .35 (.26) .43 (23x2) ex. 11 (45) (17) (12) (17) (.37) (-26) (.37) 47 Affinites et comparaisons. La forme plus comprimee des tours de spire, la costulation plus fine et plus dense, ainsi qu’une faible courbure des cotes vers le posterieur sont caracteres qui rendent cette espece differente de H. bifrons. Les echantillons 3, 10, 11 de la collection presentent beaucoup de caracteres communs avec l’espece H. semipolitum, mais ont un nombre reduite de cotes par rapport au type, etant ainsi comparables avec les specimens de H. semipolitum decrits et figures par Merla {1932) de l’Appenin central et avec ceux presentes par Geczy (1967, 1967 a) (Hongrie). On peut considerer les specimens 2 et 9 comme formes de transi- tion entre H. bifrons et H. semipolitum, puisqu’ils presentent une costu- lation plus fine, du type de celle rencontree â cette derniere espece, mais leur compression du tour de spire est plus reduite, caractere qui les rapproche de l’espece H. bifrons. L’echantillon 1, tres bien comprime, â cotes non-arquees et moins nombreuses, se range ainsi dans la meme categorie de transition. Oeeurrence : Remeți, vallee Bisericii (F5). Position stratigraphique : Toarcien moyen, horizon superieur de la zone â Bifrons. 63 FORMATWOSNS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 265 Grammoceras sp. ex gr. G. thouarsense thouarsense (d’O r b i g n y) pl. X, fig. 4 Ref. Ammonites Thouarsensis d’Orbigny, A. d’Orbigny (1843), pl. LVII, fig. 13. Les deux exemplaires (D, E) fragmentaires existant dans la col- lection presentent une omementation comparable â celle de l’espece Grammoceras thouarsense (d’Orbigny) du Toarcien superieur. Occurrence : vallee Botei, sous la colline Fruntea (F3). Position stratigraphique : zone ă Thouarsense (Toarcien superieur). Pseudogrammoceras cf. doemtense (Denckmann) pl. X, fig. 2, 3 Syntypes : Ammonites doerntensis Denckmann, A. Denckmann (1887), p. 50, pl. VIII, fig. 4—6 (fig. 4 represente, d’apres S. Buckman, le type). pl. X. fig. 9. Autres references: 1976 Pseudogrammoceras doemtense (Denckmann), J. G a- billy, p. 146, pl. XX, fig. 8—10 ; pl. XXVII, fig. 3—4 ; pl. XXVIII, fig. 1—2. non Harpoceras doemtense Denckmann, W. Janensch (1902), p. 78, pl. VIII, fig. 1—3. Nombre d’exemplaires : 1 entier ; 2 fragmentaires. Donnees biometriques : D H E O H/D E/D O/D No. câtes ex. A ex. B (78) (75) (23) (21) (W) (35) (35) .29 .28 .12 .44 .46 40 (29x2) Affinites et comparaisons. Les exemplaires de collection sont com- parables avec le type de l’espece surtout en ce qui concerne la densite des cotes et le degre d’involution. D’apres Gabilly (1976), l’espece se distingue de G. thouarsense (d ’ O r b.) par le fait qu’elle a la parois ombilicale plus inclinee, l’om- bilic plus profond et plus etroit, l’aire siphonale plus nettement diffe- renciee. Occurrence : vallee Botei, au-dessous de la colline Fruntea (F3). Position stratigraphique : zone â Thouarsense (Toarcien superieur). Pseudogrammoceras fallaciosum (B a y 1 e) pl. XI, fig. 2 ; pl. XII, fig. 1—4 ; pl. XIII, fig. 1—3, 5 Reference type: Grammoceras failaciosum Bayle, in E. Bayle (1878), pl. LXXVIII. Institutul Geological României 266 ELENA POPA 64 Autres references : Pseudogrammoceras fallaciosum (Bayle), in S. S. Buckman (1904), suppldment, p. 152, texte fig. 150. Grammoceras fallaciosum var. cotteswoldiae Buckman, in S. S. Buckman (1890), pl. XXXIV, fig. 10, 11 ; pl. XXXV, fig. 4—6 et 7. Harpoceras fallaciosum var. muelleri Denckmann, in W. Janensch (1902), pl. VII, fig. 3. Pseudogrammoceras cotteswoldiae (Buckman) in S. S. Buckman (1904), sup- plement p. 149, pl. III, fig. 144. Harpoceras fallaciosum var. cotteswoldiae Buckman, in W. Janensch (1902), pl. VII, fig. 1. Pseudogrammoceras expeditum Buckman, in S. S. Buckman (1904), pl. CXLVIII, texte fig. 142 (partim). Pseudogrammoceras fallaciosum Bayle in J. Gabilly (1976), p. 153, pl. XXX, fig. 1—6, 8—9 ; pl XXXI, fig. 4 ; pl. XXXII, fig. 1—2 Nombre d’exemplaires : 14. L’examen de l’holotype de l’espece Pseudogrammoceras fallaciosum Bayle, fait par un collectif de paleontologues a permis la conclu- sion que les especes P. pedicum, P. cotteswoldiae et P. expeditum crees par Buckman sont synonimes de P. fallaciosum Bayle. La majeure pârtie des exemplaires de Pseudogrammoceras recoltes du point fossilifere F5 sont comparables avec les specimens determines par Buckman comme P. cotteswoldiae. Les exemplaires figures dans cette etude dans les planches XI, XII et XIII conservent des caracteres de l’espece P. cotteswoldiae, telle qu’elle a ete decrite >par Buckman, mais ont une costulation beaucoup plus fine et plus dense et presentent une attenuation des cotes vers le bord ombilical. Ces caracteres les rapprochent specialement des specimens figures pour la premiere fois par S. S. Buckman (1810, pl. XXXIV, fig. 10—11) sous le nom de G. fallaciosum var. cotteswoldiae et qui representent, d’apres l’auteur, des exemplaires juveniles. Occurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (F5) ; Remeți, vallee Bisericii (F6). Position stratigraphique : zone â Insigne23 (Toarcien superieur). Dumortieria sp. pt XI, fig. 3 Un seul exemplaire de notre collection presente les caracteres de ce genre. 22 J. Gabilly et al. in R. Mouterde et al. (1971). Les zones du Ju- rassique en France. C. R. Som. de s^ances de la Soc. geol. fr„ 6. 23 Sensu J. Gabilly et al. in R. Mouterde et al. (1971). ^(6R. Institutul Geological României 65 FOfRMATEOtN’S MESOZOIQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 267 Donnees biometriques : D H E 0 H/D E/D O/D 31 11 8 13 .35 .25 .41 Occurrence : bord oriental du bassin de Borod. Position stratigraphique : Toarcien superieur, zone â Pseudoradiosa. Familie Graphoceratidae Buckman, 1905 Ludwigia subtuberculata Rieber pl. VII, fig. 4 ; pl. VIII, fig. 2 Reference type: Ludwigia subtuberculata Rieber, Rieber (1963), pl. V, fig. 11—13. Autres references: Ludwigia subtuberculata Rieber, B. Geczy (1967a), p. 199, pl. XLV, fig. 5 ; pl. LXV, fig. 35. Ludwigia (Ludwigia) subtuberculata Rieber, R. Fischer (1970), p. 596, pl. V, fig. 2. Nombre d’exemplaires entiers : 3. Donnees biometriques : D H E O H/D E/D O/D no. câtes principal es ech. A 50 21 12 16 .42 .20 .32 (13x2) ech. B 40 17 10 10 .42 .25 .25 (15x2) Description. Coquille ă flancs sous-paralleles, largeur maximale au tiers interne des flancs ; pârtie externe plate, ă carene basse. Ombilic moyen, parois ombilicale abrupte, faiblement concave. Sur le demier tour l’omementation est faite de cotes primaires fortes, proverses, ayant vers la pârtie terminale de la coquille aspect de tubercules allonges. Certaines cotes primaires bifurquent tout preș du bord ombilical ou au tiers interne du flanc. Les cotes secondaires sont faiblement retroverses, mais redeviennent proverses vers le bord ventro-lateral et s:effacent avant d’atteindre la carene Affinites et comparaisons. Des specimens de notre collection sont comparables autant au type figure par Rieber, ainsi qu’aux exem- plaires dccrits et figures par Geczy (1967 a) de Czernye et par R. Fi- scher (1970) des Alpes calcaires du Nord. Institutul Geological României 268 ELiENA POPA 66 Occurrence : Remeți. vallee Bisericii (F«) ; colline Fruntea (F?). Position stratigraphique : Aalenien, zone ă Murchisonae. Ludwigia aff. tuberata (Buckman, 1904) pl. VIII, fig. 3 ; pl. XIII, fig. 4 ; pl XIV, fig. 2 Reference type: Kiliania tuberata S. Buckman, S. Buckman (1904), p. 66, pl. XV, fig. 1—3. Autres references. Ludwigia tuberata (Buckman), B. Geczy (1967), p. 187, pl. XLIII, fig. 5 ; pl. LXV, fig. 66. Nombre d’exemplaires : 4 (fragmentaires). Description. Les 4 exemplaires de notre collection presentent la suivante ornementation : une rangee de tubercules periombiiicaux allon- ges radialemen* (boules) dont se detachent par deux des cotes accusees, qui vont presque sous-radialement et sont faiblement retroverses jus- qu’au bord ventro-lateral, d’ou elles deviennent proverses et s’effaceni avant d’atteindre la carene. De place en place entre les cotes bifurquees apparaît une cote simple, de la meme forme que les autres, mais qui ne se developpe pas dans l’intervalle d’entre boules. Affinites et comparaisons : les echantillons de notre collection pre- sentent certains caracteres qui les rapprochent de cette espece. Occurrence : Remeți, vallee Bisericii (F4) ; colline Fruntea (F7). Position stratigraphique : Aalenien, zone â Murchisonae. Ludwigia cf. murchisonae (Sowerby) pl. VIII, fig. 1 Holotype : Ludwigia murchisonae (Sow.), Arkell in Moore (1957), L 263, fig. 299 (reproduit d’apres Buckman, 1899). Autres references: Ludwigia murchisonae (Sowerby), B. Geczy (1967 a), p. 194, pl. XLIV, fig. 4 ; pl. XLV, fig. 1, 2, 4 ; pl. LXV, fig. 30. Nombre d’exemplaires entiers : 1. Dimensions : abrupte, haute, â surface faiblement convexe. Flan.cs sous-paialleles peu arrondis. Pârtie exterieure de la coquille avec une surface faiblement arrondie et avec une carene bien marquee. Ornementation tres accusee sur le phragmocone, devient effacee jusqu’â disparaîtne sur la chambre d’habitation. Cotes droites, bien proverses, partant du bord periombi- 67 FORMATIONS MfiSOZOlQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PADURE A CRAIULUI 269 lical. La plupart des cotes bifurquent ou trifurquent au tiers interne du flanc, en engendrant des cotes secondaires retroverses, qui vers le bord ventro-lateral redeviennent proverses et s’effacent avant dc passer sur la pârtie ventrale. De place en place apparait une cote intercalaire, de longueur egale â celle des cotes secondaires. Remarquons que l’echan- tillon de notre collection conserve une apophyse jugale. Affinites et comparaisons : l’exemplaire de collection est compa- rable avec l’holotype de l’espece L. murchisonae et aussi avec les spe- cimens figures et decrits par B. Geczy de Czernye. L’exemplaire figure dans la pl. XLV, fig. 1, par ce dernier auteur presente sur les tours internes une rangee de tubercules allonges iden- tiques â ceux existant sur Techantillon de notre collection. Oeeurrence : vallee Bisericii, Remeți (carte, F/J. Niveau stratigraphique : Aalenien, zone ă Murchisonae. Familie Hammatoceratidae, Buckman, 1887 Brodieia sp. aff. clausum (G. Merla) pl. IV, fig. 8 cf. Brodiceras clausum Merla, G. Merla (1932), p. 35, pl. III, fig. 7, 8; pl. IV, fig. 1. Un fragment de tour existant dans la collection presente les sui- vants caracteres : tour comprimă lateralement, carene, bisulque (fosses faiblement marquees, lisses). Omementation faite de cotes falcoîdes. reu- nies en faisceaux de trois partant d’une cote d’epaisseur triple (comme un tubercule aplati, allonge) qui va depuis le bord ombilical jusqu’au tiers du flanc ou il trifurque. Le specimen de notre collection est comparable â l’espece Brodi- ceras clausum (Meri a), mais qui a pourtant les „tubercules“ ombilicaux plus allonges et le tour de spire plus comprime. L’espece decrite par Merla provient de la zone Variabilis. Oeeurrence : Bratca, versant occidental de la vallee du Boiu (carte, F5). Niveau stratigraphique : zone ă Variabilis, Toarcien superieur. Sous-ordre Ostreina F e r u s a c, 1822 Genre Gryphaea Lamarck, 1810 Gryphaea mccullochii mccullochii J. de C. Sowerby pl. VI, fig. 6 ; pl. VII, fig. 1 ; pl. VIII, fig. 4 Lectotype: Gryphaea mcclulochii mccullochii J. de C. Sowerby in A. H a I- lam (1968), pl. II, fig. 42, 43, p. 114. Nombre d’exemplaires : 30. Les specimens de notre collection sont parfaitement comparables au lectotype presentă par H a 11 a m (1968). eologic al României 270 ELENA POPIA. 68 Occurrence : vallee Bisericii-Remeți, vallee du Boiu, colline Fruntea. Position stratigraphique : Carixien, zone â Jamesoni Gryphaea sp. (ex gr. G. gigantea J. de C. S o w.) pl. VII, fig. 2 Lectotype : Gryphaea gigantea J. de C. Sowerby, in A. Hali am (1968), pl. XII, fig. 50, 51, p. 115. Nombre d’exemplaires : 10. Occurrence : vallee Bisericii, Remeți ; colline Fruntea. Position stratigraphique : Carixien, zone â Ibex — zone ă Spi- natum. Regue ă la redaction: le 10 mai 1978. BIBLIOGRAPHIE A1 m er as Y. (1964) Brachiopodes du Lias et du Dogger. Documents des La- boratoires de Geologie de la Faculte des Sciences de Lyon, 5, Lyon. Antonescu E. (1970) Cîteva date preliminare asupra conținutului palinologic al Triasicului inferior-Seisianului de la Bucea. Munții Pădurea Craiului. D.S. Inst. Geol., LVI, 3, București. Arkell W. J. (1956) Jurassic Geology of the World. Oliver and Boyd LTD, Edinburg, London. Assereto R. (1974) Aegean si Bithynian : Proposal for Two New Anisian Sub- stages. The Stratigraphy of the Alpine-Mediterranean Triassie. Symposium Wien, Mai 1973. Ost. Akad. Wissensch. Schriftenreihe d. Erdwiss. Kommis., Bd. 2, Wien. Bayle E. <1878) Fossiles principaux des terrains. Explication de la carte geolo- gique de France. Paris. Bleahu M., Dimitrescu R. (1957) Stratigrafia și tectonica Munților Apu- seni. Anal. Rom.-Sov., seria Geologie, 2, București. — Patrulius D., Tomescu Camelia, Bordea Josefina, Panin Ștefana, Rădan S. (1970) Date noi asupra depozitelor triasice din Munții Apuseni. D.S. Inst. Geol., LVI, 4, Stratigrafie, București. — Istocescu D., Diaconu M. (1971) Formațiunile preneogene din partea vestică a Munților Apuseni și poziția lor structurală. D.S. Inst. Geol., LVII, 5 (1969—1970), București. — Tomescu Camelia, Panin Ștefana (1972) Contribuții la biostrati- grafia depozitelor triasice din Platoul Vașcău (Munții Apuseni). D.S. Inst. Geol., LVJII, 3, București. Bordea S., Istocescu D. (1970) Contribuții la studiul stratigrafie al Creta- cicului (Neocomian-Turonian) din partea vestică a Munților Pădurea Craiului. D.S. Inst. Geol., LV, 4, București. Institutul Geological României 69 FORMATIONS MESOZOÎQUES DE LA PÂRTIE ORIENTALE DE PĂDUREA CRAIULUI 271 Borza K. (1970) Mikkrofazies mit Glomospira densa (Pantic 1965) .aus der mittle- ren Trias der Westkarpaten. Geol. Sbornik, XXI, 1, Bratislava. Buckman S. S. (1889—1909) A Monograph on the Inferior Oolite Ammonites of the British Islands. London. Buckman S. S. (1909—1927) Yorkshire Type Ammonites and Type Ammonites (plates, partim). London. Bystricky J. (1964) Slovensky Kras, Slovenska Akademia, 203, Bratislava. Cîmpeanu St., Cîmpeanu N. (1968) Geologia și petrografia zonei cristaline cuprinsă între valea Drăganului și valea Iadului. D.S. Inst. Geol., LIII, 3, București. Dean W. T., D o n o v a n D. T., H o w a r t h M. K. (1961) The Liassic Anunonite Zones and Subzones of the North-West European Province. Bull. British Museum (Nat. Hist.), IV, 10, London. Denckmann A. (1887) Uber die geognostischen Verhăltnisse der Umgebung von Dornten nordlich Goslar. Abh. geof,. Spezialkarte von Preussen, VIII, 2, Berlin. D i a c o n u M., lonescu S. <1966—1967) Contribuții la cunoașterea Triasicului și Jurasicului inferior din sectorul Valea Neagră de Criș (Pădurea Craiului). D.S. Inst. Geol., LIV, 4 (1966—1967), București. — (1967—1968) Asupra unor crinoide din Ladinianul Munților Pădurea Craiului. D.S. Inst. Geol., LV, 3, București. — Dragastan O. (1969) Triassic calcareous algae from the Apuseni Moun- tains (Rurnania). Rev. Palaeobotan. Palynol., 9, Amsterdam. — Dragastan O. (1970) Date noi asupra depozitelor triasice din Pădurea Craiului (Munții Apuseni). D.S. Inst. Geol., LVI, 4, București. — lonescu S. (1970) Contribuții la cunoașterea Triasicului și Jurasicului inferior din sectorul valea Neagră de Criș (Pădurea Craiului). D.S. Inst. Geol., LVI, 4, București. Dimitrescu R. (1959) Notă asupra geologiei regiunii Ciucea. D.S. Com. Geol.. XLIi, București Dragastan O. (1967) Algues calcaires du Mesozoique de Roumanie et leur importance stratigraphique. Assoc. Geol. Carp.-Balc., VUI-eme Congres, Belgrad. Dumitrescu I., Săndulescu M., Lăzărescu V., Mirăuță O., Pau- liuc S., Georgescu C. (1962) Memoire â la Carte tectonique de la Roumanie. An. Com. Geol., XXXII, București. — Săndulescu M. (1968) Problemes structuraux fondamentaux des Car- pates roumaines et de leur avantpays. An. Com. Geol., XXXVI, București. Duncan P. Martin (1868) A monograph of the British Fossil Corals. Second series. Palaeontographic Society, IV/2, London. El mi S. (1967) Le Lias superieur et le Jurassique moyen de l’Ardeche. Docu- ments du Lab. Fac. Sciences Lyon, 19/1—2, Lyon. — Gabilly J., Mattei J., Mouterde R., Rioult M. (1967) L’ătage Toarcien zones et sous-zones d’ammonites. Pretiraj. Colocviul asupra Jura- sicului, Luxembourg. Fisher Rudolf (1970) Ammoniten aus dem Aalenium der nbrdlichen Kalkalpen. N. Jb. Geol. PaRaont. Mh., 585—604, Stuttgart. Institutul Geological României 272 EUENA POPA 70 Fisch W. (1924) Beitrăge zur Geologie des Bihargebirges. Mitt. aus d. geol. Inst. Univ. v. Bem, 1924, Berna. F u c i n i A. (1919) II Lias superiore di Taormina ed i șuoi fossili. Palaeonto- graphia Italica, XXV, Pisa. Gabilly J. (1976) Bvolution et systernatique des Phymatoceratinae et des Grammoceratinae (Hildocerataceae Ammonitina) de la region de Thouarstra- totype du Toarcien. Mem. Soc. Geol. Fr., LIV, 124, Paris. Geczy B. (1967) Upper Liassic ammonites from Urkut, Bakony Mountains, Trans- danubia, Hungary. Ann. Univ. Sc. Budap., X (1966), Budapest. — (1967 a) Ammonoides Jurassiques de Csernye, Montagne Bakony, Hongrie, Part. IX, Geologica Hungarica, Ser. Pal., 33, Budapest. Giușcă D. (1950) Le massif eruptiv de la Vlădeasa. An. Com. Geol., XXIII, București. — Cioflica G., Savu H. (1965) Caracterizarea petrografică a provinciei banatitice. An. Com. Stat Geol., XXXV, București. — Istrate G., Ștefan A. (1969) Le complex vulcanoplutonique de la Vlâ- deasa, Roumanie. Bull. voie., XXXIII/5, Napoli. C i vu 1 eseu R. (1954) Contribuțiuni la studiul Cretacicului superior din bazinul Borod. Stud. cerc, st., Cluj. — (1955) Contribuții la stratigrafia și tectonica părții de răsărit a Munților Rez. Stud. cerc. st. ser. III/34, Acad. R.P.R., filiala Cluj. — (1957) Cercetări geologice în bazinul neogen al Borodului (reg. Oradea). Stud. cerc, geol., Anul VIII, 1—2, Acad. R.P.R., filiala Cluj. o • . - * he- si] W2* an EST DU BASSIN DE Terrasses et depots de piemont 2 Km Marnes blanches tuffacees, tuffites greseuse s, conglomerats, localement charbons Conglomerats, greș, calcaires â rudists (facies de Gosau) Calcaires a characees, calcaires stratifies et massifs â pachiodontes ( b ) ; Bauxites (a) Calcaires massifs et stratifies partiellement â accidents siliceux Calcaires oolithiques et pseudo - oolithiques micritiques â Entolfum, calcaires oolithiques localement schisteux Calcaires marneux localement subnoduleux a Ludwigia spp. marnes et marnocalcai res, calcai res â accidents siliceux, calcaires spathiquesaGry phaea Greș quartzitiques et argiles partiellement ref ractaires, en base argiles rouges et breches calcaires Calcaires marmoreens et breches calcaires â algues Solenoporacees Codiacees et Dasycladacees Dolomies (a); calcaires en plaques â Costotoria costata. Greș et conglomerats quartzitiques acees , schistes argileux rouges â elements de micaschistes chloriteux, satines violaces, greș vermicules Schistes cristallins ROCHES MAGMATIQUES l i t 1 1 I l i ,1 H BOROD Cornițe! L- • o?* sm • qp- sm sm Bucea Dacites et rhyolites nondifferenciees (Sg ); rhyolites ( ^ ) ; andesites (a ) ; dacites (S ); microgranites porphyriques ( M KTi ) ; porphyres granitiques (Tî F ) Bretea Limite Limite stratigraphique normale lithologique indiquant discontinuitr stratigraphique des formations quaternaires Nappe de chariage Axe d anticlinal Axe de synclinal Position des couches Glissement de terroin Position des sections geologiques Doline Grotte Entree de galerie Damis he-sî^ . cL-th o sn si-aa dl.Secâtu dl.Căseștilor de Ponof- Ponoare Remeți SG. o ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICĂ, VOL LVIII Imprim. Atei. Inst. Geol., Geof. Institutul Geologic al României IGR/ ELENA POPA . Formations mesozoiques de la pârtie orientale de Pădurea Craiului PL.II ENE ELENA POPA SECTIONS GEOLOGIQUES DANS PADUREA CRAIULUI ET LE LE SECTEUR ORIENTAL DE BASSIN DE BOROD 2 Km NW fOOO VWOO 500 - *'»’•** o -J 10OO-1 m.CtW Repede ~5OO '-o SE 12 rfOOO v. Neagră 500 H o r 1 1 1 NW 11 v.Sava 1 dl. Hanului I I I -soo fOOQ -1 ^JOOO SE 14 HOLOCENE PLEISTOCENE SARMATIEN O O • o • O SENONIEN BARREMIEN NEOCOMIEN BAJOCIEN-CALLOVIEN INF. SINEMURIEN SUP. - AAL ENIEN HETTANGIEN-SINEMURIEN INF. LADINIEN ANISIEN CAMPILIEN SUPERIEUR SEISIEN- CAMPILIEN INF. PERMIEN PROTEROZOÎQUE - PALEOZOIQUE MAGMATITES- NEOCRETACEES ET PALEOCENES V. ?>oiu\u\ 500- O-^ NW 13 500 o M.\y\șoru\u’\ 1OOO1 SOO SE 18 NNW 15 dl. Arsurii I dl. Porumbrea I I I SSE NW 16 fOOO • ^500 l-O dl.Porumbrea xl Ușorului l >4- \adu\ui 500 O-* Culmea Fruntii I I NW 19 10001 1 500 SSE 22 riooo NNV 21 1000-1 500 1 -o ssw 24 r 1000 1000 "i M.\adu\u\ n. botei 500 o- NNE 23 Y-500 M.Corn'dor vAaduAui 500 N 27 SE 26 S 28 NW 1000 - 25 -500 r- fOOO O-* 1-0 10001 N SE 30 31 v.\adu\uk rrooo n. brâtcutei » 5001 500 S 32 NW 29 dl.Fata Arsă I I I '-O 1OOO M. \ddului 500 - -500 O J l-o NNW 33 iooo-\ SSE 34 1000 -I 500 - ( I SSE 36 NNW 35 -500 r 1OOO o -* l-O SSE '38 w riooo Depots alluviaux Terrasses et depots de piemont 20 1000 \~50Q 500 NNW 10001 37 O~* I li \i. bf atcuta 1 ’ I I — 500 i-o Marnes blanches tuffacees, tuffites greseuses, conglomerats localement charbons Conglomerats, greș, silthites marneuses, calcaires ă rudists (facies de Gosau) 000 CALLOVIEN MOYEN-TITHONIQUE massifs et stratifies localement â accidents siliceux Calcai res T U â characees: calcaires stratifies et massifs â pachiodontes urgonien ) (b) ; Bauxites ( a ) B 555 75^5? 'AM imumiiiin oolithiques et pseudo - oolithiques micritiques a Entolium, calcaires silthiques localement schisteux Calcaires marneux localement subnoduleux â Ludwigia spp. marnes et mar- nocalcaires a accidents siliceux, calcaires spathiques â Gryphaea Greș quartzitiques et argiles partie11ement refractaires, en base argiles rouges et breches calcaires Calcaires marmoreens et breches calcaires â algues Solenoporace'es, Codiacees, Dasycladacees Dolomies (a); calcaires en vermicules noirs â algues Dasycladacees plaques â Costatoria costata, calcaires Greș et conglomerats quartzitiques, schistes argileux Breches rouges â elements de micaschistes chloriteux, schistes satines, violaces, greș vermicules Schistes cristallins de la serie d'Arada et de la serie de Someș ROCHES MAGMATIQUES 45 r" - Dacites et rhyolites non diff erenciees ( Ap ) : rhyolites ( ^ ); dacites ((^) ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICĂ, VOL- LVIII v.Leșului 1OO 01 NNW 39 1OQO V5OO O-* 1000-, 1OOO -1 / Institutul Geologic al României IGR/ l-O 42 _ 1000 500 — NW 41 ^500 o-1 *~O 10001 500 SE 44 NW 43 -500 O J r 1000 5 46 500 o- 'j.So^odcA I 500 t-o Imprim. Atei. Inst. Geol., Geof. ELENA POPA. Formations mesozoiques de la pârtie orientale de Pădurea Craiului PL. III ELENA POPA COLONNES STRATIGRAPHIQUES DANS LES DEPOTS MESOZOIQUES DU SECTEUR ORIENTAL DE PĂDUREA CRAIULUI ET LE BASSIN BOROD 0 10 20 30m !■■■■■ I-----------* 1 te sommet Frunții t br ne hbsi an Id an co CD CD fseudogrammeceras Hildoceras o o o Basyc/adaceae Codiaceae Hidrosoaires Foraminiferes Crinoides /a vai/e'e de Boiului te Bassin Borod Budiste le sommet Porumbreu Ostracodes crino/des Ento/ium Ludwigia spp. si2-aa rseudogcammoceras Dactylioceras si2-aa Ludwigia spp. Gies Grammoceras spp. Gryphaea spp. Conglomerats, greș, silthites, morneuses, calcaires ă rudists (facies de Gosau ) Calcaires massifs et stratifies localement a accidents siliceux Calcaires â characees ; calcaires stratifies et massifs a pochiodontes (facies urgonien) (a) ; bauxites(b) Calcaires spathiques â Gryphaea,marnes et marnocalcaires â accidents sili ceux, calcaires marneux localement subnoduleux, si Ithites morneuses Oumorfieria Pseudogrammoceras Calcaires oolithiques et pseudo-oolithiques micritiques, calcaires silthiques localement schisteux, silthites - morneuses ANUARUL INSTITUTULUI DE GEOLOGIE Șl GEOFIZICA. VOL. LVIII Imprim. Atei- Inst. Geol . Geof. Institutul Geologic al României Tehnoredactor : GEORGETA BORTEA Traducători : MARIA BORCOȘ, ADRIANA NASTASE Ilustrația : V. NIȚU, E. VEAD Dat la cules : iulie 1980. Bun de tipar : martie 1981. Tiraj : 780 ex. Hirtie scris IA. Format 70X100/56 g. Coli de tipar : 17 3/4. Comanda 738. Pentru biblioteci indicele de clasi- ficare : 55(058) Tiparul executat la întreprinderea poligrafică „Informația" Str. Brezoianu nr. 23—25, București Institutul Geologic al României Institutul Geological României EM. GANDRABUR.A. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. II. 1 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. 16 R/ Institutul Geological României EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. III. 1 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. ic R/ Institutul Geological României EM. GANDRAEURA. Eruptivul mezozoic din. munții Trascău. Pl. IV. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. IGR/ Institutul Geological României EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din. munții Trascău. Pl. V. 1 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. VI. Pl. VII. 1 Anuarul Institutului de geologie .și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geologic al României X IGRZ EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. VIII. 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României 16 R EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. IX. 1 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII Institutul Geological României 16 R EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. X. i 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geologic al României \ igr/ EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. XI. 1 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. (gr/ Institutul Geologic al României EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. XII. 2 /muarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geologic al României 1GR EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. XIII. 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României EM. GANDRABURA. Eruptivul mezozoic din munții Trascău. Pl. XIV. 1 2 Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. ,GR Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. IV. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. V. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. (GR/ Institutul Geologic al României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. VI. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. A Institutul Geologic al României iGR VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior clin sud-vestul Transilvaniei. Pl. VII. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIH. Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. VIII. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. C 2-73S 36 Institutul Geologic al României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. IX. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU. Neogenul suoerior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. X. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological Românie VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XI. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României VICTORIA LUBENESCU. Neogc-nul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XII. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României GR VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XIII. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geologic al Românie VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XIV. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological Românie 'ICTOR1A LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XV. Anuarul Institutului de geologie și geofizică, voi. LVIII. Institutul Geological României îgr7 VICTORIA LUBENESCU. Neogenul superior din sud-vestul Transilvaniei. Pl. XVI. Anuarul Institutului