SPECIALIZAREA INGINERIE GEOLOGICĂ LUCRARE DE LICENȚĂ STUDIUL NANNOPLANCTONULUI CALCAROS DE VÂRSTĂ EOCEN-OLIGOCEN DE LA BREBI, JUD. SĂLAJ Coordonator… [304198]

[anonimizat]-[anonimizat]. SĂLAJ

Coordonator științific

Conf. Dr. Carmen Chira

Absolvent: [anonimizat]

2017

[anonimizat]-a oferit-o pe tot parcursul facultății. M-a indrumat, m-a ascultat și m-a sfătuit pe tot parcursul acestei teze. Doar cu ajutorul dumneaei am reușit

să întreprind această lucrare de licență.

Vă mulțumesc!

CUPRINS

CUPRINS…………………………………………………………………………………………………………………………….3

INTRODUCERE…………………………………………………………………………………………………………………..4

ISTORICUL CERCETĂRILOR……………………………………………………………………………………………..6

METODOLOGIA DE LUCRU……………………………………………………………………………………………….7

CAPITOLUL I. CADRUL GEOLOGIC AL REGIUNII CERCETATE………………………………………9

1. BAZINUL TRANSILVANIEI………………………………………………………………………………….9

1.1 GEOLOGIA BAZINULUI TRANSILVANIEI………………………………………………8

1.2 STRATIGRAFIA BAZINULUI…………………………………………………………………10

1.3 UNITĂȚILE LITOSTRATIGRAFICE PALEOGENE………………………………….12

2. GEOLOGIA AREALULUI CERCETAT…………………………………………………………………14

2.1 EVOLUȚIA PALEOGEOGRAFICĂ ÎN PALEOGEN………………………………….14

2.2 LITOSTRATIGRAFIA AREALULUI BREBI…………………………………………….15

CAPITOLUL II. NANNOPLANCTONUL CALCAROS DIN FORMAȚIUNEA DE BREBI……..16

1. CONSIDERAȚII GENERALE……………………………………………………………………………….16

2. NANNOPLANCTONUL CALCAROS PALEOGEN DIN AREALUL BREBI……………17

3. BIOZONAREA NANNOPLANCTONULUI CALCAROS PALEOGEN……………………18

4. PALEOECOLOGIA NANNOPLANCTONULUI CALCAROS…………………………………19

CAPITOLUL III. DATELE CERCETĂRILOR PROPRII………………………………………………………..20

CAPITOLUL IV. CONCLUZII…………………………………………………………………………………………….21

BIBLIOGRAFIE…………………………………………………………………………………………………………………22

PLANȘE…………………………………………………………………………………………………………………………….23

[anonimizat].

Nannoplanctonul calcaros are o [anonimizat] o [anonimizat], ce au valoare de specii de zonă și care indică vârsta relativă a depozitelor în care se găsesc (Chira, 2000). Bazat pe studiul nannoplanctonului calcaros, de-a lungul timpului, s-au putut stabili multe vârste relative la nivel global (ex: limita Eocen-Oligocen, Italia; Romania) și s-au identificat nenumărate rezervoare de hidrocarburi.

În privința profilului cercetat de la Brebi, au fost aduse date noi cu privire la limita Eocen-Oligocen în Formațiunea de Brebi, de pe valea Joljului. S-a dovedit prezența a doua nivele cu Gigantostrea gigantica (=Pycnodonte gigantica), nivel care delimitează Priabonianul de Rupelian.

Marnele din cadrul Formațiunii de Brebi sunt considerate a fi printre cele mai importante din lume în ceea ce privește studiul limitei Eocen-Oligocen.

Profilul analizat se află în apropierea localitații Brebi, pe Valea Joljului, succesiunea sedimentarului aparținând ariei Meseșului. Acesta se găsește la o distantă de aproximativ 700 m de drumul national 191C și la o altitudine de 293.7 m. Coordonatele GPS pentru profilul cercetat sunt: latitudine 47 12'27.15" N, longitudine 23 12'13.374" E.

ISTORICUL CERCETĂRILOR

Considerații generale

Explorarea intensă a hidrocarburilor din Formațiunea de Ekofisk, de vârstă Paleocenă, din Marea Nordului, a dus la realizarea unor noi scheme de zonare a nannofosilelor, diferite de cele realizate în cadrul schemelor globale standard ale lui Martini (1971) și Okada & Bukry (1980). Necesitatea corelării precise a rezervoarelor și a forării orizontale controlate biostratigrafic s-a impus în vederea creșterii comercialitatii rezervoarelor subțiri, acestea nefiind rentabile economic prin metode de forare normale sau pentru aprecierea câmpurilor petrolifere. Astfel a crescut necesitatea elaborării unor scheme de înaltă rezoluție, cu utilitate practică (Curs nannoplancton, Chira).

Descoperirea hidrocarburilor în sedimente mai noi decât Paleocene și aplicarea stratigrafiei secvențiale seismice a necesitat o schemă biostratigrafică de înaltă rezoluție pentru Eocen și Oligocen. În 1998, Varol a propus o nouă schemă pentru Paleogenul arealului Mării Nordului, utilă pentru industria petroliferă. Zonarea cuprinde 36 de zone și 38 de subzone (Varol, 1998). Ea se bazează pe eșantioane din secțiuni din sectoarele britanic, danez, norvegian și olandez al Mării Nordului. Sistemul paleogen a fost introdus de către Naumann (1866) și include seriile Paleocen, Eocen, Oligocen. Stratotipul Eocenului superior se găsește în Italia. Lipsa unor aflorimente continue, combinată cu variații faciesale laterale și verticale, de faciesuri marin – marginale și ne-marine, face dificilă corelarea inter-bazinală și globală. În multe cazuri, este dificil să se definească etajele pe baza limitelor inferioare ale stratotipurilor. Îmbunătățirea biostratigrafiei pe bază de nannofosile calcaroase și foraminifere planctonice a permis corelări la scară mai largă (Curs nannoplancton, Chira).

Dintre autorii straini care s-au preaocupat de cercetarea limitei Eocen-Oligocen in secolul XIX-XX enumeram: Krutzsch W. & Lotsch D. (1957), Korobkov A. I. (1964), Kljusnicov N. (1964), Cavelier C. (1969). La acea vreme, existand neclaritati in ceea ce priveste limita Eocen-Oligocen la nivel global, si mai ales in Romania, a dus la efectuarea unor studii mai amanuntite pe aceasta tema la sfarsitul sec. XX (Ritzkowski S., 1969; Mayer-Eymar, 1969 -in Germania; Papp A., 1969; Jarzeva W., Lotsch G., Nemkov I., 1968). Pe studiul nannoplanctonului de la acea vreme enumeram: Locker S. (1970), Martini E. (1969), Martini E. & Ritzkowski S. (1968, 1970), Roth H., Baumann P., Bertolino V.. si altii.

In Bazinul Transilvaniei, in sec. XIX-XX, limita Eocen-Oligocen era disputata, fiind trasata diferit in functie de diferiti autori: fie sub calcarul de Hoia: Koch A. (1894), Raileanu G. & Saulea E. (1956), Meszaros N. (1957, 1965), fie peste el, in interiorul sau peste stratele de Mera: Bombita G. (1963), Bombita G. & Moisescu V. (1968), Meszaros N. (1962, 1963, 1965, 1967) (Meszaros et al., 1973).

Istoricul cercetărilor din arealul Brebi

Printre primii autori care au remarcat depozitele marnoase bogate în briozoare ("marnele cu briozoare") din aria Cluj – Huedin se numără: Hauer & Stache (1863, "Die Laevigata und Bryozoen Mergel"), Pavay (1873, "Die Bryozoen – Tegel und Mergel") și Koch (1894, "Bryozoenschichten"). Aceste depozite au fost incluse în nomenclatura litostratigrafică modernă ca "marne de Brebi", termen introdus pentru prima dată de Hofmann (1879, "Breder Mergel") pentru regiunea Jibou.1 Aceste depozite de marne reprezintă totodată depozitele sursă pentru nannoplanctonul calcaros de la Brebi de varstă Eocen-Oligocen.

Primele cercetări făcute pe asociațiile de nannoplanton din Formațiunea de Brebi au inceput cu lucrarea lui Popescu & Gheța (1972). Datele obținute de ei aici sunt în concordanță cu rezultatele obținute de Mészáros & Moisescu (1991) și de Martini & Moisescu (1974) care au separat zonele standard de nannoplancton calcaros NP21 și NP22 (Chira, 2000).

Studii mai vechi pentru nannoplanctonul calcaros din Formațiunea de Brebi au fost realizate în special pe Valea Berecoaia, lângă localitatea Mera (Rusu, 1977; Gheța, 1984; Mészáros et al., 1989) și mai puțin la Brebi (Mészáros & Ianoliu (1989), Mészáros (1992) și Rusu et al. (1993).

Contribuții recente asupra nannoplanctonului și limitei Eocen-Oligocen din cadrul Formațiunii de Brebi au fost aduse de Chira et al. (2014, "Studiul depozitelor de vârstă Eocen-Oligocen de la Brebi: nannoplancton calcaros, macrofaună și sedimentologie")

Informații de ordin litobiostratigrafic și paleogeografic de vârstă Eocen-Oligocen din regiunea Brebi-Jibou-Huedin-Cluj au fost aduse de: Răileanu (1955, 1956), Mészáros (1960), Moisescu (1975), Gheța (1984) și Filipescu (2001, 2011).

Contribuții de ordin paleontologic au fost aduse de: Rusu A. (1989) (moluște), Wanek F. (1989) (ostracode), Brotea D. (1989) (foraminifere bentonice), Ionescu A. (1989) (dinoflagelate și palinomorfe), Velcescu M. (1999) (Pycnodonte gigantica).

METODE DE STUDIU

Capitolul de față prezintă metodele și procesele de lucru care au fost întreprinse în vederea atingerii obiectivelor propuse.

Există trei etape care au fost parcurse spre desăvârșirea acestei lucrări:

Etapa de documentare în care am consultat diferite cărți și publicații de specialitate pentru regiunea studiată și pentru studierea mai amănunțită al nannoplanctonului de vârstă Eocen-Oligocen.

Etapa de teren a constat în colectarea unui numar de 150 + 16 probe de pe un versant din Valea Jijoului, în apropierea localitații Brebi, județul Sălaj, în vederea analizării asociațiilor de nannoplancton calcaros.

Etapa de laborator pentru prepararea probelor, în vederea studierii asociațiilor de nannoplancton la microscopul petrografic.

Etapa de documentare

Documentarea pentru lucrarea de față am realizat-o căutând și citind diferite cărți și publicații din lucrările geologilor care au efectuat studii asupra arealului Brebi și regiunii geologice (Bazinul Transilvaniei) în care se află acesta.

Această etapă a început cu sfaturile coordonatorului despre zona studiată, cât și cu cercetarea bibliografiei la biblioteca facultății privind informațiile necesare prezentei lucrări. Documentația a fost realizată atat pentru zona Brebi cât și pentru Bazinul Transilvaniei, privind nannoplanctonul calcaros, settingul geologic, litologia zonei și fosilele prezente în această regiune, adică istoricul geologic al zonei cu privire la toate informațiile necesare realizării unei lucrări de licență.

Etapa de teren

Extragerea și colectarea materialului sedimentar pentru probele de nannoplancton s-a realizat cu ajutorul unor ustensile (sape, lopeți, ciocane geologice, saci și pungi de plastic). Probele s-au luat din 25 în 25 de cm (145 în total) + încă 16 probe de îndesire preluate în intervalul cu Gigantostrea gigantica, luate din 15 în 15 cm. Toate ustensilele implicate în extragerea și colectarea materialului sedimentar au fost spălate cu apă distilată și șterse cu șervețele uscate după fiecare probă colectată. Probele colectate au fost depozitate în plicuri etanșe de plastic, numerotate la fața locului, în ordinea preluării lor (cele 145 de jos în sus, iar cele 16 de sus în jos în intervalul cu Gigantostrea).

Au fost făcute poze în teren, la fața locului, înainte, în timpul și după preluarea probelor de nannoplancton, unele dintre poze fiind prezente și în această lucrare.

Probele mai grosiere, cum ar fi cele de Gigantostrea gigantica, au fost depozitate în saci.

Toate probele au fost aduse la laborator pentru a fi curățate (cele grosiere), prelucrate și analizate în vederea stabilirii carcaterelor biologice, stratigrafice si litocronologice.

Etapa de laborator

Probele au fost prelucrate dupa metoda prezentată de Mészáros et al. (1991).

Dupa recoltarea probelor, s-au introdus cateva grame (5-10 grame) din probă în eprubetă, peste care s-a turnat apă distilată. S-a agitat compoziția obținându-se o suspensie din care au fost realizate preparatele. Din coloana de apă cu nannoplancton s-a prelevat cu pipeta câteva picături ce s-au pus pe o lamă de sticlă curată, etichetată la fel ca eprubeta. Picăturile întinse uniform pe lamă au fost lăsate la uscat, iar apoi s-a pus o picătură de balsam de Canada peste care s-a așezat o lamelă. Lamela a fost mișcată ușor pentru eliminarea eventualelor bule de aer și a surplusului de substanță de imersie.

Probele preparate au fost analizate la microscopul optic. Astfel nannoplanctonul calcaros a putut fi determinat pană la nivel de gen sau specie, cu ajutorul determinatoarelor (Perch-Nielsen, 1985, Martini, 1971, Bowen & Young)

Atribuirea vârstelor relative a fost realizată în funcție de asociațiile de nannoplancton identificate, acestea fiind corelate cu biozonele definite de Martini (1971) și Young (1998).

I. CADRUL GEOLOGIC AL REGIUNII CERCETATE

Cadrul geologic regional în care se găsește Formațiunea de Brebi din arealul studiat este unul destul de complex. Acesta a fost studiat si cercetat inca din sec. XIX, de mai multi autori straini si romani (Koch, 1874; Hofmann, 1879; Mutihac, 1973; Filipescu, 1999, 2001,2011).

1. GEOLOGIA BAZINULUI TRANSILVANIEI

Bazinul Transilvaniei din punct de vedere geologo-structural reprezintă un bazin de sedimentare, delimitat la Nord și Est de Carpații Orientali, iar la Sud și Vest de Carpații Meridionali respectiv de Munții Apuseni; din punct de vedere geomorfologic el repezintă un podiș. Acesta are o formă aproximativ circulară și o suprafață apropiată de 20.000 km² cu o grosime a cuverturii sedimentare de cinci până la opt kilometri. Acesta a început să funcționeze ca atare spre sfârșitul Cretacicului-începutul Paleogenului și a durat până în Pliocen. Evoluția orogenică Cretacică a dus la închiderea oceanului Vardar (formarea Transilvanidelor) și la convergența blocurilor Tisa și Dacia (Săndulescu, 1988; Cloetingh et al., 2004; Schmid et al., 2008). Bazinul a luat naștere prin scufundarea unui vast teritoriu, cuprins între cele trei ramuri ale Carpaților românești. Această afundare s-a produs după un sistem de falii profunde. Pe acest areal, concomitent cu începutul afundării manifestată precum o subsidență intermitentă, s-a instalat un bazin sedimentar care a funcționat până în Pliocen.

2. STRATIGRAFIA BAZINULUI TRANSILVANIEI

Istoria cenozoică a Bazinului Transilvaniei poate fi reconstituită pe seama unor succesiuni de bazine de sedimentare care au generat megasecvențe tectono stratigrafice:

Megasecvența Cretacicului terminal este legată de evoluția bazinului într-un regim de rift, în speță de asamblul fundamentului (Krezsek & Bally, 2005), și inversiunea sistemurilor de rift în prepleocen.

Megasecvența Paleogenă acoperă sedimentele bazinului extensional Cretacic terminal, care constă din secvențe continentale și marine alternante care aflorează în nord-vest, sud-vest și sud (Filipescu, 2011).

Megasecvența Miocen inferioară a fost depusă într-un regim de bazin flexural situată în fața Pienidelor Maramureșene , și apar la zi în nord (Filipescu, 2011).

Megasecvența din Miocenul mediu până în Miocenul superior este cea mai groasă și extinsă și a fost depusă într-un regim de bazin back-arc asociată structuriilor Carpaților. (Filipescu, 2011).

3. UNITĂȚILE LITOSTRATIGRAFICE DIN PALEOGEN ÎN BAZINUL TRANSILVANIEI

Zonarea litostratigrafică este bazată pe sinteza făcută de Filipescu (2011) după clasificările descriptive ale lui Hoffman (1879) și Koch (1894). Depozitele Paleogene reprezintă cuvertura post-tectogenetică a unitățiilor Carpatice. Grosimea lor variază între 500 metri în nord-vest și 1800 m în aria faliată din nord (Meseș și Preluca) și reprezintă o secvență mare, bazinală depusă într-un bazin extensional între Eocen și Oligocenul bazal (Krezsek & Bally, 2006). Caracteristicile primare ale depozitelor marine (de apă puțin adâncă) și continentale Paleogene sunt: maturitatea texturală scăzută, deformările progresive, disconformitățile tectonice și o subțiere ale depozitelor cu direcția spre orogen (Filipescu, 2011).

Unitățile litostratigrafice paleogene din bazinul Transilvaniei cuprind două grupuri importante, inclusiv grupul de interes pentru această lucrare, Grupul de Turea:

Grupul de Călata (Rusu, 1995) care reprezintă seria marină inferioară, compusă din:

Formațiunea de Foidaș

Formațiunea de Căpuș

Formațiunea de Mortănușa

Calcarul de Viștea (calcarul masiv inferior)

Grupul de Turea (Rusu, 1995) care reprezintă seria marină superioară (Priabonian mediu – Rupelian inferior, compusă din:

Formațiunea de Jebucu – reprezinta nivelul gipsifer superior. Aceasta este o unitate tranzitionala dominata de depozite evaporitice. De asemenea, mai gasim si argile cu ostracode, calcare cu Anomia, gastropode, carbuni si dolomicrite.

Calcarul de Cluj (Hofmann, 1879) – reprezintă primul episod sedimentar normal marin de ape puțin adanci al grupului. Este un calcar masiv superior de platformă carbonatică. Limita inferioară este constituită din depozite evaporitice lagunare și carbonați cu Anomia. Limita superioară este tranzitorie depozitelor offshore ale Formațiunii de Brebi și corespund nivelului cu Nummulties fabianii, care poate fi găsit și în Formațiunea de Brebi. În Eocen, depozitele sincrone au înregistrat schimbări importante în privința nivelului relativ al mării. Mediul apelor calde puțin adanci al Calcarului de Cluj a facilitat acumularea sedimentelor bogate în materie organică. Fauna cercetată aici este compusă din: echinoderme, moluște, foraminifere, corali și nannoplancton calcaros (Filipescu, 2011).

Formațiunea de Brebi (Hofmann, 1879) – formațiune siliciclastică de tip offshore caracterizata de "marnele cu Briozoare. (Filipescu, 2011).

Formațiunea de Mera (Koch, 1880) – depozite de argile, marne, nisipuri, gresii și calcare bioclastice cu două bioorizonturi distincte de Scutella subtrigona.

Alte formațiuni mai mici care nu au importanță în lucrarea de față.

GEOLOGIA FORMAȚIUNII DE BREBI

Succesiunea sedimentarului de la Brebi, din aria Meseșului, din apropierea localității Brebi, cuprinde depozite de vârstă Priaboniana și Rupeliana.

Formațiunea de Brebi este o formațiune siliciclastică offshore. Aceasta este reprezentată de depozite marnoase care indică o tendință de adâncire al bazinului sedimentar, aceste marne fiind cunoscute și sub denumirea de "marnele cu briozoare" (Pavay, 1872). Două nivele litostratigrafice pot fi distinse: unul inferior, cu Nummulites fabianii (Koch, 1894), și unul superior, cel cu briozoare. În topul depozitelor poate fi observată succesiunea de marne cenușii si argile ilitice (cu un conținut ridicat de fragmente de briozoare – 133 de specii după Ghiurca, 1962) plus orizonturi carbonatice (argile calcaroase). În aceste depozite un nivel cu Pycnodonte gigantica marcheaza limita Eocen – Oligocen (Priabonian – Rupelian), limită indicată și de conținutul de nannoplancton calcaros (limita dintre zonele NP21-NP22) (Mészáros & Moisescu, 1991). Tranziția către Formațiunea de Mera suprapusă Brebiului se face gradual. Continuând spre Meseș și Preluca, Formațiunea de Brebi trece într-un facies calcaros, ca parte a Calcarului de Cozla.

Profilul cercetat de pe Valea Joljului se dezvoltă pe o înălțime de aproximativ 37 m. În baza formațiunii se găsește Calcarul de Cluj, iar în top Calcarul de Hoia. Succesiunea sedimentarului cuprinde depozite de vârstă priaboniana și rupeliana. Formațiunea din aflorimentul analizat este preponderent marnoasă, cu un conținut variabil de carbonați, existând câteva nivele predominant carbonatice, mai groase în baza aflorimentului și din ce în ce mai subțiri spre partea superioară. Nivelele carbonatice sunt predominant micritice. Aceste micrite sunt prezente și în interiorul valvelor de Gigantostrea gigantica (= Pycnodonte gigantica). Profilul este străbătut de multe fracturi și fisuri, care, cel mai probabil, au reprezentat căi de acces pentru soluțiile interstițiale care au determinat concentrarea pe mai multe direcții a mineralelor feruginoase care au dus la apariția unor nivele bogate în oxizi și hidroxizi de fier. Aceste procese reprezintă procesele post-depoziționale din cadrul profilului analizat la Brebi.

Sedimentele din partea superioară a aflorimentului sunt preponderent marnoase, acestea reprezentând faza de FSST. În top acestea sunt urmate de o suprafață erozională peste care se gasește un nivel bogat în resturi organice cu extraclaste de dimensiuni mici pană la microconglomeratice. (Chira et al., 2016)

Partea mediană este predominată de marnele cu nivele carbonatice frecvente, această sedimentare reprezentând faza de HST în care este inclusă suprafața de inundare maximă. (Chira et al., 2016)

Baza aflorimentului este marcată de gresii cu elemente carbonatice, adică partea superioară a calcarului de Cluj, care reprezintă faza transgresivă (TST) a succesiunii analizate. (Chira et al., 2016)

CAPITOLUL II. NANNOPLANCTONUL CALCAROS DIN MARNELE DE BREBI

1. CONSIDERAȚII GENERALE

Termenul de nannoplancton a fost introdus de Lohmann (1909) pentru planctonul cu dimensiuni sub 63 um, și care posedă un înveliș protector.

Nannoplanctonul calcaros este reprezentat prin alge haptophyte de dimensiuni microscopice a căror apariție s-a înregistrat în Triasicul superior. Descendenții acestora sunt prezenți și în ziua de azi în apele de suprafață ale oceanelor actuale.

Nannoplanctonul calcaros este abundent în sedimentele marine, având o distribuție geografică largă ca organisme planctonice. Formele actuale, oval-alungite, sunt alcătuite din celule cu dimensiuni cuprinse între 15-100 um, care secretă plăci fine de calcit (cu o lungime de cca 8 um), numite coccolite (Siesser, 1993). Acestea formează un schelet extern ce înconjoară celula vie, numit coccosferă. Coccolitele se găsesc din abundență în sedimentele aflate pe fundul mărilor și oceanelor, deasupra adâncimii de compensare a calcitului și păstrează compoziția zonelor comunităților din zona fotică. Această păstrare se datorează sedimentarii protejate și accelerate din cadrul peletelor fecale a zooplanctonului, sau în "zăpada" marină.

Nannofosilele calcaroase se referă la formele ce au suferit extincția, care sunt sau nu azi în legatură cu coccolitoforele, dar ale căror resturi fosile apar împreună cu acestea. Nannoplanctonul calcaros actual este atribuit coccolitoforelor, a căror caracteristică o constituie faptul că celula este acoperită de coccolite circulare sau eliptice (Chira, 2000).

Majoritatea cercetătorilor consideră coccolitoforele ca având afinități atât cu plantele cât și cu animalele, fiind incluse în Regnul Protista, Phyllum Chrysophyta, sau alge galben-brunii, Clasa Coccolithophyceae. Resturile fosile ale coccolitoforelor sunt în general incluse în categoria nannoplanctonului calcaros sau a nannofosilelor calcaroase, ambii termeni referindu-se la orice elemente scheletice fosile calcifiate, mici, de diferite forme, de origine vegetală. Aceste organisme au fost considerate animale (Protozoa) de către mulți cercetători, în timp ce alții le-au asociat cu plantele. Deoarece multe coccolitofore posedă atât caracteristici ale plantelor cât și ale animalelor, au fost incluse în Protista de către alți cercetători (Chira, 2000).

CONCLUZII

Faciesurile de la Brebi mai terigene decat faciesurile de la Mera și de energie mult mai scazută, aici probabil existând un golf, mai protejat în ceea ce privește curenții majori din cadrul bazinului.

Asociațiile de nannoplancton calcaros pot fi atribuite Biozonei NP21– cu Ericsonia subdisticha – după zonarea lui Martini (1971) – interval definit până la ultima ocurență a lui Coccolithus formosus (= Cyclococcolithus formosus).

Nivelul cu Gigantostrea gigantica (= Pycnodonte gigantica) a fost analizat în cele trei ocurențe, la Brebi remarcându-se practic prezența a două nivele cu Gigantostrea gigantica bine conservate, cu valve conexe, dar care doar in proporție de 30% sunt in poziția de viață.

Pycnodontinele prefera ape cu salinitate normala si mediu mai adanc, fara curenti de turbiditate.

Limita Eocen – Oligocen este considerata in cadrul Biozonei NP21, sub nivelul cu Pycnodonte gigantica.

Speciile Lanternitus minutus, Zygrablithus bijugatus si Isthmolithus recurvus, prezente din abundenta, sunt considerate de ape mai reci.

Speciile de Sphenolithus si Discoaster, tipic tropical-subtropicale, au fost rareori intalnite.

La Mera am identificat o asociație de nannoplancton calcaros cu: Braarudosphaera bigelowii, Micrantholithus vesper (Ypresian-Priabonian), Micrantholithus attenuatus (NP9-NP23) (Thanetian – Rupelian), Reticulofenestra umbilica și alte reticulofenestre, Coccolithus formosus, uneori și coccosfere ale acestei specii, Ericsonia subdisticha, Zygrablithus bijugatus, pontosfere, toracosfere ș.a.

Am remarcat prezența nannolitelor pentalite aparținând genurilor Braarudosphaera și Micrantholithus în asociațiile de nannoplancton calcaros de la Mera, genuri mai frecvente în zone de șelf. Genul Braarudosphera apare abundent de obicei după o etapă de extincție, fiind o formă rezistentă și frecventă în ape eutrofice (Bartol et al., 2008).

La Baciu – Cluj-Napoca, asociatiile de nannofosile calcaroase contin uneori foarte frecvent spiculi de ascidii, in special in partea superioara a aflorimentului. Aici, unde apare si nivelul cu Gigantostrea gigantica, asociațiile de nannofosile calcaroase conțin: Coccolithus formosus, uneori și coccosfere de Coccolithus formosus, C. eopelagicus, C. pelagicus, Ericsonia subdisticha, Isthmolithus recurvus, Zygrablithus bijugatus, Reticulofenestra umbilica și alte reticulofenestre, uneori și coccosfere de Reticulofenestra sp., Blackites spinosus, Pontosphaera pulchra, și alte pontosfere, Lanternithus minutus (NP14b-NP23) (Lutetian-Rupelian) si toracosfere.

BIBLIOGRAFIE

BOWN P.R. (Ed.), 1998. Calcareous Nannofossil Biostratigraphy: Dordrecht, The Netherlands (Kluwer Academic Publishing).

BUCUR I., FILIPESCU S., SĂSĂRAN E. (2001) Algae and carbonate platforms in the western part of Romania, 4th Regional Meeting of IFAA, Cluj Napoca, Romania, August 29-September 5, 2001, Field Trip Guide Book, Cluj University Press, Cluj-Napoca. pg. 75-81.

CHIRA C. (2000) Nannoplancton calcaros și moluște miocene din Transilvania, Romania. Editura Carpatica, Cluj-Napoca, pg. 52-53.

CHIRA C. et al. (2014) Studiul depozitelor de vârstă Eocen-Oligocen de la Brebi (jud. Sălaj): nannoplancton calcaros, macrofaună și sedimentologie (I.P. VOITEȘTI, 5 Decembrie 2014, Cluj Napoca), Presa Universitară Clujeană. pg.

HOSU A. (1999) Arhitectura sedimentației depozitelor Eocene din nord-vestul Depresiunii Transilvaniei, Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca, 1999. pg.

MESZAROS N. (1984) Nannoplankton Zones in the Paleogene and Neogene deposits of the Transylvanian Basin. An. Inst. Geol. Geof., LXIV, Bucuresti, pg. 269-283.

MESZAROS N., LEBENZON C., IANOLIU C. (1973) Limita Eocen-Oligocen in Dealul Hoia din Cluj cu ajutorul nannoplanctonului. Studia Univ. Babes-Bolyai, Ser. Geol. Min. 2, Cluj-Napoca pg. 45-52.

MOISESCU V., POPESCU G. (1967) Studiul stratigrafic al formatiunilor Paleogene si Miocene din regiunea Chinte-Baciu-Sinpaul (NV Transilvaniei). Studii cerc. geol., geof., ser. geol., 12 (1), Bucuresti. pg. 211-224.

MUTIHAC V., IONESI L. (1974) Geologia Romaniei, Ed. Tehnica, Bucuresti.

PETRESCU I., GHERGARI L., MÉSZÁROS N., NICORICI E., (1987) Geological Formations of Transilvania Romania, vol. 1. The Eocene from the Transilvanian Basin, Romania, Universitatea Cluj Napoca, pg.

PETRESCU I., GHERGARI L., MÉSZÁROS N., NICORICI E., ȘURARU N. (1989) Geological Formations of Transilvania Romania, vol. 2. The Oligocene from the Transylvanian Basin, Romania, Universitatea Cluj Napoca, pg.

RAILEANU G., SAULEA E. (1956) Paleogenul din regiunea Cluj si Jibou (NV bazinului Transilvaniei). An. Com. Geol. 29, Bucuresti, pg. 272-308.

RUSU A., BROTEA D., IONESCU A., NAGYMAROSY A., WANEK F. (1993) Romanian Journal of Stratigraphy, 75. Biostratigraphic Study of the Eocene-Oligocene Boundary in the type section of the Brebi marls (1989), Cluj-Napoca, pg. 71-82.

YOUNG J. R., BOWN P. R. (1997) Cenozoic calcareous nannoplankton classification. Journal of Nannoplankton Research, 19, 1, pg. ??????????

PLANȘA 1

PLANȘA 2

.

PLANSA 3

PLANSA 4