Depozitele de Calcar din Dealul Magura Geomalului

CAPITOLUL 1. Introducere

Lucrarea de față are ca obiect de studiu calcarele din Cariera Geomal, Județul Alba. Aceste calcare vor fi analizate din punct de vedere al faciesurilor carbonatice cât și din punct de vedere micropaleontologic pentru a stabili varsta lor.

Cariera Geomal aparține companiei S.C. Baumit România Com S.R.L. și a fost deschisă în anul 2002. Firma exploatează calcarele din această carieră care mai apoi sunt concasate cu Concasor C120x90 și sunt obținute diferite sorturi granulometrice: 0/20mm, 0/40mm, 20/40mm, 40/80 mm, 80/110 mm, 20/80 mm, 0/63 și >110 mm. Sorturile obținute în urma concasării sunt întrebuințate pentru diferite industrii (ex.: sortul de 20-80 mm este transportat la stația de prelucrare din Teiuș). Capacitatea de exploatare a calcarului din carieră, de către firma S.C. Baumit România Com S.R.L. este de 400 tone/oră.

Cariera Geomal fiind recent deschisă, depozitele de calcare din carieră nu au mai fost studiate din punct de vedere petrografic și micropaleontologic.

Unul dintre obiectivele principale ale acestui studiu este stabilirea vârstei acestor calcare. Un alt obiectiv este identificarea mediilor depoziționale, a faciesurilor și microfaciesurilor carbonatice și a asociațiilor micropaleotologice.

Pentru a se putea realiza acest studiu, a fost necesară realizarea de activități de cercetare atât în teren cât și în laborator. În cadrul cercetării de teren au fost prelevate probe din carieră și s-a urmărit o succesiune din baza carierei până în topul acesteia. În cadrul cercetării de laborator am prelucrat probele prelevate din carieră și am efectuat secțiuni subțiri si sectiuni șlefuite din fiecare pentru a putea fi analizate, acestea fiind ulterior studiate la microscop.

În momentul efectuării acestui studiu cariera are șase trepte de exploatare active, fiecare taluz al treptei având o înălțime de aproximativ 10-13 metri, iar lungimea unei trepte fiind de aproximativ 300 metri.

CAPITOLUL 2. Localizarea Carierei Geomal

Cariera Geomal se află în Județul Alba (România), la o distanță de aproximativ 11 km de orașul Teiuș, în apropierea satului Geomal (Fig. 2). Satul Geomal aparține comunei Stremț, iar cariera se află la 3 km distanță, față de sat. Cariera se învecinează cu localitățile Gârbova de Sus, Gârbova de Jos, Gârbovița, Geoagiu de Sus, Stremț, Rîmeț și Teiuș.

Cariera Geomal este situata la baza Dealului Măgura Geomalului (Munții Trascău, Apuseni), dealul având o altitudine de 745m (Fig. 1).

Coordonatele GPS ale carierei sunt 46o15’55”N și 23o36’25”E.

Fig. 1. Vedere de ansamblu a carierei și Dealul Măgura Geomalului.

Fig. 2. Imagine cu localizarea carierei și drumul de acces către carieră. (Google Maps, 2015)

Accesul la carieră se poate face pe drumul comunal DC75. Acest drum are legătură directă cu drumul European E81, înainte de a intra în orașul Teiuș, în partea nordică a orașului. De altfel accesul pe drumul communal DC75 se poate face și din Comuna Stremț. Altă variantă este drumul județean DJ750C, care leagă comuna Râmeț de satul Geomal, acest drum având o lungime de aproximativ 12 km (Fig. 2).

CAPITOLUL 3. Cadrul Geologic

Carpații Românești sunt înpărțiți în 3 unități geografice: Carpații Orientali, Carpații Meridionali și Munții Apuseni (Ianovici et al., 1976). Cuvertura sedimentară alpină a Munților Apuseni s-a format în două areale de sedimentare distincte, aceste areale fiind diferite prin legătura tectono-magmatică (Ianovici et al., 1976; Bleahu et al., 1981). Astfel s-au format două unități geologice: Munții Apuseni de Nord și Munții Apuseni de Sud (Munții Metaliferi) (Ianovici et al., 1976; Bleahu et al., 1981). Cele două unități sunt total diferite prin procesele de evoluție în timp, prin procesele tectono-genetice și prin procesele de sedimentare (Ianovici et al., 1976).

În arealul Munților Apuseni de Nord se pot diferenția trei zone pe baza structurii și a paleogeografiei acestora (Bleahu et al., 1981): primele două zone reprezintă domenii diferite ale sedimentației Alpine, în timp ce a treia zonă include relicve ale structurii Hercinice. Astfel se pot separa: autohtonul de Bihor-Pădurea Craiului, Sistemul Pânzelor de Codru și Sistemul Pânzelor de Biharia (Ianovici et al., 1976; Bleahu et al., 1981). Apusenii de Nord sunt reprezentați printr-o structură complexă de pânze de șariaj, în care unitățile structurale sunt definite, fiecare, de serii proprii de sedimentare (Ianovici et al., 1976). Pentru sistemul pânzelor de Codru și sistemul pânzelor de Biharia au fost necesare diferite nume locale datorită unităților șariate care apar (Ianovici et al., 1976). După punerea în loc a pânzelor, Apusenii nordici au fost afectați de o tectonică rupturală de unde au rezultat o serie de bazine de sedimentare (Ianovici et al., 1976).

În cadrul Apusenilor de Sud, tectonica Alpină a evoluat în două etape: etapa Jurasic – Cretacic și etapa Neogen (Bleahu et al., 1981). În timpul Jurasicului și Cretacicului a evoluat un magmatism tholeitic (după Herz & Savu, 1974), urmat de produse bazaltice și keratofirice, în timpul Jurasicului mediu și superior și Cretacic inferior (Bleahu et al., 1981). Secvențele sedimentare ale Munților Apuseni de Sud, au început să se formeze începând cu Oxfordianul (Bleahu et al., 1981). În secvența sedimentară a Apusenilor sudici se poate remarca o evoluție cu formațiuni calcaroase în bază (Jurasic superior – Cretacic inferior), formațiuni de fliș (Barremian – Apțian), o formațiune de wildfliș (Albian) și o formațiune de moloasă (Cretacic inferior) (Ianovici et al., 1974). Datorită acestor depozite, Ianovici et al. (1974) separă Apusenii de Sud în mai multe subunități, astfel: unitatea de Bucium, unitatea de Trascău, unitatea de Drocea-Criș, unitatea de Feneș, unitatea de Căpâlnaș-Techereu și unitatea de Bedeleu. Aceste unități s-au diferențiat unele de altele de la începutul formării lor, prin succesiuni și faciesuri diferite și evoluții diferite (Ianovici et al., 1974).

Fig. 3. Harta geologică a regiunii (modificată după Lupu et al., 1967). Scara 1:200.000

1. Holocen superior; 2. Pliocen superior; 3. Tortonian sup (=Badenian) – Messinian; 3. Serravallian; 4. Tortonian (= badenian); 5. Oligocen; 6. Albian; 7. Albian – Maastrichtian; 8. Apțian – Albian; 9. Barremian – Apțian; 10. Cretacic inferior; 11. Jurasic superior – Cretacic inferior; 12. Jurasic superior; 13. Magmatite mezozoice; 14. Faciesul amfibolitelor; 15. Faciesul șisturilor verzi; 16. Magmatite paleogene; 17. Suprafață carstificată; 18. Ax de anticlinal/sinclinal; 19. Decroșare; 20. Localizare carieră.

Transilvanidele și Pienidele, împreună, reprezintă sutura majoră tethysiană din zona spațiului carpatic (Săndulescu, 1984). Există două zone majore unde aflorează Transilvanidele: în Munții Metaliferi (Metaliferii Simici) și în Carpații Orientali, reprezentate de Pânzele Transilvane (Pânza de Hăghimaș, Pânza de Olt și Pânza de Perșani); de asemenea au mai fost semnalate și alte zone unde mai aflorează Transilvanidele: în subasmentul Depresiunii Transilvaniei și Depresiunii Panonice (Săndulescu, 1984). După Ionescu et al. (2009), zona Munților Apuseni a fost denumită Zona Mureș, pentru a se face diferență între Munții Apuseni și Transilvanidele Carpaților Estici.Transilvanidele sunt pânze de obducție (Săndulescu, 1984) puse în loc în două tectogeneze: tectogeneza asutrică (intra-Albian) și tectogeneza laramică (intra-Maastrichtian) (Balintoni, 1997). Ca urmare a celor două tectogeneze două seturi de unități tectonice au fost generate: Pânza de Baia de Arieș care a funcționat ca un fundament pentru unitățile intra-Albiene și în partea de nord-est a Munților Apuseni de Sud, Pânza de Bedeleu, care este importantă deoarece, în partea bazală este construită dintr-un set gros de vulcanite provenite din arc insular peste care se află calcare de vârstă Jurasic superior (Ianovici et al., 1976). Cea de-a doua tectogeneză (laramică) a generat noi seturi de pânze, unde fiecare dintre pânze conține fragmente din unitatea generată anterior (Ionescu et al., 2009). Cea mai importantă pânză Laramică este Pânza Căpâlnaș-Techereu, care conține ofiolite Jurasice și vulcanite care aparțin arcului insular Nicolae (1994). În partea nordică a Transilvanidelor, până la falia nord-transilvană, acestea sunt formate în timpul tectogenezei cretacice, iar înspre zona de vest, Transilvanidele sunt continuate cu tectogeneze mai noi (Săndulescu, 1984). Transilvanidele sunt formate aproape în întregime din magmatite și depozite sedimentare a căror vârstă nu coboară sub Jurasic mediu, Callovian (Balintoni, 1997).

În arealul studiat (Fig. 3), succesiunea depozitelor mezozoice se dezvoltă în pânze de șariaj (Bleahu et al., 1981; Lupu, 1983; Sandulescu, 1984; Balintoni, 1997), aceste pânze aparținând Transilvanidelor. Calcarele din Dealul Măgura Geomalului (Apuseni, Munții Trascău, România) aflorează în partea bazală a dealului. Aceste calcare sunt parte a unui olistolit de dimensiuni considerabile. Depozitele în care este cuprins olistolitul sunt de vârstă cretacic-inferior, iar peste aceste calcare, în continuitate, se află depozite mixte carbonatice-siliciclastice, vârsta acestora fiind Badenian (Miocen) (Săndulescu, 1984). Contactul dintre calcare și depozitele mixte carbonatice-siliciclastice se poate observa în teren în partea estică a carierei, pe treptele inferioare ale acesteia.

„Sistemul pânzelor de Bedeleu” a fost atribuit Transilvanidelor austrice de către Bleahu et al.,(1981) și Lupu (1983). După Lupu (cf. Bleahu et al., 1981; Lupu, 1983), „sistemul Pânzelor de Bedeleu” conține următoarele pânze: Unitatea de Hospea, Pânza de Fundoaia, Pânza de Bedeleu și Pânza de Rimetea. Pânza de Bedeleu (Lupu, 1972) conține în partea nordică a crestei Bedeleu secvențe keratofirice intercalate cu calcare micritice cu cherturi (Lupu cf. Bleahu et al.,1981; Lupu, 1983).

Săndulescu (1984) a adăugat și Pânza de Ardeu, Transilvanidelor austrice. Din Pânza de Ardeu fac parte: calcare nodulare roșii de vârstă Oxfordian-Kimmeridgian, calcare de Stramberk de vârstă Kimmeridgian-Berriasian și calcare de vârstă Barremian-Apțian inferior (Mantea et al. cf. Borcoș et al, 1981).

După Balintoni & Inacu (1986), pânzele din Trascău sunt următoarele (redefinite unde a fost cazul): Pânza de Izvoarele, Pânza de Colțul Trascăului și Pânza de Bedeleu. Pânza austrică majoră este cea de Bedeleu (Balintoni & Iancu, 1986).

Pânza de Bedeleu a fost definită de Ilie (1936), inițial sub numele de Pânza de Trascău, din cadrul Munților Metaliferi. Această pânză includea depozite de calcare Jurasic superior – Cretacic inferior, din Munții Trascăului (Ilie, 1936). Pânza de Trascău (Dumitrescu & Săndulescu, 1970), denumită de către Lupu (1972) Pânza de Bedeleu, cuprinde în bază o asociație de roci magmatice, iar în continuitate, peste aceste roci magmatice s-au depus o serie de roci carbonatice, de vârstă Tithonian – Hauterivian (Bordea et al., 1965; Lupu, 1972). Pânza de Bedeleu aflorează în două zone paralele: în creasta principală a Muntilor Trascău, aici având un contur de eroziune închis, și la nord și est de Valea Aiudului continuându-se până în apropierea Cheilor Turzii (Săndulescu, 1984). Această separare geografică a celor două părți care constituie Pânza de Bedeleu, se datorează eroziunii care a succedat punerii ei în loc (Săndulescu, 1984). Balintoni, I. & Iancu, V. (1986), au paralelizat Pânza de Bedeleu cu Pânza de Rimetea datorită poziției identice a acestora și a depozitelor care alcătuiesc pânza. Pânza de Bedeleu are în bază keratofire și ofiolite calcalcaline asociate cu jaspuri și roci carbonatice de vârstă Oxfordian – Tithonian, urmate de roci masive în facies de Stramberk, de vârstă Jurasic superior – Cretacic inferior (Balintoni, 1997). Peste cristalinul Trascăului se află poziționată Pânza de Bedeleu, aceasta având o poziție anormală (Balintoni & Iancu, 1986). Această poziție anormală poate fi reprezntată de faptul că depozitele de calcare de Stramberk se află direct peste Seria de Trascău iar depozitele ofiolitice sunt secționate (Balintoni & Iancu, 1986). După Săndulescu (1984), Pânza de Bedeleu poate fi considerată retrotectonic în zona sa estică. În porțiunea sudică, Pânza de Bedeleu este suportată de Pânza de Feneș, realizându-se printr-un contact de tip austric (Balintoni, 1997). În est, cuvertura sedimentară care aparține întregii construcții este reprezentată de către Formațiunea de Râmeți, de vârstă Albian superior – Cenomanian (Lupu, 1972, 1974), iar în partea vestică a acestui ansamblu, cuvertura este reprezentată de către Formațiunea de Ponor, de vârstă Albian (Lupu, în Balintoni et al., 1987). Pânza de Bedeleu se continuă spre nord de Arieș, până în apropiere de localitatea Tureni (Balintoni, 1997). Pânza este împărțită în două zone, una estică și cealaltă vestică; în partea estică fiind formată din magmatitele de arc insular, iar în partea vestică din calcare de tip Stramberk (Balintoni, 1997).

În zona Munților Trascău și în partea de nord-est a Munților Metaliferi, Ianovici et al. (1976) descriu două unități litostratigrafice, ulterior aceste unități fiind incluse în Unitatea de Trascău: calcare masive de tip Stramberk și „Stratele cu Aptychus”. Dintre cele două unități, în partea nord estică a Munților Trascău, „Stratele cu Aptychus” sunt bine dezvoltate și sunt reprezentate de o succesiune alcătuită din micrite în alternanță cu marne cenușii-verzui (Ilie, 1936). În 1972, Lupu a identificat și separat două unități litostratigrafice în cadrul Pânzei de Bedeleu: o formațiune mixtă și Calcarele de Stramberk.

Formațiunea mixtă (Kimmeridgian – Tithonian mediu) afloreaza în culmea Bedeleu, în partea estică a acesteia. Formațiunea este alcătuită din keratofire care alternează cu calcare micritice, intrasparitice și intrabiosparitice cu frecvente jaspuri (Lupu, 1972). Dragastan (1966) a identificat în partea bazală a acestei formațiuni, peste keratofire, calcare negricioase cu silicolite, care conțin radiolari, spiculi de spongieri și diferite alge. Calcarele de Stramberk sunt alcătuite din calcarenite asociate cu micretele care aparțin „Formațiunii mixte” apoi se trece la calcare sparitice și în partea superioară a aceste formațiuni se găsesc calcarenite, micrite, intrasparite și brecii carbonatice (Dragastan, 1966). Bărbulescu et al. (1976) a identificat în partea de vest a culmii Bedeleu, o succesiune de calcare de vârstă Oxfordian superior? – Tithonian, această succesiune aflându-se peste cristalinul de tip Baia de Arieș.

În cadrul Munților Trascău au fost separate de către Dragastan (1997) următoarele unități litostratigrafice: Formațiunea de Bedeleu (Oxfordian superior – Berriasian inferior), Formațiunea de Aiud (Oxfordian superior – Tithonian), Formațiunea de „La Cetate” (Berriasian inferior – Valangenian), Formațiunea de Săndulești (Oxfordian superior – Berriasian inferior), Formațiunea de Petridu (Oxfordian superior – Valanginian). Formațiunea de Bedeleu (Oxfordian superior – Berriasian inferior) (Dragastan, 1997) corespunde unor faciesuri adânci, bazinale și include calcare nodulare roșii cu amoniți, calcare micritice roșii, verzui, cenușii și marne cu calpionele (Jurasic superior – Cretacic inferior). Faciesurile de bazin adânc din Formațiunea de Bedeleu, trec gradat spre faciesuri de pantă continentală (Dragastan, 1997).

În zona Munților Trascău este singurul loc unde se poate observa că pânzele austrice sunt așezate cu fruntea direct pe cristalin (Balintoni, 1997). După Săndulescu (1984), poziția vestică a Pânzei de Izvoarele este considerată retrotectonică, la fel și poziția estică a Pânzei de Bedeleu. Cuvertura post-austrică a Munților Trascău este reprezentată în est de către Formațiunea de Râmeți (Lupu, 1972, 1983) (Albian superior – Cenomanian), iar în vest de către „Stratele de Ponor” (Albian) (Lupu cf. Balintoni et al., 1987).

Terenul din care a provenit Pânza de Bedeleu a avut rol de arc insular (Gandrabura, 1981; Cioflică & Nicolae, 1981; Savu et al. 1981; Nicolae, 1994, Cioflică et al. 1981, Mantea cf. Borcoș et al. 1981; Nicolae et al. 1992; Balintoni, 1997), sub care probabil s-a realizat subducția (Balintoni, 1997). Rădulescu & Săndulescu (1973), Bleahu (1974) și Herz & Savu (1974) încadrează ansamblul de roci eruptive mezozoice din Munții Metaliferi, la complexe ofiolitice provenite din domenii cu scoarță oceanică. Savu (1980) distinge două grupe de roci, o grupă mai veche și o grupă mai nouă. Rocile din grupa veche au fost denumite de către Savu (1980) ofioliote, iar pe cele din grupa mai nouă autorul le-a denumit „magmatitele inițiale”. În anul 1981, Cioflică et al. disting trei serii magmatice în cadrul complexelor ofiolitice alpine din Apusenii meridionali: una tholeitică (Jurasic inferior – Callovian), a doua calco-alcalină (Callovian – Neocomian) și a treia spilitică, de bazin marginal (Barremian – Apțian inferior?). După Balintoni & Iancu (1986), acest arc magmatic insular poseda și crustă continentală (denumită „litozona Trascău”), inclusă de autori în Pânza de Colțul Trascăului. În partea estică, cristalinul Băii de Arieș, încalecă peste formațiunile Pânzei de Bedeleu (Balintoni & Iancu, 1986).

În cadrul magmatismului ofiolititc alpin din Munții Trascău, Formațiunile eruptive aflorează sub forma unei fâșii alungite, în partea estică a masivului, pe o direcție nord-sud (Săsăran, 2006). Acest magmatism a fost inclus de către Lupu et al. (1967) între prima cutare din tectogeneza austrică și prima mișcare de subsidență din Munții Trascăului. Gandrabura (1981) a încadrat rocile formate în timpul vulcanismului mezozoic, în seria a doua a magmatismului inițial. Autorul consideră prezența bazaltelor, spilitelor și microgabbrourilor identificate, ca aparținând probabil primei etape a magmatismului iar aceste produse sunt acoperite de depozite provenite din a doua manifestare ofiolitică, dar și de formațiunile sedimentare de vârstă miocenă. Cioflică & Nicolae (1981) includ produsele rezultate din primele două serii ale magmatismului ofiolitic unei structuri de tip arc insular, iar produsele rezultate din seria a treia a magmatismului, unui bazin marginal activ, format în spatele arcului insular. După Nicolae (1994), „Riftul transilvan” s-a format în Triasic – Jurasic inferior, acesta generând o crustă oceanică, iar mai târziu, în Jurasic inferior sau mediu, subducția din acea zonă conduce la formarea unui arc magmatic și a unui bazin marginal activ. În Jurasicul superior – Cretacicul inferior s-a format seria calc-alcalină, produsele acestei serii ajungând la suprafață și în Callovian, în partea estică a Pânzei de Bedeleu a început să se dezvolte complexul calcalcalin (Nicolae, 1994). În cadrul Pânzei de Bedeleu, trecerea de la magmatismul tholeitic la cel calcalcalin s-a produs în Jurasicul mediu, Callovian-Oxfordian (Nicolae et al., 1992).

Produsele magmatismului laramic din Munții Trascăului se dezvoltă de-a lungul unor aliniamente, orientate NNE-SSW (Săsăran, 2006). Magmatitele calc-alcaline sunt asociate tectogenezei laramice și sunt aliniate paralel cu Sutura transilvană (Balintoni, 1997). În anul 1936, Ilie descrie unele roci ca fiind porfire feldspatice, porfire cuarțifere, lamprofire, porfire riolitice și dacite, dar Bordea și Dumitrescu (1966) le identifică ca fiind andezite amfibolitice. Acestea au o ocurență între Valea Gălzii și localitatea Rimetea (Bordea & Dumitrescu, 1966).

CAPITOLUL 4. Metodologia de Lucru

Studiul de față a început în mai 2014 după ce s-a fixat tema de studiu. A urmat cercetarea bibiografiei referitoare la zonă si la geologia Munților Apuseni, din punct de vedere tectonic și litologic.

4.1. Etapa de Cercetare în Teren

In urma fixării temei a urmat etapa de prelevare a probelor din carieră și descrierea aflorimentului în teren.

În iulie 2014 a fost prima practică pe teren în vederea recunoașterii zonei, a carierei și stabilirea metodologei de lucru, stabilirea profilelor ce urmează a fi studiate.În perioara 19 și 20 septebrie 2014 a fost a doua practică pe teren, am studiat macroscopic și din punct de vedere structural și morfologic calcarele din carieră. A urmat realizarea profilelor. Pentru studiul eșantioanelor în teren am folosit lupa geologică cu capacitate de mărire de 10x/20x. A treia practică în teren s-a desfăsurat în 2 decembrie 2015 când am mai prelevat probe din unele puncte de pe succesiune. În 10 aprilie 2015 a fost a patra practică pe teren și am studiat în detaliu depozitele înconjurătoare, macroscopic și de unde a fost necesar am prelevat eșantioane. În data de 14 mai 2015 a fost a cincea practică de teren, împreună cu profesorii îndrumători în vederea colectării unor probe din anumite zone ale succesiunii și ajutarea la întelegerea unor procese de formare, în teren.

Pentru studiul de față au fost colectate 77 eșantione de calcar din Cariera Geomal (Fig. 5). Colectarea problelor s-a făcut cu ajutorul unui ciocan geologic și a unei dalte (unde a fost necesar). Pe teren pozele macroscopice, la carieră și la aflorimente au fost efectuate cu aparatul digital Fujifilm T300.

În momentul de față cariera are 6 trepte de exploatare, iar din cauza unghiului taluzului treptelor de exploatare și a înălțimii acestora (aproximativ 10m înălțime) , un profil continuu nu s-a putut urmări (Fig.4).

Pentru prelevarea probelor am urmărit succesiunea depozitelor de calcare din baza carierei până în topul acesteia (Fig. 5). Distanța de probare a fost făcută din metru în metru, pentru fiecare probă, unde a fost posibil. După prelevarea probelor din teren, eșantioanele au fost numerotate și puse în saci de rafie pentru a putea fi transportate la laborator și prelucrate (Fig. 6). În carieră am urmărit trei profile: unul central care a cuprins toată succesiunea de calcare, din baza carierei până în topul acesteia, pe ultima treaptă, un profil în partea estică a carierei și un profil în partea vestică a carierei, după cum se poate observa în imaginea alăturată (Fig. 5).

Fig. 4. Vedere de ansamblu a carierei. Imagine realizată de pe drumul de acces, între Treapta II și III (Profilul B)

Fig. 5. Metodologia de probare a carierei. Succesiunea urmărită în carieră. (T repreznită numărul treptei) (imagine de pe Google Maps, 2015)

4.2. Etapa de Cercetare în Laborator

Cele 77 eșantioane prelevate din carieră au fost prelucrate în laboratorul Departamentului de Geologie și s-au confecționat un număr de 99 secțiuni subțiri de dimensuni 5×5 cm și 10×10 cm, pentru identificarea microfosilelor, determinarea faciesurilor carbonatice și a microfaciesurilor carbonatice și a mediilor depoziționale. Unele dintre probe au fost sectiuni șlefuite care ulterior au fost scanate.

Pentru prelucrarea secțiunilor subțiri, în laborator, a fost folosită mașina electrică cu disc diamantat Clipper EW1-40-3 pentru tăierea eșantioanelor în felii, discul rotativ acționat electric pentru degroșat, abrazive de dimensiuni diferite (carbură de siliciu neagră) pentru șlefuire și degroșare, sticlă tăiată cu dimensiuni de 5×5 cm sau 10×10 cm și 3 mm grosime, iar pentru lipirea probelor pe sticla tăiată s-a folosit substanța Körapox 439 (A+B).

Secțiunile subțiri au fost analizate cu ajutorul microscopului ZEISS Stemi 2000-C și a lupei binoculare Optika. Microfotografiile au fost realizate cu ajutorul camerei digitale SONY DSC_S75 montată pe microscopul ZEISS Stemi 2000-C. Secțiunile subțiri au ajutat la analiza succesiunii din punct de vedere petrografic și micropaleontologic.

Pentru descrierea faciesurilor și a microfaciesurilor rocilor carbonatice am folosit în mare parte clasificarea lui Dunham (1962).

Pentru editarea pozelor microscopice am folosit programul Adobe Photoshop CS6 (Versiunea Trial 30 zile), iar pentru întocmirea hărții geologice a regiunii după Lupu et al. (1967), a profilelor litologice a depozitelor de calcare și a planșelor cu pozele microscopice am folosit programul Adobe Illustrator CS6 (Versiunea Trial 30 zile).

CAPITOLUL 5. Studiul Calcarelor din Cariera Geomal

5.1. Microfaciesuri Carbonatice și Faciesuri Carbonatice

5.1.1. Descrierea generală a profilelor

În acest capitol vor fi prezentate faciesurile și microfaciesurile carbonatice care au fost identificate in calcarele din Cariera Geomal.

Pe întraga succesiune de roci carbonatice s-au putut identifica mai multe asociații de microfacies, astfel:

1) floatstone intraclastic-extraclastic-bioclastic cu spiculi de spongieri;

2) rudstone/grainstone grosier intraclastic-bioclastic;

3) bioconstrucții cu corali, spongieri și microbialite;

4) grainstone/packestone/wackestone peloidal-bioclastic.

În baza carierei, în partea inferioară a succesiunii, s-a putut identifica un facies de pantă de șelf carbonatic reprezentat prin rudstone/grainstone intraclastic bioclastic cu intraclaste recifale și bioconstrucții. Aceste faciesuri se extind pe grosimi metrice în baza carierei și stratigrafic pe treapta inferioară.

În partea mediană si superioara a succesiunii predomină bioconstrucțiile coraligen microbiale. Componenții bioconstrucțiilor sunt reprezentați prin corali, spongieri, sclerospongieri, alge, alături de care apar o serie de cruste microbiale și microincrustanți.

5.1.2. Profilul A

Primul profil se află în partea vestică a carierei la limita dintre depozitele de calcare și depozitele de roci sedimentare de vârstă badeniană. Acest profil se extinde pe primele două trepte, cât timp se poate observa limita. Mai sus, pe treptele superioare nu s-a mai putut urmări deoarece accesul a fost blocat, iar profilul a fost acoperit. Acest profil începe pe Treapta I și se continuă până pe Treapta II a carierei. (Fig. 7)

Fig. 7. Succesiunea depozitelor de calcare din Cariera Geomal, Profilul B.

1. Boundstone coraligen; 2. Fragmente de bioclaste; 3. Corali; 4. Alge dasycladale; 5. Cruste microbiene; 6. Spongieri; 7. Sclerospongieri; 8. Cruste stromatolitice; 9. Bioconstrucții; 10. Extraclaste

În partea inferioară a carierei pe Treapta I (Fig. 9), respectiv panta superioară a succesiunii am identificat un facies recifal, reprezentat prin boundstone coraligen microbial, cu corali incrustați de sclerosopngieri și cruste reprezentate de Crescentiella morronensis (CRESCENTI). Sedimentul intern este alcătuit dintr-un packstone peloidal bioclastic, iar crustele microbiale sunt de tipul thrombolytic-stromatolitic (Fig. 10.a-c). În continuare am identificat un boundstone coraligent incrustant, sedimentul intern fiind un packstone peloidal bioclastic extraclastic. Extraclastele sunt reprezentate prin fragmete provenite din vulcanitele de arc insular. În sedimentul intern se pot observa microproblematice alcătuite din cruste reprezentate de Crescentiella morronensis (CRESCENTI) și Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER) (Fig. 10.e). Plăci mari de echinide, tuburi de viermi, alte cruste de microproblematice și alge dasycladale reprezentate prin Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL) se pot observa in sedimentul intern. Faciesul recifal se continuă cu un boundstone coraligen reprezentat prin spongieri și cruste cu sclerospongieri, Tubiphytes sp. și cruste microbiale reprezentate de Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER). De asemenea apar bioclaste reprezentate de corali intens incrustanți, spongieri și sclerospongieri . Sedimentul intern este reprezentat printr-un packstone peloidal intraclastic în care apar cruste microbiale peloidale stromatolitice.

Pe Treapta II (Fig. 8), în continuitate de sedimentare, s-a identificat un microfacies de tip boundstone coraligen cu bioconstrucții. Bioconstrucțiile sunt reprezentate prin spongieri, iar peste spongieri apar cruste stromatolitice (Fig. 11.a-b). Pe această porțiune apar brecifieri și sedimentul intern este caracterizat printr-un packstone/grainstone bioclastic brecifiat unde apar cruste recifale și bioclaste reprezentate de spongieri (Fig. 11.c-h).

Fig. 10. a) Boundstone coraligen microbial; b) Cruste microbiale de tip thrombolytic-stromatolitic; c). Sediment intern – Packstone peloidal bioclastic-extraclastic; d) Extraclaste provenite din vulcanitele de arc insular; c) Cruste microbiale: Crescentiella morronensis (CRESCENTI) și Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER); d) Tuburi de viermi; e) Alte tipuri de microproblematice (?Iberopora sp.); e) Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL)

Fig. 11. a-b). Cruste stromatolitice peste asociații de spongieri; c) Cruste stromatolitice; d) Bioconstrucții cu cruste microbiale; e-f) Sediment intern – Packstone/Grainstone bioclastic brecifiat; g-h) Bioconstrucții, brecifiat.

5.1.3 Profilul B

Acest profil cuprinde toată succesiunea de calcare din baza carierei până în topul acesteia (Fig. 12). În partea inferioară și superioară a succesiunii apar faciesuri de șelf carbonatic reprezentate prin rudstone/grainstone intraclastic-bioclastic și grainstone/packstone intraclastic bioclastic. Ambele faciesuri sunt caracterizate prin predominanța intraclastelor și a extraclastelor. Extraclastele sunt fragmente de vulcanite provenite din complexul arcului insular Trascău. (Fig. 18).

Fig. 12. Succesiunea de calcar din Profilul B (și cele 6 trepte).

Fig. 14. Succesiunea depozitelor de calcar din Cariera Geomal, Profilul B.

1. Boundstone coraligen; 2. Intraclaste; 3. Extraclaste; 4. Bioclaste; 5. Fragmente de bivalve; 6. Briozoare; 7. Corali; 8. Alge dasycladale; 9. Foraminifere; 10. Gastropode; 11. Cruste microbiale; 12. Spongieri; 13. Sclerospongieri; 14. Cruste stromatolitice; 15. Structuri geopetale; 16. Bioturbații

Succesiunea începe cu un grainstone/rudstone intraclastic bioclastic brecifiat, intens fracturat, intraclastele fiind reprezentate prin fragmete recifale (Fig. 19a). Bioclastele sunt reprezentate prin fragmente de briozoare și Crescentiella morronensis (CRESCENTICRESCENTI). În această parte a scuccesiuni apar galeți negri (black pebbles) care indică o expunere subaeriană a depozitelor de calcare (Fig. 15). Galeții negri se referă la clastele carbonatice care se diferențiază prin culoare față de culoarea rocii gazdă (Strasser & Davaud, 1983). Galeții negri au fost identificați ca fiind prezenți în faciesuri lacustre, salmastre, intertidale și supratidale (Strasser & Davaud, 1983; Vera & Cisneros, 1993). Acești galeți pot avea diferite nuanțe de culori, diferite dimensiuni și forme variabile (de la forme rotunjite până la forme angulare) (Fig. 16). Microfaciesul este un rudstone cu claste rotunjite, iar unele dintre aceste claste sunt înnegrite. Galeții sunt reprezentați prin fragmente de bioclaste înnegrite. Bioclastele din interiorul galeților negri- sunt reprezentate prin corali. Succesiunea se continua cu un rudstone intraclastic extraclastic cu claste rotunjite reprezentate prin corali intens fracturați, spongieri (Fig. 19b) și rudstone cu galeți negrii. Fracturile sunt unplute cu sediment calcitic. În această porțiune apar fragmente de bioclaste reprezentate prin bivalve, corali și cruste microbiale. Extraclastele sunt de dimensiuni mici și sunt reprezentate prin galeți proveniți din vulcanitele de arc insular. Sedimentul intern este reprezentat printr-un packstone peloidal cu fragmente de bivalve, spongieri și cruste microbiale (Fig. 19c). În această porțiune se poate observa apariția structurilor de tip geopetal. În continuare s-a putut identifica un grainstone/rudstone intraclastic bioclastic. Intraclastele sunt reprezentate prin fragmente din crusta reficală. Extraclastele identificate sunt fragmente de vulcanite provenite din complexul arcului insular Trascău. Bioclastele sunt reprezentate de fragmente de bivalve, foraminifere bentonice (Fig. 19d-e), fragmente de foraminifere [Labyrinthina mirabilis (WEYNSCHENK) (Fig. 19g) și Protopeneroplis sp.] alge verzi (Fig. 19f), fragmente de Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL), diferite fragmente de cruste microbiale reprezentate de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT) și Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER), plăci de echinide, fragmente de gastropode, fragmente de cyanobacterii (Rivularia sp.), fragmente mari de corali (Fig. 21e). Unii dintre acești corali sunt incrustați de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT). În această parte a succesiunii se pot observa, în secțiuni subțiri și noduli de Girvanella sp. incrustați de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT) (Fig. 20d). Apariția fragmentelor din Merceriella dacica (DRAGASTAN) indică un mediu recifal de șelf carbonatic (Fig. 19h). Cimentul identificat în aceste secțiuni este de două tipuri: un ciment vados (Fig. 20b) și un ciment freatic de apă dulce. Ambele tipuri de cimenturi și apariția intraclastelor reprezentate de galeți negri rotunjiți, indică o expunere subaeriană. Tot în această succesiune s-a identificat un microfacies reprezentat prin grainstone bioclastic cu conținut de bioclaste recifale și galeți înegriți. Bioclastele recifale sunt reprezentate prin fragmente de corali și cruste de Crescentiella morronensis (CRESCENTICRESCENTI). În sedimentul intern apare un foraminifer bentonic, Mohlerina basiliensis (MOHLER). Acest foraminifer este un indicator al vârstei Jurasic superior, Tithonian. Sedimentul intern din galeții înnegriți este reprezentat printr-un packstone/grainstone cu spiculi de spongieri .

Succesiunea se continua cu calcare recifale brecifiate în care apar cruste microbiale reprezentate de Crescentiella morronensis (CRESCENTI), fragmente de corali și sclerospongieri. Apoi urmează un packstone/floatstone cu fragmente recifale rupte și fragmente de crabi. Acest packstone/floatstone indică un mediu de pantă de șelf carbonatic.

În continuitate de sedimentare, pe Treapta II (Fig. 13.b), în bază s-a identificat un packstone/grainstone bioclastic extraclastic intraclastic. Extraclastele sunt reprezentate de vulcanite provenite din arcul insular. Bioclastele sunt reprezentate de alge dasycladale, foraminifere bentonice, gastropode mari, plăci de echinide cruste de Crescentiella morronensis (CRESCENTI). O asociație de alge dasycladale s-a identificat, de tipul: Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL) și Neoteutloporella socialis (PRATURLON). De asemenea am identificat o serie de foraminifere de tipul Coscinoconus alpinus (LEUPOLD) și ?Coscinophragma sp., cea din urmă având sediment vulcanic în interiorul testului. S-a putut identifica un boundstone coraligen cu bioconstrucții , reprezentate de sclerospongieri, cruste microbiale [Crescentiella morronensis (CRESCENTI)], tuburi de viermi, briozoare, foraminifere reprezentate prin genul Coscinoconus sp. (Fig. 21a) și spiculi de spongieri. Sedimentul intern este reprezentat printr-un packstone.grainstone bioclastic bioturbat în care apar miliolide și fragmente de alge dasycladale. Sedimentarea se continua cu un packstone/grainstone peloidal intraclastic (Fig. 21b) cu briozoare și bioconstrucții coraligen microbiale (Fig. 21c). S-a putut recunoaște Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK), tuburi de viermi și alte tipuri de cruste stromatolitice.

Pe Treapta III (Fig. 13.c) este dezvoltată o sedimentară de pantă de șelf carbonatic reprezentată prin grainstone/rudstone intraclastic bioclastic (Fig. 24a și e), intraclastele angulare iar bioclastele sunt reprezentate prin fragmente de corali, fragmente de alge dasycladale [(Neoteutloporella socialis (PRATURLON)] (Fig. 21d), Triploporella remesi (STEINMANN) (Fig. 23a-b), briozoare, spongieri și cyanobacterii de tip Rivularia sp. Algele sunt incrustate de cruste microbiale de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT) (Fig 22e) și Crescentiella morronensis (CRESCENTI). De asemenea în această porțiune a succesiunii s-a putut recunoaște și alga Dissocladella sp (Fig. 22c-d). Microfaciesul este reprezentat printr-un rudstone intraclastic bioclastic cu fragmente de stromatoporoidele incrustante de Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER) (Fig. 21g), asociații de cyanobacterii (Fig. 21f), prin alge dasycladale reprezentate prin Neoteutloporella socialis (PRATURLON) (Fig. 22a-b și e) și Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL), prin briozoare, foraminifere bentonice (?Everticyclamina sp.), plăci de echinide, cruste microbiale de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT) și alte cruste care incrustează fragmente de ?Diversociallis sp. (Fig. 23e). Extraclastele sunt reprezentate prin fragmente de vulcanite care provin din arcul insular. Sedimentarea se continuă printr-un facies reprezentat prin packstone bioclastic intraclastic cu multe cruste de tip Bacinella sp., bioclastele fiid reprezentate prin foraminifere incrustante. Sedimentul fin indică un mediu adânc, iar microfaciesul este reprezentat printr-un packstone cu structuri microbiale de tip stromatolitic, peste care apar tuburi de viermi (Fig. 23f). Tuburile de viermi reprezentate de Terebella sp. (Fig. 23g) și apariția foraminiferului Lenticulina sp. (Fig. 23h) pun în evidența un facies de pantă de șelf carbonatic, hemipelagic. Peste aceste colonizări apare un facies de packstone extraclastic intraclastic, cu claste fin granulare. În continuitate, faciesurile sunt reprezentate prin grainstone intraclastic bioclastic, cu intraclaste recifale și fragmente de alge dasycladale, reprezentate prin Neoteutloporella socialis (PRATURLON), Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL) (Fig. 24c și f), Triploporella remesi (STEINMANN), Griphopotrella sp. (Fig. 24b) precum și alge udoteacee (Nipponophycus sp.) (Fig 24d). Apar o serie de extraclaste și bioclaste reprezentate prin briozoare și plăci de echinizi, spongieri, fragmente de corali și cruste microbiale de tip Crescentiella morronensis (CRESCENTI). Sedimentul intern este un packstone peloidal cu ciment tipic recifal.

Pe Treapta IV (Fig. 13.d), în partea mediană a succesiunii, faciesul este repreezntat printr-un boundstone coraligen microbial, unde apar structuri geopetale și spiculi de spongieri (Fig. 20g). Sedimentul intern este un packstone bioclastic în care apar extraclaste de dimensiuni mici și spiculi de spongieri. În această parte a succesiunii predomină bioconstrucțiile de corali, apar forme incrustante de tip Crescentiella morronensis (CRESCENTI) și tuburi de viermi. Se poate observa că nu mai apar cruste microbiale cu Lithocodium aggregatum (ELLIOTT), Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER) sau Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK). Urmează un facies cu rudstone/grainstone intraclastic extraclastic cu apariție de galeți negri (black pebbles). Bioclastele sunt reprezentate prin fragmente de corali, foraminifere și alge de tipul Neoteutloporella socialis (PRATURLON) (Fig. 23c).

Pe Treapta V (Fig. 13.e) se trece la un microfacies cu boundstone coraligen cu bioconstrucții de spongieri și corali și se poate observa un nivel cu black pebbles. Macroscopic se pot observa fragmente de corali, în rocă (Fig. 17). În cadrul succesiuni s-au putut identifica fragmente de alge roșii [Marinella lugeoni (PFENDER)] înnegrită. În general, Marinella lugeoni (PFENDER) are ocurențe în calcare bioclastice-ooidale și este caracteristică pentru Jurasic superior (Bucur et al., 2005). Fragmentele de extraclaste sunt reprezentate prin vulcanite angulare provenite din arcul insular (Fig. 18).

Pe Treapta VI (Fig. 13.f) sedimentarea se încheie printr-un facies de mediu recifal brecifiat reprezentat prin boundstone coraligen. Sedimentul intern este reprezentat prin grainstone/packstone în care apar spongieri și cruste microbiale de tip Crescentiella morronensis (CRESCENTI) și Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK). Bioclastele sunt reprezentate prin fragmente de corali, spongieri și o serie de cruste microbiale stromatolitice-thrombolitice. În interiorul sedimentului intern se pot observa fragmente de alge dasycladale de Neoteutloporella socialis (PRATURLON).

Fig. 15. Galeți negrii (Black Pebbles) pe Treapta I a carierei.

Fig. 16. Galeți negrii (Black Pebbles) în secțiuni șlefuite.

Fig 19. a) Grainstone/Rudstone intraclastic bioclastic intens brecifiat; b) Spongier; c) Cruste microbiene; d) Fragmente de bivalve și foraminifere; e) Foraminifer; f) Algă dasycladală; g). Labyrintina mirabilis (WEYNSCHENK); h) Fragment din Merceriella dacica (DRAGASTAN).

Fig 20. a) Fragmente de alge dasycladale (Steinmanniporella sp.); b) Ciment vados; c) Spongier; d) Nodul cu Girvanella sp. incrustat de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT); e) Galet recifal cu corali; f) Colonii de corali (fragmente); g) Spiculi de sopngieri.

Fig. 21. a) Foraminifer; b) Packstone/Grainstone peloidal intraclastic; c) Bioconstrucții coraligen microbiale; d) Neoteutloporella socialis (PRATURLON) (fragment); e) Briozoare și Cyanobacterii de tip Rivularia sp.; f) Cyanobacterii; g) Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER) (fragment).

Fig. 22. a-b) Neoteutloporella socialis (PRATURLON); c-d) Dissocladella sp.; e) Neoteutloporella socialis (PRATURLON) și cruse microbiale de Lithocodium aggregatum (ELLIOTT); f) Neoteutloporella socialis (PRATURLON).

Fig. 23. a-b) Triploporella remesi (STEINMANN); c) Neoteutloporella socialis (PRATURLON); d) Neoteutloporella socialis (PRATURLON) în secțiune transversală; e) Cruste microbiene peste alge dasycladale (Diversocialis sp. incrustând Neoteutloporella socialis); f) Packstone cu structuri microbiale de tip stromatolitic; g) Tuburi de viermi (Therebela sp.); h) ?Lenticulina sp.

Fig. 24. a) Grainstone intraclastic bioclastic; b) Alge dasycladale (Griphopotrella sp.); c) Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL); d) Nipponophycus sp.; e) Grainstone intraclastic bioclastic; f) Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL); g) Ciment fibros pe marginile unui gol în sedimentul intern recifal;

5.1.4. Profilul C

Fig. 25. Succesiunea depozitelor de calcare din Cariera Geomal, Profilul C.

1. Boundstone coraligen; 2. Cruste stromatolitice; 3. Extraclaste; 4. Fragmente de bioclaste; 5. Structuri geopetale; 6. Briozoare; 7. Corali; 8. Alge dasycladale; 9. Foraminifere; 10. Cruste microbiene; 11. Spongieri; 12. Sclerospongieri.

Profilul C (Fig. 25) a fost realizat în partea estică a carierei în apropierea drumului de acces către trepte.

Profilul C începe în baza carierei, pe Treapta I (Fig. 28a-b), cu sedimente de mediu recifal, brecifiate, reprezentate prin packstone/floatstone în care se pot identifica fragmente de corali, sclerospongieri și cruste microbiale. Se continuă cu un microfacies de tip boundstone coraligen cu spongieri (Fig. 27b), apar fragmente de crabi, fragmente de alge dasycladale și extraclaste (Fig. 26c și g). Sedimentul intern este reprezentat prin packstone peloidal bioclastic cu extraclaste de dimensiuni nisipoase și claste de cuarț de dimensiuni siltice. Liantul este reprezentat printr-un ciment radiaxial tipic pentru zona recifală de pantă. Extraclastele sunt reprezentate de vulcanite provenite din arcul insular, acestea fiind incrustate de Koskinobullina socialis (CHERECHI & SCHROEDER) (Fig. 27e). De aici se poate concluziona că arcul insular era deja expus subaerian în această locație a marginii șelfului carbonatic, iar sedimentația a continuat și după exondare. În sedimentul intern apar spiculi de spongieri (Fig. 27f). De asemenea se pot observa corali incrustați de foraminifere incrustante de tip Coscinophragma sp. (Fig. 26c). Sedimentarea se continuă cu un boundstone coraligen cu fragmente de extraclaste, în care apar fragmente de alge dasycladale spongieri, sclerospongieri, cruste microbiale reprezentate prin Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER) și Crescentiella morronensis (CRESCENTI), fragmente de rudiști incrustați de Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER) (Fig. 26f), tuburi de viermi, fragmente de crabi și foraminifere incrustante. De asemenea se pot observa extraclaste de dimensiuni diferite care sunt incrustate.

Profilul se continuă pe Treapta III (Fig. 28c-d) a carierei printr-un facies recifal reprezentat prin boundstone coraligen cu bioconstrucții (Fig. 27a). Sedimentul intern îl constituie un packstone bioclastic cu alge mari și spiculi de spongieri. În această parte a succesiunii s-au putut identifica fragmente de alge dasycladale reprezentate prin Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL) (Fig. 26b) și Triploporella remesi (STEINMANN) (Fig. 26a), alge udoteacee (Nipponophycus sp.), cruste microbiale reprezentate prin Lithocodium aggregatum (ELLIOTT) (Fig. 27g), Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK) (Fig. 27c), cyanobacterii, briozoare, structuri de tip Bacinella, foraminifere reprezentate prin Coscinoconus alpinus (LEUPOLD) și Lenticulina sp. Crustele microbiale se află peste asociațiile de alge dasycladale.

Ultima parte a profilului se află pe Treapta VI (Fig. 28e)și este reprezentată printr-un microfacies de tipul boundstone cu bioconstrucții unde apare Crescentiella morronensis (CRESCENTI) incrustat (Fig. 27c). Succesiunea se încheie printr-un boundstone coraligen intens brecifiat. În această parte a succesiunii s-au putut identifica stromatoporoide incrustante de tipul Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER) și cruste microbiale stromatolitice cu sclerospongieri.

Fig. 26. a) Triploporella remesi (STEINMANN); b) Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL); c) Alge dasycladale (fragmente); d) Coscinophragma sp.; e) Rudist incrustat (fragment); f) Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER); g) Extraclaste; h) Structuri geopetale.

Fig. 27. a) Bioconstrucții coraligene; b) Boundstone coraligen cu spongieri; c) Boundstone coraligen microbial extraclastic; d) Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK); e) Koskinobullina socialis (CHERECHI & SCHROEDER); f) Spiculi de spongieri; g) Lithocodium aggregatum (ELLIOTT); h) Spongier.

5.2. Descrierea Asociațiilor Micropaleontologice

În cadrul depozitelor de calcare din Cariera Geomal, au fost identificate următoarele asociații micropaleontologice:

Alge: dasycladale [Neoteutloporella socialis (PRATURLON), Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL), Triploporella remesi (STEINMANN), Dissocladella sp, Griphopotrella sp. și Salpingoporella sp.], udoteacee [Nipponophycus sp.], alge roșii [Marinella lugeoni (PFENDER)] și cyanobacterii (Rivularia sp., Girvanella sp. și Diversociallis sp.).

Microproblematice: Crescentiella morronensis (CRESCENTI), Koskinobulina socialis (CHERECHI & SCHROEDER), Lithocodium aggregatum (ELLIOTT), Mercierella dacica (DRAGASTAN), Perturbatacrusta leini (SCHLAGINTWEIT & GAWLICK), Radiomura cautica (SENOWBARI-DARYAN & SCHAEFFER), „Tubiphytes” sp., Bacinella sp..

Foraminifere: Coscinoconus alpinus (LEUPOLD), Labyrinthina mirabilis (WEYNSCHENK), Mohleira basilensis (MOHLER), Coscinoconus sp., Coscinophragma sp., Lenticulina sp., Protopeneroplis sp. și ?Verticiclamina sp..

Spongieri: Calcistella cf. jachenhausenensis (REITNER).

Pe baza asociațiilor micropaleotologice identificate s-a putut stabilii vârsta depozitelor de calcare. Asociația micropaleontologică din întreaga succesiune, caracterizează intervalul de timp Kimmeridgian – Tithonian superior.

Cele mai importante microfosile pentru detrminarea vârstei sunt: Salpingoporella pygmaea (GÜMBEL), Neoteutloporella socialis (PRATURLON), Labyrinthina mirabilis (WEYNSCHENK), Mohleira basilensis (MOHLER) și Coscinoconus alpinus (LEUPOLD).

CAPITOLUL 6. Discuții

Asociația micropaleontologică din întreaba succesiune, caracterizează intervalul de timp Jurasic superior.

Prezența bioconstrucțiile coraligene, a algelor și foraminiferelor pune în evidență un facies de șelf carbonatic și de pantă de șelf carbonatic.

Apariția galeților negri pune în evidență expunerea subaeriană a platformei carbonatice (Săsăran, 2006). De altfel, prezența lor poate corespunde unui efect al ridicării marginii bazinului (Leinfelder, 1987), sau pot pune în evidența schimbările relative ale nivelului mării (Barthel, 1974; Flügel, 1978; Vera & Cisneros, 1993).

CONCLUZII

Prin prezentul studiu s-a pus în evidență vârsta Jurasic superior a depozitelor de calcare din Dealul Măgura Geomalului, care până în prezent nu era evidențiată pe harta geologică.

Olistolitul studiat a fost detașat din platforma carbonatică Jurasic superior –Cretacic inferior a Masivului Bedeleu și alunecat în depozite de vârstă Cretacic superior.

Vârsta olistolitului studiat este Kimmeridgian – Tithonian superior. Vârsta a fost determinată pe baza asociațiilor micropaleontologice identificate în secțiunile subțiri (Oprișa et al., 2014).

Harta geologică a României, foaia Turda, Dealul Măgura Geomalului, respectiv localizarea carierei (după Lupu et al., 1967).

1. Arc vulcanic insular; 2. Jurasic superior – Cretacic inferior; 3. Cretacic inferior; 4. Cretacic superior; 5. Depozite Cenozoice (nediferențiate).

Distribuția microfaciesurilor și a asociațiilor de facies din cadrul calcarelor indică un mediu de margine de șelf carbonatic și de pantă (Oprișa et al., 2014, 2015).

Asociația de facies predominantă în succesiune este un rudstone/grainstone intraclastic bioclastic, asociat cu bioconstrucții de corali, spongieri, microbialite și alge dasycladale (Oprișa et al., 2014, 2015).

În partea inferioară a succesiunii depozitelor de calcare s-au putut identifica claste de vulcanite, rotunjite sau angulare, provenite din complexul arcului insular al Munților Trascău, iar în partea superioară a succesiunii de calcare s-au putut recunoaște niveluri cu galeți negri (black pebbles). Ca urmare, depozitele vechi sunt situate în partea superioară a carierei, iar depozitele noi sunt situate în partea inferioară a carierei. Acești galeți pun în evidență o expunere subaeriană a platformei carbonatice. Datorită acestor claste de vulcanite și de black pebbles s-a putut pune în evidență poziția olistolitului, acesta având o poziție invesată față de cea inițială. (Oprișa et al., 2014; Săsăran et al., 2015).

Algele calcaroase sunt prezente în mare parte în zona mediană a succesiunii, în zona de pantă de șelf carbonatic. Algele dasycladale mari sunt caracteristice mediilor acvatice cu energie ridicată. Aceste alge sunt asociate cu specii de alge mai mici care preferă mediile subtidale, cu energie scăzută și protejate de asociațiile de corali. Prezența algelor dasycladale remaniate în depozitele de pantă de șelf carbonatic pune în evidență o regresiune importantă din Jurasicul superior, respectiv indică o scădere a nivelului mării în acest timp. (Săsăran et al., 2015).

BIBLIOGRAFIE

Anastasiu, N., Grigorescu, D., Mutihac, V., Popescu, Gh. C. (1998) – Dicționar de Geologie.

Editura Didactică și Pedagogică, R.A., București.

Balintoni, I. & Iancu, V. (1986) – Litostratigraphic and tectonic units in the Trascău Mountains

nort of Mănăstirea Valley. D.S. Institutl Geologic și Geofizic, vol. 70-71/5 (1983-1984), p. 45-56.

Balintoni, I., Lupu, M., Iancu, V. & Lazăr, C. (1987) – Harta geologică a României. scara

1: 50.000, Institutul Geologic și Geofizic.

Balintoni, I. (1997) – Geotectonica Terenurilor Metamorfice din România. Editura CARPATICA,

Cluj-Napoca, p. 100-106.

Barthel, K. W. (1974) – Black pebbles, fossil and recent, on and near coral islands. Proceedins of

the Second International Coral Reefs Symposium 2. Great Barrier Reef Committee, V. 2, p. 395-399.

Bărbulescu, A., Mantea, G. & Bordea, I. (1976) – Date noi privind depozitele neojurasice din

vestul Masivului Trascău. D.S. ale Șed., LXII, (1974-1975), p. 85-92.

Bleahu, M. (1974) – The Apuseni Mountains, în Tectonics of the Carpathians-Balkan Regions.

Edit. Inst. Geol. Dionys Stur, Bratislava, p. 221-243.

Bleahu, M., Lupu, M., Patrulius, D., Bordea, S., Ștefan, A. & Panin, S. (1981) – The Structure of

the Apuseni Mountains. Carpato – Balkan Geological Association, XII Congress Bucharest – Romania. Guide to Excursion B3, p. 107.

Borcoș, M., Berbeleac, I., Bordea, S., Bordea, J., Mantea, G. & Boștinescu, S. (1981) – Harta

Geologică a României 1:50 000. Foaia Zlatna, Institutul Geologic și Geofizic.

Bordea, S., Bordea, J. & Puricel, R. (1965) – Asupra Prezenței Albianului în Munții Metaliferi.

D.S. Com. Geol., L1 (1963-1964), București, p. 213-215.

Bordea, S. & Dumitrescu, R. (1966) – Asupra prezenței unor filoane banatitice (andesite

amfibolitice) în zona dintre Valea Iezer și Valea Gălzii Mănăstirii (Munții Metaliferi). D.S. Institutul Geologic, LII/1, p. 33-37.

Bucur, I. I., Hoffmann, M. & Kolodeziej, B. (2005) – Upper Jurassic–Lowermost Cretaceous

Benthic Algae From Tethys And The European Platform: A Case Study From Poland. Revista Española de Micropaleontología, 37(1), p. 105-129.

Cioflică, G. & Nicolae, I. (1981) – The Origin, Evolution and Tectonic Setting of the Alpine

Ophiolites from the Sount Apuseni Mountains (Romania). Rev. Roum. Geol., Geophys., 25, p. 19-29.

Cioflică, G., Savu, H., Nicolae, I., Lupu, M. & Vlad, S. (1981) – Alpine Ophiolitic Complexes in

South Carpathians and South Apuseni Mountains (Guide exc. A3). Carpato – Balkan Geological Association, XII Congr. Guidebook Ser., Inst. Geol. geophys., 18, Bucuresti, p. 1-80.

Dragastan, O. (1966) – Microfaciesurile Jurasicului superior și Cretacicului inferior din Munții

Apuseni (Munții Trascău și Pădurea Craiului). Anal. Univ. București, Seria Științifică Națională, 40, 1/2, p. 37-47.

Dragastan, O. (1997) – Transylvanides – a Jurassic – Cretaceous Paleoenvironmental and

Depositional Moden. Acta Paleont. Romaniae, 1, p. 37-43.

Dumitrescu, I. & Săndulescu, M. (1970) – Harta tectonică a RSR. Instutul Geologic, București.

Dunham R.J. (1962) – Classification of carbonate rocks according to their depositional texture.

in W. E. Ham. Tusla: AAPG Memoir 1: 108-121

Flügel, E. (1987) – Mikrofazielle untersuchungsmethoden von kalken. Springer. 454p..

Gandrabura, E. I. (1981) – Studiul mineralogic, petrographic și geochimic al eruptivului

mezozoic din Munții Trascău. Anuarul Instutului de Geologie și Geofizică, LVIII, p. 5-122.

Herz, N. & Savu, H. (1974) – Plate tectonic history of Romanie. American GeologicalSociety

Bulletin, 85, Denver, p. 1429-1440.

Ianovici, V., Borcoș, M., Bleahu, M., Patrulius, D., Lupu, M., Dimitrescu, R., Savu, H. (1976) –

Geologia Munților Apuseni. Editura Academiei Republicii Socialiste România, București, 631 p..

Ilie, M. (1936) – Recherches geologique dans les Monts Trascău et dans le basin de l’Arieș.

Anuarul Institutul Geologic, XVIII (1930), p. 329-466

Ionescu, C., Hoeck, V., Tămaș, C. & Balica, C. (2009) – MAEGS-16 Field Trip Guide: Geology

of the Apuseni Mountains (Romania). Geology for Society: Education and Cultural Heritage, Cluj University Press, p. 9-15.

Ionescu, C., Hoeck, V., Koller, C., Balintoni, I. & Beșuțiu, L. (2009) – New Insights into the

basement of the Transylvanian Depression (Romania). Lithos. 108, p. 172-191.

Leifelder, R.R. (1987) – Formation and significance of black pebbles from the Ota limestone

(Upper Jurrasic, Portugal). Facies, 17, p. 159-170.

Lupu, M., Borcoș, M., Dimian, M., Lupu D. & Dumitrescu R. (1967) – REPUBLICA

SOCIALISTĂ ROMÂNIA – HARTA GEOLOGICĂ 1:200.000. Foaia 18. Turda L-34-XVIII, Institul Geologic.

Lupu, M. (1972) – Stratigrafia și Structura formațiunilor mezozoice din Munții Trascău. rezumat

Teză doctorat, p. 56.

Lupu, M. (1974) – The South Apuseni – zone of Metalifers Mountains, in Tectonics of the

Carpathian Balkan Regions. Institutul Geologic, Dionys Stur, Bratislava, p. 234-239.

Lupu, M. (1983) – The Mesozoic History of the South Apuseni Mountains. Anuarul Institutului

Geologic, Geofizic, LX (tectonică, petrol și gaze), p.115-124.

Nicolae, I., Soroiu, M. & Bonhomme, M. G. (1992) – Ages K-Ar des quelques ophiolites des

Monts Apuseni de Sud et leurs signification geologique (Roumanie). Geol. Alpine, 68, Grenoble, p. 77-83.

Nicolae, I. (1994) – The ofiolitic rocks from Mureș Valley, ALCAPA II, Field Guide-Book.

Rom.Jour. Tect. Reg. Geol., 75 Suppl. 2, Bucuresti, p. 36-140.

Oprișa, A., Păiuș, Ș. C., Trombitás, G. L., Săsăran, E. & Bucur I.I. (2014) – Calcarele jurasice

din Dealul Măgura Geomalului: faciesuri și microfosile. Abstract. Sesiunea de Comunicări Științifice Ion Popescu Voitești, 5 Decembrie 2015, Cluj-Napoca.

Oprișa, A. (2015) – Studiul microfaciesurilor și al microfosilelor în calcarele din Cariera

Geomal (Dealul Măgura Geomalului, Jud. Alba). Al XVI-lea Simpozion Național al Studenților Geologi, Iași, 7-10 mai 2015, Iași.

Rădulescu, D. & Săndulescu, M. (1973) – Tectonophysics. 16, Amsterdam, p. 155-161.

Savu, H. (1980) – Genesis of the alpine cycle ophiolites from Romania and their associated calc-

alkaline and alkaline volcanics. An. Inst. Geol. Geof., 56, București, p. 55-75.

Savu, H., Undrescu, C. & Neacșu, V. (1981) – Geochemistry and Geotectonic Setting of Ofiolites

and Island Arc Volcanics of the Mureș Zone. Ofiolite. 6/2, Bucuresti, p. 269-286.

Săndulescu, M. (1984) – Geotectonica României. Editura Tehnică București, p. 153-166.

Săsăran, E. (2006) – Calcarele Jurasicului Superior – Cretacicului Inferior din Munții Trascău.

Presa Universitară Clujeană.

Săsăran, E., Oprișa, A. & Bucur, I. I. (2015) – Late Jurassic calcareous algae reworked in

carbonate platform slope environments. 31st International Association of Sedimentologists Meeting of Sedimentology, 22-25 Iunie 2015, Polonia.

Strasser, A. & Davaud, E. (1983) – Black pebbles of the Purbeckian (Swiss and French Jura);

lithology, geochemistry and origin. Eclogae geol. Hev., vol. 76/3, p. 551-580.

Vera, J. A. & Jiménes de Cisneros, C. (1993) – Paleogeographic significance of black pebbles

(Lower Cretaceous, Prebetic, southern Spain). Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 102, p. 89-102.