Flora Cretacicului Tarziu DIN Bazinele Hateg Si Rusca Montana

FLORA CRETACICULUI TÂRZIU DIN BAZINELE

HAȚEG ȘI RUSCA MONTANĂ

Cuprins

Introducere

Scop și obiective

Capitolul I .Aspecte teoretice

1.Caracterizarea Perioadei Cretacice

1.1. Aspecte generale

1.2.Paleogeografia și paleoclima

1.3.Flora și fauna Cretacică

1.4. Perioada Cretacică în România

1.5. Extincția de la limita Cretacic/Terțiar

2.Localizarea geografică a zonei studiate

2.1. Localizarea geografică a Bazinului Hațeg

2.2. Localizarea geografică a Bazinului Rusca Montană

3.Geologie

3.1. Geologia Bazinului Hațeg

3.1.1. Istoricul cercetărilor

3.1.2.Unitatea geologică și bazinul sedimentar

3.1.3. Litostratigrafie

3.2. Geologia Bazinului Rusca Montană

3.2.1. Istoricul cercetărilor

3.2.2.Unitatea geologică și bazinul sedimentar

3.2.3. Litostratigrafie

Capitolul II. Materiale și metode

2.1.Metode de cercetare în geologie

2.2 .Metode de conservare în geologie

2.3. Materiale și metode

Capitolul III.Rezultate și Discuții

3.1.Sistematica Monocotiledonatelor Maastrichtiene

3.1.1.Descriere .Observații. Material și ocurență

3.1.2. Discuții

3.2. Sistematica Dicotiledonatelor Maastrichtiene

3.2.1. Descriere .Observații. Material și ocurență

3.2.2. Discuții

Scopul lucrării :

Studiul asociațiilor paleofloristice Maastrichtiene din Bazinele Hateg și Rusca Montană și interpretarea paleoecologică a vegetației Cretacice târzii din cele două bazine.

Obiectivele lucrării:

Caracterizarea intervalului de timp geologic;

Evoluția geologică a bazinelor Hațeg și Rusca Montană;

Sistematica asociațiilor Maastrichtiene;

Paleoecologia plantelor Maastrichtiene;

Geoparcul dinozaurilor din Țara Hațegului.

Introducere

Înțelegerea istoricului oricărui ecosistem particular existent sau dispărut, reprezintă una dintre cele mai importante teme ale studiilor evolutive. Acesta se referă la stabilirea relațiilor dintre un anumit ecosistem cu contemporanii săi din alte zone (de exemplu , relațiile paleogeografice), precum și la relațiile dintre aceleași ecosisteme și cele precedente (Weishampel și colab.,2010).

Cretacicul a reprezentat o perioadă deosebită în evoluția ecosistemelor terestre , și totuși îregistrările din Europa sunt în mare parte neuniforme . Această problemă aduce împreună rezultatele investigațiilor multidisciplinare Maastrichtiane din zona Hațegului și asociația fosilelor continentale , cu scopul de a explorarea un palaeoecosistem excepțional din Cretacicul târziu European (Csiki și Benton ,2010).

Descoperirea unor noi situri de plante fosile din depozitele continentale Maastrichtiene din bazinele Rusca Montană și Hațeg , împreună cu revizuirea materialului existent , permit o mai bună înțelegere a asociațiilor paleoflorale Maastrichtiene din România (Popa și colab.,2015).

CAPITOLUL I

Aspecte teoretice

1.Caracterizarea Perioadei Cretacice

1.1. Aspecte generale

Perioada Cretacică reprezintă ultima etapă a Mesozoicului și a început acum 145.5 milioane de ani și s-a încheiat acum 65.5 milioane de ani .Cretacicul este divizat în mai multe etape (Fig.1.1). A fost o perioadă de mari schimbări evolutive și tectonice pentru Terra, și a câstigat locul în istorie ca perioada care a marcat sfârșitul dinozaurilor .

Figura 1.1.Subdiviziunea stratgrafică a Cretacicului

Cretacicul debutează cu apariția amonitului Berriasella jacobi și se temină cu amonitul Pachydiscus neubergicus,care este un indicator al Maastrichtianului. Diversificarea puternică a reptilelor și a mamiferelor și marea schimbare floristică de la limita Mesozoic-Neofitic reprezintă caracteristici ale Cretacicului în domeniile continentale. Formarea unor depozite turbiditice și dezvoltarea unor mari platforme carbonatice,sunt caracteristici ale domeniilor marine Cretacice.Perioada se termină o data cu marea extincție declanșată la sfârșitul Maastrichtianului,fiind unul dintre cele mai critice momente de dispariție atât în domeniile continentale unde dispar dinozaurii cât și în domeniile marine unde dispar amoniții,belemiții și bivalvele (Popa,2007).

În timpul Cretacicului (145.5-65.5) Europa Centrală a fost parte a platoului continental European ,care era limitat la Nord și Nord-Vest de Atlanticul de Nord și Marea Arctică, de Golful Biscaya la Sud-Vest, de brațul nordic al Oceanului Tethys la Sud și de platforma Europeană la Est. Evoluția bazinelor sedimentare a fost influențată de intercalarea a 2 procese globale semnificative :placile tectonice și schimbările de la nivelul eurasiatic. Reconfigurarea plăcii tectonice a rezultat în urma extinderii Atlanticului Central și deschiderii Golfului Biscaya.Deschiderea Atlanticului de Sud a determinat rotația Africii în sensul acelor de ceasornic ,schimbare ce a fost contemporană cu închiderea Oceanului Tethys.Ambele mișcări au determinat riftarea Mării Nordice în perioada Permian-Cretacic timpuriu ,plasând Europa într-un câmp transtensional. Zonele de șelf epicontinental au fost inundate ca urmare a gradului de acoperire al crestelor din mijlocul oceanului și al vulcanismului platoului intra-ocenic, ducând la dezvoltarea bazinelor și a unui șelf epicontinental extins (McCann,2008).

Baza perioadei Cretacice nu este încă definită de Comisia Internațională de Stratigrafie. O scădere majoră a nivelului mării a dus la modificări endemice florale și faunale majore și la diferențe extreme ale faciesurilor din regiunea Boreală și regiunea Tethys,ceea ce înseamnă că interacțiunile Europene ale limitei Jurasic-Cretacic bazate pe macrofosile, sunt problematice (McCann,2008).

1.2.Paleogeografia și paleoclima

Paleogeografia Cretacicului (Fig.1.2) este caracterizată de deschiderea treptată a Oceanului Atlantic în special a Atlanticului Central și de Nord.Atlanticul de Sud s-a deschis către sfârșitul Cretacicului, atunci când fragmentarea Gondwanei se acentuează.Oceanul Tethys este principalul domeniu oceanic la Vest de Africa,partea sa nordică fiind o linie importantă de subducție (Popa,2007).

În Cretacic are loc desprinderea subcontinentului indian din Gondwana, precum și riftarea Australiei în raport cu Antartica.Tot în această perioadă are loc desprinderea Africii de America de Sud, iar Europa de Vest și Africa de Nord ,se suprapun unui domeniu epicontinental. America de Nord este acoperită de un domeniu marin de interior, numit”Interior Seaway” (Popa,2007).

Lmita Cretacic inferior-Cretacic superior care indică trecerea de la Mesofitic la Neofitic aduce modificări importante în flora Cretacică.Astfel flora dominată de gimnospermele ce subordonau angiosperme și pteridoifite ,au fost înlocuite de angiosperme cu gimnosperme și pteridofite (Popa,2007).

Figura 1.2.Configurația paleogeografică a Cretacicului târziu(Maastrichtian),(www.scotese.com).

Perioada Cretacică a înregistrat apogeul gazelor cu efect de seră din Mesozoic-Cenozoic,când centura climatică s- a extins spre latitudini mai mari ,iar calotele polare erau absente. În timpul Cretacicului timpuriu (Berriasian-Barremian), condițiile climatice erau încă destul de scăzute, dar au apărut gazele cu efect de seră în timplul Apțianului, care au debutat cu ratele maxime ale formării crustei oceanice și cu degajării de CO2 .Temperatura maximă din Cretacic a fost atinsă la începutul Turonianului cu o valoare neobișnuit de ridicată a apei de suprafață (33-34 °C), temperatură înregistrată în oceanele tropicale (McCann,2008).

Cretacicul târziu a reprezentat o perioadă a răcirilor climatice pe termen lung Europa Centrală fiind localizată într-o poziție centrală între centurile climatice importante și zonele biogeografice:latitudinea medie a Zonei Boreale la Nord și Marea Tethys la Sud,au fost afectate în mod repetat de imigrarea faunei marine (McCann,2008).

Studiile paleobotanice ale florei bine conservate din Bohemia,indică o climă suptropical umedă ,dar sezonier uscată în Europa Centrală în timpul Cenomanianului,condițiile fiind favorabile pentru incendiile frecvente din timpul sezonului uscat.Fiziognomia frunzelor din această floră indică o temperatură medie anuală de 17-20°C. Climatul temperat umed subtropical este indicat de fosilele Santoniene care își au ocurența în Bazinul Liège-Limburg (McCann,2008),(Fig.1.3).

Figura 1.3.Paleoclima Maastrichtiană (www.scotese.com).

1.3.Flora și fauna Cretacică

Flora Maastrichtiană conținea diferite gimnosperme, aparținând cicadopsidelor, ginkgopsidelor și coniferelor. Ordinul Filicales înregistrează apariția Familiilor Loxomataceae și Tempskyaceae,cea din urmă fiind extinctă în Cretacic .Pteridospermele devin extincte la sfârșitul Cretacicului și sunt reprezentate prin Caytoniales, Corystospermales și Incertae sedis. Cicadopsidele se aseamănă cu cele jurasice(Williamsonia,Weltrichia,Zamites,Otozamites) și cu alte genuri noi apărute(Cycadeoidea dakotensis, Williamsonia, Monathesia).Ginkgopsidele erau în scădere ,în timp ce coniferele s-au diversificat mai ales prin reprezentanții familiei Cheirolepidiaceae.Gimnospermele incertae sedis ,cu puternice afinității asemănătoare angiospermelor ,au fost raportate și în Cretacic de exemplu Montsechia vidalii ,o plantă acvatică din Cretaicul spaniol .Singura perioadă sigură în ceea ce privește apariția angiospermelor ,ramâne Cretacicul ,având în vedere că vârsta primului angiosperm bazal, Archaefructus liaoningensis ,este înca discutată (Popa,2007).

Flora Maastrichtianului a fost dominată de angiosperme, iar explozia a fost determinată de modificările climatice și ecologice în domeniile continentale,fapt ce a dus la schimbarea biodiversității între grupele principale de plante (Popa,2007).

Un alt motiv al acestei explozii se datorează coevoluției acestora cu insectele. Monocotiledonatele ierbacee nu apăruseră încă în timpul Cretacicului târziu ,astfel domeniile terestre nu erau acoperite de iarbă. Coniferele cheirolepidiaceae devin extincte, dar familiile Cupressaceae (Cupressus,Sequoia,Taxodium) și Pinaceae(Pinus,Abies) se diversifică (Popa,2007).

Funa terstră cretacică era în plină dezvoltare ,astfel reptilele și mamiferele precum și păsările dominau asociațiile faunistice. Reptilele erau reprezentate de crocodili ,chelonieni, dinozauri, pterozauri ,rincocefali și squamate (Popa,2007).

Flora marină includea alge crisoficee, generatoare de calcare bazinale și mai ales cretă , reprezentate în stare fosilă prin nanoplancton. De asemenea nanoplanctonul cretacic cuprindea acritarhi, clorofite și specii calcaroase (Popa,2007).

O mare importanță stratigrafică de-alungul intervalului cretacic o au foraiminiferele cu rotaliine și textulariine care sunt folosite pentru echilibrarea cretacicului inferior. Tot în această perioadă se dezvoltau hexacorali, bivalvele. Amoniții s-au dezvoltat puternic și cuprindeau subordinele Ammonitida si Lytoceratida. Belemnitidele cuprind Duvalia și Actinocamx. Branchiopodele se găseau în regres iar echinodermele și artropodele se dezvoltau (Popa,2007).

Vertebratele marine includeau pești osoși ,holostei și teleostei,pești cartilaginoși-osoși,precum și reptile adaptate la mediul marin .Faciesurile marine cretacice sunt reprezentate fie prin faciesuri carbonatice de platformă sau prin argile sau marne bazale care cuprind calcare masive ,recifale,puternic fosilifere cu corali și rudiști, cunoscute sub numele de „facies urugonian „ de vârstă Barremian -Apțiană (Popa,2007).

1.4. Perioada Cretacică în România

În timpul Cretacicului târziu , România s-a situat în regiunea tectonic activă din nordul Mării Tethys. Coliziunea microcontinentelor Apulia , Rhodope și Moesia , începută în Albian , a produs prima fază orogenică a Carpaților Meridionali și a Munților Apuseni. La începutul Maastrichtianului , forțele compresive responsabile pentru creșterea Orogenului, au încetat , ducând la prăbușirea Orogenului și formarea unei serii de bazine extensionale . Îzvoltat puternic și cuprindeau subordinele Ammonitida si Lytoceratida. Belemnitidele cuprind Duvalia și Actinocamx. Branchiopodele se găseau în regres iar echinodermele și artropodele se dezvoltau (Popa,2007).

Vertebratele marine includeau pești osoși ,holostei și teleostei,pești cartilaginoși-osoși,precum și reptile adaptate la mediul marin .Faciesurile marine cretacice sunt reprezentate fie prin faciesuri carbonatice de platformă sau prin argile sau marne bazale care cuprind calcare masive ,recifale,puternic fosilifere cu corali și rudiști, cunoscute sub numele de „facies urugonian „ de vârstă Barremian -Apțiană (Popa,2007).

1.4. Perioada Cretacică în România

În timpul Cretacicului târziu , România s-a situat în regiunea tectonic activă din nordul Mării Tethys. Coliziunea microcontinentelor Apulia , Rhodope și Moesia , începută în Albian , a produs prima fază orogenică a Carpaților Meridionali și a Munților Apuseni. La începutul Maastrichtianului , forțele compresive responsabile pentru creșterea Orogenului, au încetat , ducând la prăbușirea Orogenului și formarea unei serii de bazine extensionale . În funcție de poziția fiecărui bazin au fost stabilite mediile depoziționale, continentale și / sau marine , (Therrien,2005).

Studiile sedimentologice ,paleomagnetice , geochimice și mineralologice ,arată faptul că zona a fost situată în centura subtropicală , în jur 27°latitudine nordică,(Panaiotu și Panaiotu , 2002) , cu un climat subumed cu precipitații sezoniere și perioade de uscăciune (Bojar și colab., 2005 ).

În România,Cretacicul este bine reprezentat ,atât în faciesuri marine cât și continentale. Depozitele marine includ faciesuri flișoide (Dumbrăvioara, Bota-Botița, Lupchianu,Tisaru),albian-cenomaniene,sau bazale adânci(Gura Beliei,Horgazu,Hangu,Lepșa), senoniene.Cretacicul continental este reprezentat de depozite maastrichtiene cu dinozauri,cum este Maghiarosaurus dacus sau Telmatosaurus transsylvanicus,precun și reptile zburătoare ca Hatzegopterzx tembema (Grigorescu,2005). Lor li se asociau crocodilieni,chelonieni și micromamifere .În Munții Poiana Ruscă a fost descrisă o floră senoniană cu ferigi Gleichenia și conifere.Flore cretacice disperse au fost raportate din Tutorianul din Dobrogea sau din Carpații Meridionali.Faciesul de Gosau este bine reprezentat în Munții Apuseni ,unde există și o rezervație paleozoologică la Dealul Misei.Faciesurile carbonate includ o serie numeroasă de depozite calcaroase cu corali și alge. În București ,stația de metrou Politehnica găzduiește un bogat patrimoniu paleozoologic ce include rudiști, gastropode, alge calacroase roșii și stromatolite maastrichitiene ,aduse cel mai probabil din Munții Gilău (Popa,2007).

1.5. Extincția de la limita Cretacic/Terțiar

Cretacicul se încheie o dată cu catastrofa produsă de meteoritul Chixulub ,moment crucial în istoria Phanerozoicului și una dintre cauzele extincției severe de la limita Cretacic-Terțiar. Extincția de la sfârsitul Perioadei Cretacice este cunoscută mai ales datorită dispariției dinozaurilor (Popa,2007).

Impactul meteoritului Chixulub (Fig 1.4.),precum și vulcanismul major ce a generat platoul Dekkan ,au dus la puternice schimbării climatice conducând astfel la modificările din timpul Maastrichtianului,atât în domeniile marine cât și în cele continentale. Chixulub a lovit în dreptul Peninsulei Yucatan și a dus la modificari ale configurației Golfului Mexic,părți ale acestui meteorit fiind găsite și astăzi la mare adâncime.Asteroidul cu un diametru de 10 km a lăsat în urmă un crater de 180 km (Popa,2007).

Figura 1.4.Impactul meteoritului Chixululb.( globalgeology.blogspot.ro).

Traiectoria meteoritului a generat mese importante de material ejectat,cu cuarț și tectite de-alungul Americii de Nord,unde limita Cretacic /Terțiar este marcată de un strat bogat în iridiu,element radioactiv specific meteoriților (Popa,2007).

Dispar dinozaurii nonavieni, pterozaurii (reptilele zburătoare), mosasaurii și plesiosaurii, amoniții și belemiții, multe specii de plante și unele de insecte care conviețuiau cu acestea,( globalgeology.blogspot.ro).

2.Localizarea geografică a zonei studiate

2.1. Localizarea geografică a Bazinului Hațeg

Bazinul Hațeg reprezintă o depresiune postorogenică , intramontană , înconjurat de lanțuri muntoase ale Munților Șureanu la est , Munții Retezat la sud , Munții Poiana Ruscă la nord și nord-vest , și la sud-vest de Munții Țarcu (Grigorescu și colab.,2011).

Bazinul Rusca Montană este situat în partea sudică a aMunțiilor Poiana Ruscă,învecinându-se la sud cu Culoarul Bistrei iar la vest cu Bazinul Caransebeș.Cele mai importante localității din zonă sunt comuna Rusca Montană,aflată în centrul bazinului și comuna Lunca Cernii de Jos ,aflată în partea estică a bazinului(Vasile,2012).

Țara Hațegului este înconjurată de culmi muntoase,fapt ce i-a dat statutul de "țară" .Țara Hațegului se învecinează la nord-est și nord cu Munții Șureanu și Poiana Ruscă, la sud și sud-vest cu Munții Retezat și Țarcului.Suprafața sa este de 1024 km2,și curinde în totalitate orașul Hațeg și comunele Densuș, General Berthelot, Totești, Răchitova, Sântămăria Orlea, Sarmizegetusa și parțial localitățile: Baru Mare, Sălașu de Sus, Pui, Râu de Mori (Grigorescu și colab.,2014).

Accesul în Țăra Hațegului se face prin pasul Bănița, în est, aproape de Petroșani, și prin Porțile de Fier ale Transilvaniei, la vest,în drumu spre Caransebeș Mori (Grigorescu și colab.,2014).

"Țara Hațeg " , cunoscută în general ca bazinul Hațeg este,o regiune cu identitate smnificativă în istoria și cultura României . Aici a fost prima capitală romană a Daciei cucerite iar după perioada romană , în Evul Mediu , mai multe biserici și mănăstiri au fost construite din pietre și cărămizi (Grigorescu,2010).

Țara Hațegului este o regiune cu suprafața de 1024 km˛, cuprinzând în totalitate orașul Hațeg și comunele Densuș, General Berthelot, Totești, Răchitova, Sântămăria Orlea, Sarmizegetusa și parțial localitățile: Baru Mare, Sălașu de Sus, Pui, Râu de Mori(Grigorescu si colab.,2014).

CAPITOLUL 3

3.1. Geologia Bazinului Hațeg

 3.1.1. Istoricul cercetărilor

Până în prezent, a fost adunată o cantitate remarcabilă de date din depozitele continentale Cretacic superioare din regiunea Hațeg, axată pe conținutul faunistic bogat, în special în dinozauri. Primele investigații geologice din Hațeg au început încă din anii 1900 , atunci când au fost descoperite primele fosile de dinozaur din Centura Carpatică ( Nopcsa , 1902 , 1914),( Melinte-Dobrinescu,2010).

După un lung interval, investigațiile biostratigrafice și cele de litologie sistematică din acest "tărâm uitat"au fost reluate în ultimele două decenii ale secolului XX. Recent , noi date importante au fost publicate pe sedimentologie, paleontologie și geochimia sedimentelor continentale maastrichtiene din regiunea Hațeg (Csiki și Grigorescu , 1998 , 2008 ; Bojar și colab. , 1998 , 2005; Willingshofer și colab., 2001 ; Codrea și colab., 2002 ; Van Itterbeeck și colab., 2004) ,( Melinte-Dobrinescu,2010).

Flora maastrichtiană din bazinul Hațeg cuprinde, fosile de macro,mezo și microflora. Macroflora e conservată prin compresiuni , impresiuni și mulaje.Macroflora a fost mai întâi studiată de Mărgărit și Mărgărit (1967) în zona Densuș. Csiki și colab. (2008) și May Lindfors și colab. (2010) au descris mezoflora la Budurone și Vălioara. Antonescu și colab. (1983) au publicat un studiu la nivel de bazin despre asociațiile palinomorfe, în timp ce mai târziu alți autorii s-au concentrat pe anumite zone, adică Van Itterbeeck și colab. (2005), pe Văile Râu Barbat și Râul Mare, iar Csiki și colab. (2008) pe Budurone (Popa și colab.,2014).
Mărgărit și Mărgărit (1967) au sesizat prezența ferigilor (Asplenium foersteri, Phyllites sp.), monocotiledonatelor (Palmophyllum longirhachis) și frunzelor dicotiledonate (Myrica Primigenia, Proteophyllum decorum). Mezsoflora găsită la Budurone include semințele (aff. Eurya crassa, Carpolithes sp. div.) și fructele plantelor din complexului Normapolles (Csiki și colab., 2008; May Lindfors și colab., 2010). Asociațiile palinomorfe constau în principal în spori de pe ferigi și diverse tipuri de polen de Normapolles (Antonescu și colab., 1983; Van. Itterbeeck și colab., 2005; Csiki și colab., 2008). Palaeoflora bazinului Hațeg este de obicei clastică, fiind mai diversă și mai puțin conservată decât în ​​bazinele învecinate (Popa și colab.,2014).

3.1.2.Unitatea geologică și bazinul sedimentar

Figura.3.1.Harta geologică simplificată a bazinelor Hațeg și Rusca Montană,cu localizarea plantelor fosile Maastrichtiene și ocurența vertebratelor. Legendă: 1.Fundamentul cristalin;2.roci magmatice banatitice ;3.pătură sedimentară pre-maastrichtiană; 4.depozite continentale maastrichtiene; 5.sedimente Cenozoice; 6.depoziteCuaternare;7.ocurența plantelor fosile; 8.ocurența vertebratelor fosile,(Popa,2014).

Sedimentele cretacice inferioare au o mare răspândire în regiunile orogenice din România. Acestea aflorează în Carpații Orientali și în Carpații Meridionali(Fig.3.1), precum și în Munții Apuseni, având faciesuri și poziții tectonice variate. Formațiunile sedimentare ale Carpaților din România au fost grupate în cateva unități tectonice majore, ținand cont de vârsta primară și de poziția în cadrul catenei carpatice (Briceag,2008).

Bazinul Hațeg s-a format ca răspuns la prăbușirea post-orogenică a Carpaților Meridionali în timpul Cretacicului. Evoluția tectonică terțiară a Carpaților s-a schimbat vizibil la sfârșitul configurării Cretacice, ceea ce face dificilă reconstruirea relațiilor dintre formațiunile Bazinului Hațeg și alte depozitele continentale ale Cretacicului Târziu din Europa. Potrivit cu Willingshofer și colab. (2001), bazinul format pe placa superioară (unitatea Getică), ca răspuns la coliziunea Cretacicului târziu cu placa inferioară (unitate Danubiană), a constituit un bloc alohton continental, al Platformei Moesice, la închiderea unui bazin oceanic îngust(Panaitoiu,2010).

Depozitele cretacice superioare ale Bazinului Hațeg s-au format într-un cadru tectonic activ,în urma fazei orogenice din Laramian,în urma căreia au rezultat principalele structuri ale Carpaților Meridionali. Acestea sunt reprezentate de depozite siliciclastice, care variază de la conglomerate ,la argilite modificate pedogenetic și formate într-un mediu depozițional fluvial(Grigorescu ,1992).

În Bazinul Hațeg , depozitele continentale maastrichtiene au fost acumulate simultan cu ridicarea zonelor înconjurătoare și a colapsului orogenic. Bazinul conține aproximativ 4 km de sedimente . Cele mai vechi depozite suprapuse fundamentului Getic sunt clasticele continentale din Jurasic inferior , care trec treptat la calcare și marne marine din Jurasicul Mediu (Bojar,2010).

Stilla ( 1985) a împărțit secvențele cretacice superioare în grupuri sedimentare, separate prin neconformități locale . Unitățile sedimentare din Albian superior ( Vraconian ) -Turonian mijlociu sunt reprezentate de conglomerate , gresii și marne , procesul de sedimentare începand sub condiții continentale.Succesiunea Coniacian mijlociu, Santonian și Campanian este reprezentată de gresii , conglomerate, marne și argilite , care indica adâncirea treptată a bazinului și crearea unui mediu marin deschis (Bojar,2010).

Fundamentul Bazinului Hațeg este constituit din roci cristaline (Fig.3.1),aparținând pânzei Getice,o unitate tectonică care aparține Pânzei Sistemului Median Dacidic. Sedimentele marine s-au format în zonă, în timpul Jurasicului Mijlociu, fiind caracterizate prin acumularea în principal de carbonat ( inclusiv recif ) .Acest tip de depunere a continuat până în Apțian , atunci când calcarele de tip Urgonian au fost înlocuite cu depozite de bauxită, formte în timpul exhumării regiunii (Melinte-Dobrinescu,2010).

La începutul Cretacicului târziu, principalele sedimente hemipelagice acumulate în Hațeg, au fost urmate de depuneri de adâncime mare în N-V , și de cele de adâncime mică în S-E. Sedimentarea marină s-a terminat spre partea de sus a Cretacicului, fiind înlocuită de depozite continentale, renumite pentru conținutul lor de dinozauri, inclusiv mai mulți taxoni endemici.

În intervalul Cretacic timpuriu –Jurasic timpuriu, acest domeniu a aparținut Pânze Getice și a funcționat ca un bloc crustal înclinat (Bloc Getic). Acest bloc getic a fost mărginit de blocurile Pânzei Supragetice care aparțin Pânzei Sistemului Median Dacidic (în partea interioră), precum și prin ruptura intracontinentală a Pânzei exterioare Sistemului Dacidic (în partea exterioară). Toate aceste unități tectonice formate în zonele marginale ale platformei continental europene, preced un regim tectonic extensional .

În cazul intervalului Jurasic-Neocomian, două domenii principale de sedimentare au fost dezvoltate în interiorul blocului Getic,prin faliere: un bazin subdus interior cu sedimente marine continue și un bazin exterior cu un prag oscilant cu depunere episodică de apă de adâncime mică.Regiunea Hațeg este plasată la intersecția acestor două bazine (Melinte-Dobrinescu,2010).

Bazinul Hațeg a rezultat în urma mișcărilor tectonice care au comprimat în faze succesive, sedimentele acumulate în fose marine (geosinclinale) determinând astfel cutarea și exondarea depozitelor, rezultând catene orogenice. Principalele mișcări tectonice s-au desfășurat în perioada cretacică, spre mijlocul acesteia (faza austrică) și la sfârșitul perioadei, aproximativ între 68 și 64 milioane de ani (faza laramică),(Grigorescu și colab.,2014).

Structura geologică a Bazinului cuprinde două părți, diferite prin caractere litologice și tectonice: fundamentul cristalin și cuvertura sedimentară.

Fundamentul cristalin (Fig.3.1) ,este constituit din rocile cele mai vechi din istoria geologică a bazinului, care au suferit compresiuni și deformări în cadrul mai multor faze tectonice, începând din Proterozoicul mediu până la mijlocul Carboniferului.

Rocile care constituie fundamentul sunt metamorfice,fapt datorat succesiunii mai multor faze ale mișcărilor tectonice care au declanșat presiuni și temperaturi mari . Unele roci prezintă transformări mai slabe (filite, cuarțite, șisturi sericito-grafitoase, șisturi sericito-cloritoase), altele suferă transformări mai mari față de compoziția primară (micașisturi, gnaisse, calcare cristaline, amfibolite) (Grigorescu și colab.,2014).

În fundament sunt incluse și roci magmatice, rezultate din procesele vulcanice care au însoțit mișcările tectonice; acestea apar sub formă de intruziuni în masa rocilor metamorfice. Rocile care constituie fundamentul Bazinului Hațeg au proveniențe diferite, venind din domenii marine de sedimentare, diferite prin caracteristicile fizice și chimice. În structura fundamentului , geologii au găsit trei asemenea domenii, numite Getic, Supragetic și Danubian, fiecare fiind blocuri rezultate din roci consolidate ca urmare a unor faze suprapuse de mișcări tectonice desfășurate încă din Proterozoic (Grigorescu și colab.,2014).

Actuala structură tectonică a început la mijlocul Cretacicului (faza austrică) și s-a definitivat la sfârșitul Cretaciului (faza laramică), când rocile domeniului Danubian s-au suprapus peste rocile domeniilor Getic și Supragetic. Rocile metamorfozate ale celor trei domenii se găsesc în munții care înconjoară Bazinul Hațeg, cele ale domeniului Danubian, numai în partea sudică a bazinului, în Munții Retezat și Țarcu, formațiunile domeniului Getic intră în alcătuirea Munților Șureanu situați în partea nord-estică a bazinului, iar cele ale domeniului Supragetic, se află în Munții Poiana Ruscă din nord-vestul bazinului (Grigorescu și colab.,2014).

Cuvertura sedimentară.Spre deosebire de rocile din fundament, care sunt în totalitate roci metamorfice, formațiunile care alcătuiesc cuvertura bazinului păstrează în mare parte caracterele inițiale. Cuvertura cuprinde roci sedimentare clastice, cu granulație mai mare sau mai mică (conglomerate, gresii, silturi, argile nisipoase) sau carbonatice (marne și calcare). În unele etape ale evoluției bazinului, rocilor sedimentare ,le sunt asociate roci vulcanice provenite în urma erupțiilor desfășurate în același timp cu procesele de sedimentare, cele mai semnificative fiind cele care au avut loc la sfârșitul Cretacicului (aproximativ între 72 și 66 milioane de ani) ,(Grigorescu și colab.,2014).

În Bazinul Hațeg , rocile vulcanice sunt reprezentate de diverse asociații de fragmente piroclastice primare ,cu puțin material piroclastic refăcut sau material epiclastic. Aceste fragmente au dimensiuni variabile :mai mari ( > 2 mm ) fiind cimentate de material grosier granulat ( < 2 mm ) (Bârzoi,2010).

Conform schemei IUGS ​​(Le Bas și Streckeisen ,1991) și recomandărilor SG (Gillespie, 1999 ) , care folosesc cantitatea de fragmente piroclastice în scopul clasificării , rocile vulcanice din Bazinul Hațeg pot fi grupate în trei categorii : roci piroclastice , care conțin mai mult de 75 % fragmente piroclastice;tufit, care conține de la 25% până la 75 % fragmente piroclastice și roci vulcanice sedimentare , care conțin mai mult de 10% resturi vulcanice , și mai puțin de 25 % fragmente piroclastice (Bârzoi,2010).

Procentul ridicat de fragmente piroclastice cu forme în special unghiulare și conținut bogat de hornblendă, evidențiază un vulcanism extrem de exploziv. Ansamblurile piroclastice slab sortate, cu blocuri mai mari și cu puțin material piroclastic refăcut, indică o distanță foarte scurtă de transport și o depunere relativ apropiată centrului de explozie.

Cantitatea uriașă de material piroclastic ,sugerează că explozia vulcanică a avut un centru de dimensiuni considerabile, dar nu există nici o dovadă de un astfel de vulcan nici în bazinul Hațegului, nici oriunde altundeva în sudul Carpaților (Bârzoi,2010). Datele petrografice și geochimice au evidențiat faptul că vulcanismul a avut loc pe o crusta continentală subțire. Cu toate acestea, această crustă nu este caracteristică Unități Getice din Carpații Meridionali, care este general acceptată pentru a reprezenta fundamentul Bazinului Hațeg. Cel mai probabil, vulcanismul a fost generat într-un alt context geotectonic, respectiv, într-un arc insular continental cu o crustă subțire, cel mai probabil, situată la o latitudine mai mică. Unitățile vulcanoclastice din Bazinul Hațeg au fost strămutate din acest context tectonic, în locul prezent prin mișcări de alunecare (Bârzoi,2010).

A fost evidențiată o mare varietate de fragmente de cristale și roci în depozitele vulcanoclastice. Mai abundente sunt fragmentele piroclastice primare ( piroclaste ) , ce au rezultat dintr-o acțiune directă a activității vulcanice explozive ( formate din răcirea magmei în timpul transportului , înainte de depunerea primară sau detașate de către explozie din roci anterioare) și care nu au fost refăcute de procesele sedimentare .

Piroclastele includ fragmente de roci, fragmentele de sticlă , fragmente de cristal sau cristale individuale . În plus,există o cantitate mică de fragmente piroclastice refăcute(care sunt rezultatul direct al activității vulcanice,dar care au fost refăcute prin procesele sedimentare). Reconstituirile paleogeografice ,bazate pe analizele paleomagnetice, plasesză rocile vulcanice din Bazinul Hațeg la mii de kilometri distanță , undeva la 20-30 ° latitudine nordică, în Marea Tethys în timpul Maastrichtianului (Bârzoi,2010).

Cuvertura sedimentară a bazinului include depozite din 6 cicluri sedimentare distincte: ciclul Permian inferior, ciclul Jurasic-Cretacic inferior, ciclul Cretacic superior, ciclul Cretacic terminal-Miocen bazal, ciclul Miocen mediu-superior și ciclul Cuaternar.Depozitele indică alternanța sedimentelor din mediu marin cu cele în mediu continental, în special fluviatil și lacustru; absența unora dintre diviziunile stratigrafice (numită în geologie “lacune stratigrafice”)este datorată fie lipsei, într-o anumită etapă geologică, a condițiilor de acumulare a sedimentelor, fie, mai ales, înlăturării acestora prin procese de eroziune, ulterior depunerii lor (Grigorescu și colab.,2014),(Fig.3.2).

Figura.3.2.Evoluția mediilor de sedimentare în zona Bazinului Hațeg,după Grigorescu (2014).

3.1.3. Litostratigrafie

A. Zona de N-V a Bazinului Hațeg

Bazinul Hațeg reprezintă un bazin extensional post-orogenic al Cretacicului târziu,format în timpul Laramidianului/ faza Getică, situat în partea de sus a fundamentului Getic. Nopcsa (1905) a identificat două faciesuri diferite care acum sunt recunoscute ca unități formale litostratigrafice din Maastrichtianul timpuriu (Rabi,2013).

Cele mai vechi sedimentele din aceasta regiune sunt gresii cuarțose gri ,cu microconglomerate bazale și un strat intermediar de aluviuni subțiri gri, care amintește de litologia caracteristică formațiunii Federi (Melinte-Dobrinescu,2010).

Gresiile cuarțose sunt urmate de marne gri ale formațiunii Stei , rezultând la baza unei secvențe alcătuită din șisturi roșii,marne și calcare.Valea Răchitova , locul unde este plasat stratotipul Formațiunii Stei, este singura secțiune unde marnele roșii și calcarele(Membrul Inferior al Formațiunii Stei) ar putea fi separate ca entități litologice. Spre sud , numai sedimentele lentinifore hemipelagice roșii au fost observate . Mai mult, întrega Formațiune Stei dispare la extremitatea sudică din N-V Hațegului , acoperită de tânara Formațiune Răchitova (Melinte-Dobrinescu,2010).

Cele mai tinere sedimente marine din N-V Hațegului sunt reprezentate de turbidite ale Formațiunii Răchitova , având stratotipul situat în Valea Răchitova ( Grigorescu și Melinte , 2001) . Acestă unitate , care are grosimea de 900 m , apare la Nord de extremitatea sudică din N-V Hațegului. Bazat pe caracteristicile sale litologice , Formațiunea Răchitova este împărțită în două membre ,după cum urmează:

Membrul inferior , cu stratotipul situat în Valea Răchitova, compusă din 500-700 m de turbidite nisipoase , caracterizat prin alternarea a 50 cm grosime de gresii calcaroase gri cu un centimetru de aluviuni gri și verzi , (Fig.3.3);

Membrul superior , realizat prin alternarea aluviunilor gri și verzi și ariloase cu argile cu gresii calcaroase și calcare. Acest membru al Formațiunii Răchitova este de 300 m grosime în stratotip ( în Valea Răchitova) și scade la 150 m în valea Ștei iar în extremitatea sudică din N-V Hațegului dispare, fiind acoperit de depunerile continentale ale Formațiunii Densuș – Ciula (Melinte-Dobrinescu,2010).

B. Zona de S-E a Hațegului

În S-E Hațegului , cele mai vechi sedimentele cretacice marine sunt recifi bioclastici calcaroși și calcilutitele cu rudiști , în special Requienia amoniac și Toucasia carinata, litologie caracteristică faciesului Urgonian din Ținutul Tethys. Calcarele Urgoniane sunt suprapuse neregulat pe depozitele continentale ale Formațiunii Murgoi , care este compus din conglomerate și brecii cu bauxite carstice. Intervalul Albian târziu -Apțian târziu a Formațiunii Murgoi a fost asumat pe bazat pozițiilor geometrice (Melinte-Dobrinescu,2010).

Următoarea unitate litologică din Cretacic este Formațiunea Federi, caracterizată prin litofaciesuri lacustre formate din gresii cu lentile de cărbune. Această formațiune suprapune neregulatele calcarele Urgoniene . Cea mai veche unitate marină a Cretacicului Superior din S-E Hațegului este Formațiunea Valea Dreptului, care a fost împărțită în trei membre ( Pop , 1990 ) , după cum urmează :

Membrul inferior ( unitatea Slatina ) , care afișează variații laterale semnificative , cum ar fi gresiile și microconglomerate cu brachiopode la N-V de Fizești , calcare nisipoase în N Coșteni , gresii și calcare(Fig.3.2); cu Actaeonella și Ytruvia și coquina între localitățile Coșteni și Ohaba – Ponor, calcirudite și calcare la sud de Baru , precum și conglomerate polimictice cu frecvente calcare urgoniene și elemente de roci metamorfice la nord de Bănița.

Membrul mijlociu (Ohaba – Ponor ) , în principal compus din marne gri , cu micrite orientate spre bază ; matrițe frecvente de bivalve și amoniți pot fi găsite în acest membru ;

Membrul superior (Coroi ) , realizat din siltite argiloase ; rar apar marne gri și gresii calcaroase (Melinte-Dobrinescu,2010).

3.2. Geologia Bazinului Rusca Montană

3.2.1. Istoricul cercetărilor

Studiile depozitelor continentale maastrichiene din bazinul Rusca Montană,au fost divizate în patru etape.Prima etapă a studiilor geologice maastrichiene,este reprezentată de lucrările publicate înainte de 1918 de Nopcsa(1905),Schafarzik(1906) și în 1913,1914 Tuzson. Nopcsa(1905),face o conexiune între depozitele tufitice din Rusca Montană cu cele din Bazinul Hațeg. Tuzson în 1913-1914, determină și identifică primele resturi de plante fosile și descrie impresiunile unor fructe și frunze de la tipuri de palmieri.Tot Tuzson este cel care pe baza acestor fosile ,realizează prima reconstituire paleoecologică a Maastrichianului din bazinul Rusca Montană.Următoarea etapă a cercetărilor este legată de geologia zonei,elaborate de Cantuniari(1939,1941) și Mamulea(1955),arătând prezența depozitelor continentale maastrichiene ,pe suprafețe și grosimi mari reprezentate de sedimente mixte(Vasile,2012).

Petrologia cărbunilor din Rusca Montană a fost realizată de Bițoianu(1970) și Dușa(1970).Givulescu(1966-1968) descrie fragmente ale taxonilor de ferigi(Asplenium dicksonianum),palmieri(Pandanus div.sp.) și dicotiledonate (Credneria,Aralia).În Valea Nocea sunt descrise impresiunile foliare ale ferigilor, dicotiledonatelor și palmierilor de Petrescu și Dușă(1970).În perioada 1918-1972 ,depozitele continentale de la sfârșitul Cretacicului erau atribuite Danianului,considerat ultimul etaj cretacic în acea vreme.În 1960 la Congresul Geologic de la Copenhaga se stabilește ca Maastrichianul este ultimul etaj al Cretacicului. Cercetările asupra florei din Rusca Montană au fost efectuate între 1972-1989. Dușa(1974),Petrescu și Dușa(1980,1985),Pop și Petrescu(1983),publică cele mai importante lucrări în care au fost descrise asociațiile paleofloristice bogate în pandani și monocotiledonatele.Tot în această perioada sunt publicate lucrări în care este analizată petrografia(Dușă și Bărilă,1973).În ultima etapă ,din 1990 până în prezent, s-au desfășurat activități de cercetare cu rezultate excepționale.Grigorescu(1990,1992),evidențiază asemănările dintre cele două bazine.Codrea(2009),este cel care descoperă primele resturi de vertebrate din estul bazinului,descrriere lor fiind făcută în 2010 de Feigi și colab.,și în 2012 de Codrea și colab.Au fost identificate oase de dinozauri ,crocodilieni,chelonieni și mamifere (Vasile,2012).

Flora maastrichtiană din Basinul Rusca Montană conține microfosile și macrofosile.Microflora fost descrisă de Balteș (1966) și de Antonescu și colab. (1983). Macroflora, studiată de Schafarzik (1907), Tuzson (1913, 1914), Givulescu (1966, 1968),Petrescu și Dușa (1970, 1980, 1982), precum și de Pop și Petrescu (1983), cuprinde ferigi, dicotiledonate și frunze monocotiledonate. Tuzson (1913, 1914) a descris și ilustrat monocotiledonatele din această flora (Palmophyllum longirhachis și Juranyia hemiflabellata), în timp ce Givulescu (1966, 1968) a înregistrat (Equisetum sp.), ferigi (Gleichenia zippei, G. nordenskioeldii, Asplenium dicksonianum) și conifere (Protophyllocladus polymorphus). Petrescu și Dușa (1970, 1980, 1982), au descris și ilustrat diverse macroflore din mai multe localități (cum ar fi Văile Nocea, Ciotorogu, Rusca), inclusiv ferigi gleicheniaceous (G. zippei, G. nordenskioeldii, G. acutiloba, G. cycadina), ferigi aspleniaceous (Asplenium foersteri), dicotiledonate,(Cinnamomophyllum hesperium, splendens Lindera, Platanus cuneifolia, P.latior, Credneria cf. senonense, Credneria cf. purkynei, Ficus sp.,Myrtophyllum sp., Ilex cf. stenophylla, Aralia div. sp., și Debeya cf.coriacea), și monocotiledonate (Palmophyllum longirhachis, Pandanus austriacus, P. trinervis, P. spinatissimus, P. acutidens, P. tenuissimus, și P.barbui) (Popa,2014).

3.2.2.Unitatea geologică și bazinul sedimentar

Bazinul Rusca Montană, este situat la nord-est de Caransebeș și se sprijină pe rocile cristaline ale sistemului Getic. Bazinul este mărginit la N și N-E de falii, care taie volcaniclasticele Danianiene și sedimentele clastice.Înregistrările sedimentelor din Cretacicul Târziu încep cu conglomeratele Cenomaniene ,ce acoperă discordant fundamentul Jurasic cristalin și calcaros. Conform Strutinski și Hann (1986), o neconformitate separă Cenomanianul de secvențele Coniacianiene, care sunt alcătuite din calcare și marne. Acestă secvență relativ groasă (300 – 400 m) este acoperită de depozite Santonian – Campaniene, conglomerate care cuprind, gresie și marne sunt interpretate pentru a reprezenta un facies de fliș distal (Stilla, 1985). Secvențele siliciclastice au fost depuse în centrul bazinului în timpul Maastrichtianului timpuriu iar stratele vulcanoclastice groase ,evidențiază activitatea vulcanică din Maastrichtianul târziu –Danian (Willingshofer,2001).

La fel ca în bazinul vecin ,Hațeg, depozitele continentale ale Maastrichtianului din Rusca Montană, se suprapun peste faciesul de fliș Senonian superior având o caracteristică de asociere cu Campanianul foraminiferal , partea sa superioară , extindându-se probabil la baza Maastrichtianului ( Dincă, 1977 ) . Întreaga secvență continentală din acest bazin, este formată din depozite vulcanoclastice ( până la 800 m grosime) . Baza secvenței este predominant formată din granule epiclastice care conțin conglomerate slab sortate ( 1- 70 cm claste ) , cu cuarțit , calcar cristalin și elemente de șist metamorfic ; gresii tufitice și tufit care este intercalat cu straturi terigenoase . Urmează o succesiune de roci predominant vulcanice ( tufit, lave andezitice și mai ales aglomerate ),depozitate în bazine cu apă dulce alternând cu gresii fine – granulate , argile silicifiate, șisturi cărbune și intercalații lenticulare de cărbune depuse între erupții . În partea superioară , depozitele continentale conțin aglomerate tufuri și , subordonează , conglomerate cu componente epiclastice și piroclastice și gresii cu intercalații de cărbuni . Procentul de roci vulcanice este mai mare în partea de est a bazinului , unde au fost găsite de asemenea cele mai multe intercalații de cărbune (0.2-2.0 m grosime),(Grigorescu,1992).

Local, cărbuni sunt modificați termic la contactul cu lava sau organisme magmatice intruzive, ca în bazinul Hațeg. O asociație macroflorală bogată,a fost raportată de gresiile tufitice și argiloase găsite la diferite strate în pături vulcanoclastice (Tuzson, 1913;Givulescu,1966, 1968; Petrescu și Dusa, 1982). Acești autori au raportat 34 specii de plante cea mai mare parte conservate ca impresiuni ale frunzelor, de la mai multe niveluri fosilifere din văile Nocea, Rusca, și Ciotorogu în partea de est a bazinului. Acestea includ ferigi (Gleichenia zippeli, Asplenium foersteri, angiosperme monocotiledonate (Palmophyllum longirachis, Ficus sp., numeroase specii de Pandanus inclusiv P. austriacus, P. trinervis , P.acutidens, P. spinatissimus), diferite angiosperme dicotiledonate (Credneria cf., Platanus cuneifolia , P.latior ) ,(Grigorescu,1992).

Depozitele continentale din Cretacicul superior din Basinul Rusca Montană ( un bazin intermontan din vestul Bazinului Hațeg) , s-au format într -un mod similar cu cele din Bazinul Hațeg(Fig.3.1). Formațiunea Rusca Montana este o unitate conglomeratică care variază de la câteva sute până la 2000 m în grosime . Partea inferioară a formațiuni conține gresii și argilite , iar partea superioară conține mai multe unități piroclastice și detritice amestecate cu cărbune (Rabi,2013).

Bzinul Rusca Montană s-a evidențiat ca bazin de sedimentare spre sfârșitul Cretacicului și a evoluat ca atare până la sfârșitul perioadei cretacice. Cretacicul timpuriu cuprinde masive recifale cu Calmophyllia compressa reprezentând intervalul Barremian-Apțian în facies urgonian; aflorează în partea vestică a zonei. Cretacicul târziu cuprinde depozite detritice, seria fiind completă (Cenomanianul-Maastrichtian). Cenomanianul se evidențiază , prin conglomerate care trec pe verticală la gresii cu Exogyra sp., Astarte sp. etc., indicând o anumită vârstă. Astfel de depozite aflorează în părțile marginale ale zonei. Turonianul-Coniacianul cuprinde prin gresii calcaroase și marno-calcare roșiatice cu Inoceramus inconstans, Globotruncana angusticarinata, Rotalipora monsalvensis etc., și aflorează în partea vestică a zonei. Santonianul și Campanianul includ o alternanță ritmică, de gresii și marne cu Globotruncana arca, G. Lapparenti, Haplophragmoides glomeratus etc., care continuă sedimentarea peste Turonian Coniacian. Maastrichtianul, ultimul etaj al Cretacicului din zona Rusca Montană, are caracter transgresiv și cuprinde depozite alternante. Maastrichtianul debutează prin depozite psefito-psamitice, însă prdominantă este o formațiune vulcano-sedimentară constituită din aglomerate și tufuri cu curgeri de lave andezitice. Maastrichtianul târziu este reprezentat prin grezo-conglomerate cu cărbuni și impresiuni de plante, printre care Gleichenia zippei, Pandanites scutidens etc., precum și resturi de reptile ca Machlodon suesi, Tithanosaurus dacus etc., Depozitele neocretacice conțin depozite conglomeratice-grezoase aparținând Paleogenului. Din punct de vedere tectonic, zona Rusca Montană se prezintă ca un sinclinal ale cărui flancuri au înclinări mici. Marginea nordică este faliată(Glosie,2012).

Depozitele continentale Cretacic superioare ale Bazinului Rusca Montană sunt cunoscute în special pentru paleoflora bogată, dominată de monocotiledonate (în special pandani crescând ca vegetație de mangrove în păduri ce avansau sub forma unor galerii de-a lungul fluviilor) și de o mare varietate de dicotiledonate (Credneria, Platanus, Ficus, Aralia, Myrtophyllum, Cinnamomophyllum) adaptate unei clime calde, de tip tropical-subtropical, cu un regim pluvial sezonier, de tip musonic (Vasile,2012). Asociația paleofloristică sugerează faptul că depozitele s-au acumulat în timpul Maastrichtianului, și este asociată unor acumulări de cărbuni superiori de grosime și extindere redusă (Vasile,2012).

Fundamentul cristalin(Fig.3.1) al bazinului aparține Unităților Getice(Pânzele de la Valea lui Stan ,Măgura,Tâlva Drenii,Bocșa și Moniom),iar în partea nordică din vestul bazinului, cuvertura intră în contact tectonic cu Unitățiile Supragetice(Pînza de Hunedoara) (Vasile,2012).

Depozitele cuverturii sedimentare au fost divizate (cf.Dincă,1977),din punct de vedere stratigrafic ,în 5 cicluri sedimentare importante:Ciclul Jurasic, Ciclul Albian-Campanian,Ciclul Maastrichtian , Ciclul Neogen și Ciclul Cuaternar(Vasile,2012).

A.Ciclul Jurasic .Jurasicul inferior este format din conglomerete și gresii cuarțitice,iar depozitele jurasic superioare sunt reprezentate de calcare,calcarenite și calcilutite cu intercalații dolomitice, (Fig.3.3).

B.Perioada Cretacică începe cu depozite detrito-chimice,ce conțin gresii feruginoase,limonite și bauxite.Cenomianul este reprezentat de coglomerate polimictice,gresii grosiere și calcare fosilifere.În continuare acestor depozite urmează monocalcare și marne argiloase turonian-coniaciene.Cretecicul Superior se termină cu depozite de fliș(Vasile,2012).

C.Maastrichianul este reprezentat de depozite sub facies de molasă,fiind însoțite de erupții submarine;aceste depozite se găsesc în estul bazinului(Bucur,1985).

D.Depozitele Neogene aflorează în partea vestică a bazinului și aparțin bazinului Caransebeș.Aceste aflorimente constă în conglomerate polimictice,calcare fosiliere de tip Leitha și de marne argiloase cu nisiuri argiloase.

D.Depozitele Cuaternare s-au format în timpul Pleistocenului și Holocenului și aparțin teraselor Bistriței și Timișului,haldelor de steril din zona carierelor de bauxită.

Geologia Bazinului Rusca Montană este ilustrată în Figura pe baza informațiilor publicate de Dincă(1977),Codarcea și colab.,(1968) și Vasile(2012).

3.2.3. Litostratigrafie

Din punct de vedere litologic ,depozitele continentale Cretacic superioare din Bazinul Rusca Montană sunt similare cu o parte a celor din Bazinul Hațegului, cu care au fost paralelizate în mod repetat .Studiile palinologice susțin că depozitele din cele două arii de sedimentare vecine sunt sincrone și că s-au depus în timpul Maastrichtianului (Vasile,2012).

Litologic,depozitele continentale maastrichtiene din Rusca Montană,sunt împărțite în două formațiuni:Formațiunea de Valea Șoimului și Formațiunea de Rusca-Negoiu(Vasile,2012).

Formațiunea de Valea Șoimului cuprinde conglomerate (gneisse,cuarțite,șisturi sericito-cloritoase),dar și gresii calcaroase și monocalcare(Fig.3.3).În nordul bazinului aceste depozite apar sub forma unei brecii sedimentare,grosimea acestora fiind cuprinsă între 200 și 400m(Vasile,2012).

Formațiunea de Rusca-Negoiu este reprezentată de depozite continentale mixte(argile,slituri,gresii și conglomerate),material vulcanic(aglomerate vulcnice,tufuri,gresii tufitice).Această formațiune a fost separată în două subunității:Membrul de Valea Ciotorogului și Memnrul de Valea Fărcădeana.Membrul de Valea Ciotorogului este caracterizat de cantitatea mare de material vulcanic din constituția rocilor. Memnrul de Valea Fărcădeana include depozite detritice ,cenușii sau roșii(Vasile,2012).

Figura.3.3.Coloane stratigrafice ale depozitelor continentale maastrichtiene dn bazinele Hațeg și Rusca Montană.Legendă: 1.roco vulcanoclastice; 2.pături de cenușă; 3 tufite; 4.conglomerate; 5.gresii; 6.silite; 7.argilite,șisturi argiloase; 8.zăcământ de cărbune; 9.calcare; 10.marne;(Popa,2014).

CAPITOLUL II

Materiale și metode

2.1.Metode de cercetare în geologie

În geologie sunt cunoscute două tipuri de metode de cercetare:metode directe de cercetare și metode indirecte.Metoda directă este reprezentată de deplasarea fizică pe terenul studiat și presupune prelevarea probelor geologice sau paleontologice, dar și înregistrearea observațiilor cu privire la minerologiea, petrologia,vârsta rocilor din afloriment,precum și relieful și evoluția ariei sutdiate (Popa,2007).

Metodele indirecte de cercetare sunt reprezentate de metodele de laborator ,ce presupun mai multe etape:

Metode mecanice:degajarea și macerarea materialului vegetal sau animal,separarea fracției organice de matricea minerală.

Metode de depozitare:sertare,dulapuri.

Metode chimice :analiza cuticulei.

Metode de înregistrare:fișe,baze de date.

Metode de cercetere și ilustrare:microscopie,fotografie,desen.

Tehnici de documentare:cărți,publicații on-line,managemant de referință (Popa,2011).

Metodele de crecetare în laborator presupun studii de refractometrie, difractometrie ,radiații X, tomografie ,RMN, microscopie optică,cromatografie (Popa,2007).

2.2 .Metode de conservare în geologie

Conservarea plantelor fosile inferioare sau suprioare se realizează în diferite moduri. Plantele fosile sunt conținute în cea mai parte de rocile sedimentare reprezentate prin gresii,argile,marne sau calcare.

Conservarea materialului vegetal sub formă de mulaje , compresiuni,concrețiuni și permineralizări se face de către rocile clasice sau vulcanoclastice fine (gresii, argile, marne, calcare și tufuri vulcanice) (Popa,2007).

Mulajul copiază caracterele interne sau externe ale materialului vegetal ,fiind umplutura internă a diferitelor organe ale plantei,iar mulajul extern reprezintă opusul celor din exterior.

Prin compresiune se înțelege un fragment cărbunos vegetal,ce păstrează un film compresiv urmele fosilei vegetale ,carbonificate sau mumificate.La desprinderea rocii,pe de o parte a eșantionului ramâne compresiunea iar pe cealalaltă parte impresiunea,ce repreezintă mulajul compresiunii ,dar nu include un film cărbunos (Popa,2007).

Permineralizările sunt reprezentate de resturi ale plantelor fosile,ale căror organe au fost impregnate cu un mineral,în genral silice,carbonații sau fosfați.Acestea presupun o fosilizare tridimensională a plantelor fosile ,conservându-se structuri ale plantei pâna la nivelul celular și sunt considerate a fi cele mai bogate în informații(Willis și McElwain,2002).

2.3. Materiale și metode

O parte din materialul de studiu a fost colectat recent de autori din bazinele Hațeg și Rusca Montană în timpul excursii pe teren, și este găzduit la Laboratorul de Paleontologie, Departamentul de Geologie al Universitatea din București. Colecția Grigore Răileanu, care a fost de asemenea studiată , se află la Universitatea din București (Popa,2014).

Materialul este format din compresuni și impresiuni, lipsit cuticulele, de obicei puternic oxidat, și de culoare albă. Resturile de plante fosile sunt de obicei găsite în nisipuri fine si argilite și nu sunt asociate cu stratele de cărbune. Materialul nu a prezintat nici o reacție fluorescență în iluminare cu UV (Popa,2014).

Materialul studiat este conservat compresiv și prezintă material foliar, rădăcini și rar semințe. De asemenea, colecții paleobotanice istorice de la Universitatea din București (Laboratorul de Paleontologie, Facultatea de Geologie și Geofizică) și Universitatea Babeș-Bolyai din Cluj-Napoca au fost revizuite. Material proaspăt colectat de pe teren este înregistrat cu prefixele RM și HG, aparținând în principal colecției Ștefan Vasile, în timp ce materialul aparținând colecțiilor istorice ale Universității București este înregistrat cu LPBU (Laboratorul de Paleontologie, Universitatea din București) prefix, incluse în colecțiile Alexandru Dincă și Grigore Răileanu (Popa,2015).

Colecțiile istorice ale Universității Babeș-Bolyai se numără colectarea de Iustinian Petrescu și Alexandru Dușa, au fost înregistrate fără un anumit prefix. Toate aceste colecții care numără un total de 284 exemplare din următoarele localități: Rusca, Nocea, Teiului, Baia, Ciotorogu (inclusiv Ciotorogu Mic), Ciocanului, și văile din Bzinul Rusca Montană și din localitățile Densuș și Pui din Bazinul Hațeg .Imaginile au fost prelucrate folosind Corel Draw versiunea 11(Popa,2015).

Materialul a fost fotografiat cu ajutorul unui aparat de fotografiat digital Panasonic DMC-L1 cu un obiectiv Olympus Zuiko 35 mm. Toate probele au fost înregistrate pe fișe și într-o bază de date digitală (Popa, 2011).

CAPITOLUL III

Rezultate și Discuții

3.1.Sistematica Monocotiledonatelor Maastrichtiene

3.1.1.Descriere .Observații. Material și ocurență

Angiospermophyta

Monocotiledonopsida

Arecales

Arecaceae

Genus Sabalites Saporta 1865

Genul Sabalites este reprezentat de frunze costapalmate și prin urmare este atribuit Arecaceaelor. Acesta include sinonime precum Juranyia Tuszon care a fost definit pe materialul Maastrichtian din România( J. Kvaček și Herman , 2004a )

Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman ,2004

Lista de sinonimie

1982 Palmophyllum longirachis (Unger) Baikovskaya; Petrescu și Dușa, p. 115,pl. VII,1,

2004a Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman, p. 341–348, Fig. 5, pl. VI;pl. VII, 1–4; pl. VIII, 1–4;

2004b Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman, p. 93, pl. 2, 1,

2008 Sabalites cf. longirhachis (Unger) Marmi, Gomez, Martin-Closas; p. 10–12,Fig. 3a–g;

2010 Sabalites longirhachis (Unger) Marmi, Gomez, Martin-Closas și Villalba-Breva; p. 75–77, pl. I, 1–5, pl. II, 1–4, pl. III, 1–4, pl. IV, 1–3, pl. V;

2010 Sabalites longirhachis (Unger) Riera, Marmi, Oms și Gomez, p. 84, fig. 4c;

2012 Sabalites longirhachis (Unger) Villalba-Breva, Martin-Closas, Marmi,Gomez și Fernandez-Marron; p. 197, figs. 5H–I;

2014 Sabalites longirhachis (Unger) Marmi, Gomez, Martin-Closas, Villalba-Breva și Daviero-Gomez; p. 47–48, pl. II, 1–3.

Descriere

Frunze mari, costapalmate, cu pețiol robust, lung, neornamentat având o teacă extinsă la bază. Teaca poate ajunge la 100-120 mm lățime, pețiolul are 80 mm lățime la bază, și descrește treptat până la 20-30 mm în partea bazală a laminei, unde se continuă cu o coastă puternică. Pețiol este rotund în secțiune transversală și se prelungește adânc în lamină ca o coastă, dreaptă și regulată.

Lamina este bilobată, cu nervațiune puternică, și transformă lamina într-un model regulat cu formă de M în secțiune transversală.Nervurile sunt inserate oblic în coastă, deobicei, fiind drepte din punctul lor de inserție .Spre marginile laminei, apar sinusuri adânci.

Nervațiunea secundară este paralelă , și mai puțin vizibilă decât cea primară. Cel mai mare fragment al unei frunze, a fost găsit la Densuș, având aproximativ 1100 mm lungime; se pot observa următoarele structuri: teaca , pețiolul și partea bazală a laminei bilobate cu o coastă puternică în continuarea pețiolului . Întreaga frunză este estimată la cel puțin 1500 mm lungime.

Observații

Tuzson (1913, 1914) a fost primul care a descris și ilustrat Sabalites longirhachis (Unger) Kvaček și Herman, 2004a, b din Basinul Rusca Montană, sub numele de Juranyia hemiflabellata Tuzson ,1908. Petrescu și Dușa (1982) îl înregistrează ca Palmophyllum longirhachis (Unger) Baikovskaya, 1965. Givulescu (1966, 1968) și Petrescu și Dușa (1980) fac referire la Sabalites longirhachis sub diferite nume, în special Palmophyllum longirhachis (Unger) Baikovskaya,1965. Dincă (1977), de asemenea, citează și ilustrează speciile ca Palmophyllum longirhachis. Mărgărit și Mărgărit (1967) au raportat prezența lui Sabalites longirhachis în Bazinul Hațeg.

Kvaček și Herman (2004a) au descris Sabalites longirhachis din Formațiunea Grünbach (Austria)din Campanianul inferior , unde Sabalites longirhachis apare într-un facies cu cărbuni . Kvaček și Herman (2004b) , au atribuit Sabalites longirhachis unei comunități de plante de mlaștină , semiacvatice, împreună cu Pandanites trinervis, Lysichiton austriacus, Equisetites sp. și Marsileaceaephyllum campanicum, fiind similare cu pădurile de turbărie mlăștinoase de astăzi din Sumatra.

Material și ocurență

O frunză mare de Sabalites a fost găsită la Densuș , în secvențele vulcanoclastice bazale din Formațiunea Densuș – Ciula ,dar din cauza conservării slabe ,frunza nu a putut fi degajată din matricea sa .

Colecția Petrescu și Dușa include patru fragmente cu frunze de Sabalites longirhachis, două dintre ele colectate de pe Valea Nocea,( eșantioanele 559 , 561 ) și două din Valea Rusca (eșantioanele 555 ,560 ) . Colecția Mircea Meșter include, de asemenea două fragmente din Valea Rusca (eșantioanele 4629 , 4630 ) .

Unul dintre aceste fragmente(eșantionul4630), prezintă un rahis lung pe care lamina și nervurile primare se inseră.Materialul colectat anterior găzduit în Laboratorul de Paleontologie , Universitatea din București , conține două probe de Sabalites din colecția G. Răileanu (eșantioanele 0315 , 0320 ) , având ocurența generală numai Rusca Montană .

Pandanales

Pandanaceae

Genul Pandanites Tuzson 1913 a fost descris și ilustrat în România pe baza materialului din Bazinul Rusca Montană cu specii de tip Pandanites acutidens . Petrescu și Dușa ( 1982) au sesizat fără să defininească însă holotipurile ,mai multe specii noi de Pandanus din Rusca Montană , cum ar fi Pandanus spinatissimus , Pandanus tenuissimus și Pandanus barbuipe baza morgologiei, densității dinților de pe marginea frunzei(spini , țepi ) , formei,nervațiunii,dimensiunii frunzei.Această specie a descrisă de Ettingshausen (1852) sub numele de Trinervis Pandanus . Exemplare de Pandanites din Bazinul Rusca Montană au fost menționate ca Pandanites trinervis .

Pandanites trinervis (Ettingshausen) Kvaček și Herman 2004

Lista de sinonimie

1970 Pandanus trinervis Petrescu și Dușa, p. 166–168, pl. 1, 7;

1970 Pandanus acutidens Petrescu și Dușa, p. 169, pl. 1,4;

1970 Pandanus austriacus Petrescu și Dușa, p. 169, pl. 1,6;

1982 Pandanus austriacus Petrescu și Dușa, p. 115–116, fig. 9, pl. VIII, 1, pl. X,1;

1982 Pandanus trinervis Petrescu și Dușa, p. 116, Text-fig. 10, pl. IX, 1;

1982 Pandanus acutidens Petrescu și Dușa, p. 117, pl. IX, 4, 5;

2004a Pandanites trinervis Kvaček și Herman, p. 333, text-fig. 4, pl. II, 1–4, pl. III, 1–5, pl. IV, 1–9, pl. V, 1–5;

2004b Pandanites trinervis Kvaček și Herman, p. 93, pl. 1, 4;

2010 Pandanites trinervis Herman și Kvaček, p. 48, pl. 13, 1–4, pl.14, 1–5, pl. 15,

1–6, pl. 16, 1–5, text-figs. 7R, S, T, 22, 56.

Descriere

Pandanites trinervis este reprezentat de frunze alungite, liniare, cu margine dințată, având formă de M, în secțiune transversală. Nu au fost colectate încă fragmente bazale sau apicale .Lățimea laminei variază între 1,5 – 45 mm. De-alungul laminei sunt distribuite trei nervuri pricipale paralele iar nervura centrală se întindere de-alungul liniei de simetrie al frunzei.Nervurile secundare (adevăratele nervuri) sunt mult mai subțiri, și de asemenea în paralel sunt interconectate prin nervuri terțiare fine , care sunt greu observabile din cauza conservării slabe .Marginea dințată prezintă dinți fini,care variază între 0,5 – 2 mm lungime, cu o densitate cuprinsă între 0,5 -5 dinți pe 10 mm. Forma dinților este de asemenea variabilă, de la ușor falcată la liniară, orientându-se întotdeauna spre vârful frunzei.

Observații

Colecția de la Cluj-Napoca conține doar un eșantion (4635), colectat de Mircea Meșter, avînd material cu Pandanites care a fost inițial etichetat ca Pandanus romanicus, dar conservarea este foarte slabă. Cu toate acestea, ilustrațiile făcute de Petrescu și Dușa , indică două frunze tipice de Pandanites trinervis cu incizii scurte și o nervațiune destul de clară.Autorii au ajuns la concluzia că Pandanites trinervis și Pandanus romanicus, coexistă și că nu sunt radical diferiți. Se consideră astfel Pandanites romanicus ( Petrescu și Dușa, 1970) un sinonim pentru Pandanites trinervis (Ettingshausen) Kvaček și Herman 2004.

Material și ocurență

Materialul fosilfer cu Pandanites trinervis este abundent în Bazinul Rusca Montană, și în aflorimentele Nocea, Ciotorogu și Valea Rusca .Conservarea este destul de slabă, și nervurile terțiare rareori sunt vizibile.

Pandanites spinatissimus Petrescu și Dușa 1982 ex Popa și colab., sp.nov

Lista de sinonimie

1980 Pandanus spinatissimus Petrescu și Dușa, p. 149, nom. nud.;

1980 Pandanus tenuissimus Petrescu și Dușa, p. 149, nom. nud.;

1980 Pandanus barbui Petrescu și Dușa, p. 149, nom. nud.;

1982 Pandanus spinatissimus Petrescu și Dușa, p.117, text-fig. 11, pl. VIII, 4, pl. IX, 2–3 nom. inval.;

1982 Pandanus tenuissimus Petrescu și Dușa, p. 118, text-fig. 12, pl. VIII, 3, pl. IX, 6 nom. inval.;

1982 Pandanus barbui Petrescu și Dușa, p. 118, text-fig. 13, pl. X, 2–4 nom. inval.

Descriere

Holotip: eșantionul 519, colecția Dușa, Holotipul a fost ales de Iustinian Petrescu, potrivit unei note de pe eticheta probei care a fost găsită în timpul revizuirii materialului. Din cauza faptului că numărul holotipului nu a fost menționat în text, numele nu a fost valabil la data publicării deși Petrescu și Dușa au publicat o descriere și o fotografie a holotipului (1982).

Paratipuri: eșantioanele 521 (colecția Dușa, Cluj-Napoca);506, 510, 511,514, 516 (colecția Dușa-Petrescu, Cluj-Napoca); RM1A, RM11A (colecția Vasile, București).

Ocurența : Valea Rusca, Basinul Rusca Montană, cu o unitate continentală Maastrichtiană necunoscută.

Depozitare : Muzeul de Paleontologie, Facultatea de Biologie și Geologie,Babeș-Bolyai; respectiv Laboratorul de Paleontologie,Facultatea de Geologie și Geofizică, Universitatea din București.

Diagnostic: frunze alungite, lanceolate, formă de M în secțiune transversală, cu trei nervuri principale vizibile, în special cele centrale, nervuri secundare paralele, margine dințată cu incizii mari, drepte și puternice sau mai subțiri cu o bază mai largă.

Descriere:frunzele sunt alungite, fără bază conservată, cu lățimea de 15-35 mm lățime, formă de M în secțiune transversală,cu trei nervuri principale și nervuri secundare fine situate paralel de cele principale.Marginea prezintă dinți foarte lungi, la 10 mm, puternici, drepți, lignificați și ascuțiți .

Observații de nomenclatură.Numele original , Pandanites spinatissimus nu a fost publicat de Petrescu și Dușa (1982), deoarece holotipul Pandanites spinatissimus ,nu a fost validat .Numele a fost validat de Popa M. și colab. în 2014 și este citat ca Pandanites spinatissimus Petrescu și Dușa ex Popa și colab.

Observații

Caracterele cele mai uimitoare ale acestei specii sunt dimensiunea mare și forma dinților,care sunt foarte ascuțiți și puternic lignificați, făcând acest Pandanites trinervis diferit de cei din regiunea Campania de Grünbach (Kvaček și Herman, 2004a). Această caracteristică este o trăsătură naturală, constantă pentru Pandanites spinatissimus. De asemenea, nervura principală centrală este mult mai evidentă decât celelalte două, iar secțiunea transversală în formă de M a frunzei este destul de plată.

Autori au definit, Pandanites tenuissimus, pe baza apariției dinților lungi, dar mai subțiri, care au încă baza lărgită similară cu cele de Pandanus spinatissimus. Holotipul Pandanites tenuissimus (eșantionul 511) și restul materialului (eșantioanele 510, 516) prezintă dinți alungiți, înguști, atipici pentru Pandanites trinervis, dar morfologia acestor se aseamănă bine cu morfologia lui Pandanus spinatissimus .

Esantioanele cu Pandanus tenuissimus includ fragmente în care forma M a secțiunii transversale este mai puțin evidentă la fel ca nervurile secundare, dar în general, nu există diferențe semnificative între Pandanus spinatissimus și Pandanus tenuissimus .Prin urmare, Pandanites spinatissimus și Pandanus tenuissimus sunt considerate ca fiind conspecifice și chiar sinonime.

Material și ocurență

Materialul referitor la acest taxon este destul de frecvent în Bazinul Rusca Montană . Conservarea acestui monocotil este destul de slabă ; nu prezintă întotdeauna cuticulele , dar nervațiunea este bine conservată la unele exemplare .

Această specie este reprezentată în ambele colecții la Universitatea Babeș – Bolyai din Cluj – Napoca , precum și la Universitatea din Bucuresti , unde sunt păstrate multe exemplare . Acest taxon are următoarele ocurențe: Valea Teiului ( Negoiu , eșantionul RM 40 A -B în colecția Vasile ) ,Valea Rusca ( colecția Vasile ;colecția Dușa ; colecția Dușa și Petrescu) , și Valea Nocea ( colecția Dușa și colecția Dușa- Petrescu) .

3.1.2. Discuții

Studii privind palaeosolul maastrichtian din Bazinul Hațeg sugerează că palaeoclimata a fost subumedă, musonică și marcată de o sezonalitate puternică (în termeni de umiditate) cu mai puțin de 1000 mm precipitații pe an.Aceste condiții climatice sunt probabil similare cu cele din sudul Asei contemporane, (Therrien,2005).

În bazinele Rusca și Hațeg conservarea materialului vegetal este destul de slabă. Fragmentele de frunze au fost transportate și sedimentate în argilele și marnele aluvionare (luncă). În bazinele Rusca Montană și Hațeg , materialul monocotiledonat este întotdeauna găsit ca impresiune în argile , tufuri și prin urmare, acesta reprezintă o flora clastică, mai degrabă decât de o flora tipică de cărbune.

Speciile de Sabalites și Pandanites din bazinele Rusca și Hațeg au o semnificație palaeogeografică importantă ,având în vedere ca au făcut parte din flora insulară tipică, care a prosperat de-a lungul țărmului al nordic al Mării Tethys. În literatura de specialitate paleobotanică, palmerii și pandanii, sunt în general, recunoscute ca indicatori pentru un climat cald.

Prezența fosilelor de palmier în arhivele fosilifere este interpretată ca fiind indicator pentru condiții climatice calde și umed. Apariția monocotiledonate Pandanites și Sabalites în Rusca Montană și Hațeg este foarte importantă fiind o dovadă a existenței unui litoral Maastrichtian, subtropical cu vegetație tropicală, dezvoltată pe malurile insulelor din Oceanul Tethys, între Biomurile Boreal și Gondwanan. Petrescu și Dușa (1980) au descris bazinul Rusca Montană, ca fiind cel mai bogat bazin din lume în ceea ce privește palmierii fosili, sugerând o retragere treptată spre sud a acestor plante neozoice în regiunile tropicale din ziua de azi.

3.2. Sistematica Dicotiledonatelor Maastrichtiene

3.1.1.Descriere .Observații. Material și ocurență

Angiospermophyta

Dicotyledonatae

Sapindales

Sapidaceae

Genus Araliaephyllum Fontaine 1889

Araliaephyllum sp.

Descriere

Prezintă frunze trilobate, fiecare lob fiind alungit și îngust, cu margini întregi, avînd baza în formă de V de bază și vârful lobilor ascuțit. Pețiolul are aproximativ 1 mm lățime, iar lungimea este necunoscută. Lobii prezintă sinusuri de 14-24 mm lățime, marginile lor fiind aproape paralele, ușor convergente la vârf.

Nervurile centrale sunt drepte 0,7-1,0 mm, cu nervuri secundare inserate la 60° -70°, arcuindu-se înainte de marginea frunzei și conectându-se la nervurile secundare vecine . Fragmentele frunzei arată aproape toate caracterele morfologice foliare, cele mai rare părți, inclusiv pețiolul și vârfuri lobilor.În Valea Teiului, materialul este reprezentat de fragmente de frunză cu dimensiuni obișnuite , cu lățimea lobului de până la 14-17 mm .

Observații

Morfologia frunzei marcată în mod clar de cei trei lobi foliari diferiți, indică o specie de Araliaephyllum .Mai multe caractere morfologice face acest material particular: forma de V, baza ușor rotunjită a frunzei, care nu este niciodată ca la speciile uzuale de Araliaephyllum, întreaga margine frunzei este continuă iar lobi frunzei sunt foarte alungiți și ascuțiți. Această specie poate fi nouă dar are și o afinitate cu genul Debeya Miquel 1853 , dar în materialul românesc nu prezintă aceleași caracteristici ca Debeya .

Material și ocurență

Nervațiunea este bine conservată uneori ,în special în Valea Teiului, Bazinul Rusca Montană (eșantioanele RM25A – B ,RM 28 , RM19A – B) . 33 de eșantioane din Bazinul Rusca Montană (Valea Teiului) , și zece eșantioane din Bazinul Hațeg ( din Pui , HG 1 , HG 10 , HG 14 ), conțin fragmente de Araliaephyllum sp.

Proteales

Platanaceae

Genus Credneria Zenker

Credneria denticulata (Zenker) Tschan, Denk et von Balthazar. 2008

2008 Credneria denticulata Tschan, Denk et von Balthazar, p. 213-220, Pls. I-III.

Descriere

Fragmente mari de frunze apicale , până la 100 mm lungime și 90 mm ​​lățime în stare fragmentară ,frunze întregi, cel puțin de două ori mai mari în dimensiune . Au marginile întregi și nervațiunea cu nervuri secundare , drepte care ajung până la marginea frunzei. Nervurile terțiare se inserează pe cele secundare spre marginile frunzei și sunt arcuite , ajungând întotdeauna la marginile frunzei. Arcadele sunt paralele și au un aranjament regulat. Al patrulea tip de nervură generează o plasă ușor curbată și rectangulară între nervurile terțiare și cele secundare .

Observații

Marginile continue ( cu un posibili dinți izolați , ) și arcuite, nervațiune perpendiculară cu nervuri de ordin terțiar sau cuaternar indică genul Credneria Zenker . Modelele de nervațiune și marginile indică o asemănare cu Credneria denticulata ,descrisă de Tschan și colab.,( 2008) din perioada Santoniană din Quedlinburg ( Germania ).

Material și ocurență

Două fragmente de frunze destul de slab conservate , apar pe eșantionul LPBU0321 (LPBU0321 / F1și F2 ) , aparținând colecției Dincă , Universitatea din București . Speciile de au fost colectate dinValea Cătămarului din Basinul Rusca Montană .

Ettingshausenia Stiehler 1857

Ettingshausenia onomasta (Bayer) J. Kvaček și Halamski

Lista de sinonimie

1982 Lindera splendens Petrescu și Dușa, p. 4, Pl. II, Figs. 4, 5;

1982 Platanus cuneifolia Petrescu și Dușa, p. 6, Pl. V, Fig. 4, Pl. VII, Fig. 4;

1982 Credneria (Aralia?) cf. purkynei Petrescu și Dușa, p. 6, Pl. III, Fig. 3, Pl. VII, Fig. 3;

1982 Credneria cf. C. senonense Petrescu și Dușa, p. 6, Pl. III, Fig. 1;

1982 Aralia sp. și Aralia sp. 2 Petrescu și Dușa, p. 8, Pl. VI, Figs. 1, 3,7;

Descriere

Frunze mari ,de obicei, trilobate, cu margine cordată,bază întregă sau ușor cordată, loburi cu margine întregă și vârfurile lobilor ascuțite. Uneori , lobi pot fi atenuați sau mai scurți,deși nu există nici o dovadă clară a întregului contur al frunzei ( lobii lipsind total ) sau de frunze care devin pur cordate . Sinusurile dintre lobi sunt în mod normal rotunjiți. Lamina ca întreg a fost mare , de cel puțin 100-150 mm lățime și 120-180 mm lungime . Forma conturului , de asemenea, ar putea varia între mai larg sau subțire ( alungit ) . Doar un singur fragment are o bază puternic cordată ( RM 143 B / F1 ) , bazele reprezentând întregul. Pețiolul este puternic, de cel puțin 7 mm lungime și 1,5 mm lățime.

Nervura centrală este dreptă și robustă, ajungând la vârf. Nervurile secundare sunt inserate opus față de nervura centrală, între 80 ° -45 °, cu unghiuri mai mari spre bază și unghiuri mai mici spre vârf, curbîndu-se spre vârf când ajung aproape de marginea frunzelor.Primele două nervuri secundare sunt groase, aproape la fel de groase ca nervura centrală, puternice, fiind generate chiar langă pețiol. Exemple de astfel de nervuri secundare puternice sunt ilustrate în fragmentele 553 / F1 din Valea Nocea, identificate de Petrescu și Dușa (1982) ca Credneria cf. senonense, și 4631 / F1, identificate de Petrescu ca Aralia sp. din Valea Rusca .

Ele sunt, de asemenea, vizibile în fragmentele 558H / F1 (Fig. 5a), holotipul de Lindera splendens Petrescu și Dușa 1982, și în 557 / F1), ca paratipul acesteia. În lobul mijlociu, restul nervurilor secundare sunt îndoite înainte de vârf deoarece ele tind să ajungă la marginea lobilor ,arcuindu-se și unindu-se cu nervura secundară vecină.Această arcuire și interconectarea nervurilor secundare este deosebit de vizibilă spre vârf. Nervurile terțiare sunt și ele arcuite și interconectează nervurile secundare ,în timp ce nervurile de ordin patru și cinci vor genera o plasă dreptunghiulară care apare pe toată suprafața frunzelor. Vârful este ascuțit,foarte ușor rotunjit chiar la sfârșit. In lobii laterali nervațiunea este identică cu cea din lobul mijlociu, asa cum prima nervură secundară a frunzei devine nervură centrală pentru lobii laterali.

Observații

Acesta este cel mai frecvent tip de frunză dicotiledonată din Bazinul Rusca Montană . Caracteristicile tipice înregistrate în material sunt:bază ușor cordată sau întreaga , lobii mai mult sau mai puțin vizibili , margine întreagă cu vârfuri acute , cu nervuri secundare arcuite inserate opus și conectate de margine , și nervuri terțiare arcuite care generează plase dreptunghiulare cu nervuri de ordin trei sau patru. Halamski și Kvaček au omologat Ettingshausenia onomasta pe materialul Coniacian din Munții Sudeți.

Petrescu și Dușa (1982) au descris și ilustrat un material identic sub diferite denumiri, cum ar fi Lindera splendens (eșantioanele 558 H și 557, din colecția Petrescu și Dușa,Valea Rusca), Platanus cuneifolia (eșantionul 535, din colecția Petrescu și Dușa, Valea Nocea), Credneria senonense (eșantionul 552, din colecția Petrescu și Dușa, Valea Nocea), Credneria (Aralia?) cf. purkynei (eșantionul 537, Valea Rusca ,colecția Petrescu și Dușa), Aralia sp. 1 (eșantionul 556 ,colecția Petrescu și Dușa, Valea Nocea), și Aralia sp. 2 (eșantionul 553, colecția Petrescu și Dușa, Valea Nocea). De asemenea, materialul de acest tip a fost etichetat ca Credneria sp. (eșantionul 537, colecția Petrescu și Dușa, Valea Nocea).

Acestă multitudine a fost posibilă datorită interpretări diferitelor fragmente de frunză care apar inițial în diferite părți ale frunzelor ce aparțin acestui tip de dicotiledonat. În cazul holotipului Lindera splendens (Petrescu și Dușa 1982, 558 H) ,a fost interpretată corect ca având trei lobi, deși holotipul este puternic deteriorat și rupt. Aceeași interpretare a avut loc în eșantionul 557,singurul paratip de Lindera splendens, deși inițial nu a fost desemnat ca paratip în Petrescu și Dușa (1982). Toate materialele din colecția Petrescu și Dusa aparținând Lindera splendens sunt reprezentate de două eșantioane: 558 H (holotipul) și 557 (paratipul). Din păcate, definirea speciei Lindera splendens a fost publicată fără procedurile formale, și fără definirea holotipului și paratipului . Ambele probe prezintă caracterele anatomice identice cu restul grupului Ettingshausenia onomasta.

Material și ocurență

Acest tip de dicotiledonat a fost înregistrat în timpul practicii de teren din Valea Baia ,Valea Rusca ,Valea Ciocanului,Valea Nocea și Valea Ciotorogului (Basinul Rusca Montană) ,unde apare în grade diferite de conservare. De asemenea, acest taxon a fost găsit în colecții istorice de la Universitatea din București ( colecțiile Răileanu și Dincă) și de Universitatea Babeș-Bolyai din Cluj-Napoca (colecția Petrescu și Dușa). Materialul cel mai bine conservat este înregistrat pe eșantioanele: RM9A-B; RM127; RM132; RM138;RM147 ( Valea Baia, colecția Vasile), în principal, cu baze de frunze, în timp ce eșantioanele , RM126A-B ;RM121 (Valea Baia, colecția Vasile) și LPBU0303 (Valea Ciocanului Vale, colecția Răileanu) înregistrează în principal vârfuri de frunze. Materialul din colecția Petrescu și Dușa este, de asemenea, divers, iar eșantioanele 557 ,558 H și 4631 sunt cel mai mult reprezentate.

Laurales Perleb 1826

Lauraceae de Jussieu 1789

Genus Eucalyptolaurus Coiffard, Gomez, Thiébaut, J. Kvaček, Thevénard și Néraudeau 2009

Eucalyptolaurus sp.

Lista de sinonimie

1982 Myrtophyllum sp. Petrescu și Dușa, p. 7, Fig. 6, Pl. VII, Fig. 2;

1982 Ilex cf. I. stenophylla Petrescu și Dușa, Pl. 4, Fig. 4.

1982 Cinnamophyllum hesperinum Petrescu și Dușa, p. 4-5, Fig. 3, Pl. IV, Figs. 2, 3.

Descriere

Frunze eliptice alungite , cu un petiol scurt, bază simetrică sau usor asimetrică margini întregi ,au fost colectate din Văile Ciotorogu și Rusca. Lungimea fragmentului din Valea Ciotorogului , este de 45 mm iar lățimea acesteia ajunge la 10 mm .Pețiol este de 1 mm lățime, continuat cu o nervură centrală dreaptă și robustă.Nervurile secundare sunt drepte, și se curbează ușor doar la marginea frunzei, fără a ajunge ea. Ele sunt paralele, cu o densitate de 5-6 nervuri pe 10 mm. Nervurile de ordin trei sau patru nu au fost conservate. Fragmentul din Valea Rusca este de 100 mm lungime, și are o densitate a nervurilor de 2-3 nervuri pe 10 mm. Nervura centrală este dreptă, nervurile secundare sunt greu de identificat, dar nervurile interamarginale se pot observa.

Observații

Aceste fragmente sunt singurele fragmente de plante cu lamina alungită, eliptică având margini întregi găsite în ambele bazine . Materialul colecției Dincă este aproape de două ori mai puțin decât colecția Petrescu și Dușa , dar au în comun aceleași caracteristici morfologice. Petrescu și Dușa ( 1982) au atribuit materialul lor Myrtophyllum sp . ( fragment 554 / F1 ) și Ilex cf. I. stenophylla ( fragment 551 / F1 ) .

Material și ocurență

Fragmentele de frunze au numărul de înregistrare 0318, colecția Dincă , Universitatea din București , colectate din Valea Ciotorogului , Bazinul Rusca Montană și 554, colecția Petrescu și Dușa , Valea Rusca, Universitatea Babeș-Bolyai , Cluj- Napoca . De asemenea , fragmente de dimensiuni mici din acest tip dicotiledonat a fost înregistrată pe o parte a eșantionului 536 colecția Petrescu și Dușa , Valea Rusca, Universitatea Babeș-Bolyai , Cluj- Napoca.

Dicotiledonat tip 3

Descriere

O frunză mică , eliptică cu margini dințate. Lungimea fragmentului este de 26 mm și lățimea este de 15 mm . Marginile au dinti mari , simetrici de 3-4 mm lungime cu nervuri secundare . Nervura centrlală este îngustă și dreaptă , de 0,5 mm . Nervurile secundare sunt fine, înguste , ajungând la vârful fiecărui dinte , fără nici o dihotomie . Nervurile terțiare sunt drepte , inserate la 60 ° -70 ° față de nervurile secundare. Nervurile de ordin patru nu sunt vizibile în material.

Observații

Forma eliptică și dinții mari fac acest fragment de frunză unic în comparație cu materialul paleobotanic colectat din Basinul Rusca Montană.

Material și ocurență

Un singur fragment de frunză a fost găsit , și înregistrat cu RM174A- B, colecția Vasile , Valea Baia , Basinul Rusca Montană .

Răsad?

Descriere

Un mic fragment de frunză având mai puțin de 10 mm lungime ,arată ca o frunză în miniatură, cu o bază simetrică, un pețiol foarte lung și o nervațiune secundară foarte fină .

Observații

Aceasta poate reprezenta un răsad al unei plante dicotiledonate , cel mai probabil apartinand grupului Ettingshausenia onomasta. De asemenea, poate reprezenta un fragment de ferigă .

Material și ocurență

Materialul a fost înregistrat cu numărul RM70B, colecția Vasile , Universitatea din București , colectate de la Valea Baia , Bazinul Rusca Montană .