Secția de Ecologie și Protecția Mediului [605322]

Universitatea din București
Facultatea de Biologie
Secția de Ecologie și Protecția Mediului

LUCRARE DE LICENȚĂ
Flora Cretacicului târziu din bazinele
Hațeg și Rusca Montană

Coordonator stiințific:
Conf.Dr. Mihai E. Popa
Absolvent: [anonimizat]

2015

2
CUP RINS
INTRODUCERE ………………………………………………………………………………………………………… 5
Scop și obiective…………………………………………………………………………………………………….. ……. 6
CAPITOLUL I .Aspecte teoretice ……………………………………………………………………………… … 7
1. Caracterizarea Perioadei Cretacice ………………………………………………………………………….. 7
1.1. Aspecte generale……………………………………………………………………………………….. …………… 7
1.2. Paleogeografia și paleoclima……………………………………………………………………………….. ….. 8
1.3. Flora și fauna Cretacică……………………………………………………………….. …………………………. 10
1.4. Perioada Cretacică în România………………………………………………………………………………. .. 11
1.5. Extincția de la limita Cretacic/Terțiar……………………………………………………………………….. 12
2. Localizarea geografică a zonei studiate …………………………………………………………………….. 14
2.1. Localizarea geografi că a Bazinelor Hațeg și Rusca Montană………………………………………. 14
3. Geologie ……………………………………………………………………………………… 15
3.1. Geologia Bazinului Hațeg……………………………………………………………………………… ……….. 15
3.1.1. Istoricul cercetărilor…………………………………………………………………………………… ……….. 15
3.1.2. Unitatea geologică și bazinul sedimentar……………………………………………………………….. 16
3.1.3. Litostratigrafie………………………………………………………………………………………… ………….. 22
3.2. Geologia Bazinului Rusca Montană…………………………………………………………………………. 24
3.2.1. Istoricul cercetărilor…………………………………………………………………………………… ……….. 24
3.2.2. Unit atea geologică și bazinul sedimentar……………………………………………………………….. 25
3.2.3. Litostratigrafie………………………………………………………………………………………… …………. 28

3
CAPITOLUL II. Materiale și metode ………………………………………………………………………….. 30
2.1. Metode de cercetare în geologie……………………………………………………………………………. …. 30
2.2 . Metode de conservare în geologie……………………………………………………………………………. 30
2.3. Materiale și metode……………………………………………………………………………………………….. 31
CAPITOLUL III. Rezultate și Discuții …………………………………………………………………………. 32
3.1. Sist ematica Monocotiledonatelor Maastrichtiene……………………………………………………….. 32
3.1.1. Descriere. Observații. Material și ocurență……………………………………………………………… 32
3.1.2. Discuții.. …………………………………………………………………………………………………………….. 38
3.2. Sistematica Dicotiledonatelor Maastrichtiene…………………………………………………………….. 39
3.2.1. Descriere. Observații. Material și ocurență……………………………………………………………… 46
3.2.2. Discuții…………………………………………………………………………………………………… …………. 46
CAPITOLUL IV. Paleoecololgie …………………………………………………………………………………. 46
4.1. Metode de reconstituire paleoecologică………………………………………………………….. ……….. 46
4.1.1. Reconstrucția paleoecologică fizică și biotică………………………………………………………….. 46
4.2. Paleoecologia plantelor………………………………………………………………………………………….. 49
CAPITOLUL V. Geoparcul Dinozaurilor Țara Hațegului ……………………………………………. 51
5.1. Ce este un Geoparc?……. …………………………………………………………………………………………. 51
5.2. Geoparcul Dinozaurilor din ”Țara Hațeg ”………………………………………………………………… 51
5.3. Ce este geodiversitatea ? …………………………………………………………………………………………. 52
5.4. Țara Hațeg – o insulă tropicală………………………………………………………………………………… 54
5.5. De ce au dispărut dinozaurii?………………………………………………………………………………. …… 54
5.6. Conceptul de paleoartă…………………………………………………………………………….. …………….. 54

4
CAPITOLUL VI. Concluzii …………………………………………………………………………………………. 60
Mulțumiri …………………………………………………………………………………. ………………………………… 61
Bibliografie …………………………………………………………………………………………………………….. …… 62
Grafică și explicații ……………………………………. ……………………………………………………………….. 67

5

„Dintre toate regiunile locuite astăzi de români la nord de Dunăre, Bănatul și
Oltenia, cu prelungirea lor cea comună în Țara Hațegului, sunt singurele care
reprezintă o continuitate neîntreruptă geografico -istorică a neamului românesc –
un cuib de unde se romanizau treptat țările spre apus, spre crivăț și spre răsărit,
ba indirect și cele de peste Dunăre, cuibul mereu descărcându -și prinosul, dar
rămânând totdeauna plin .” (Bogdan Petriceicu Hașdeu)

6

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 cu cele precedente
(Weishampel și colab., 2010).
Cretacicul a reprezentat o per ioadă deosebită în evoluția ecosistemelor terestre , și
totuși îregistrările din Europa sunt î n 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).

7

Scopul lucrării :

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

Obiectivele lucrării:
1. Caracterizarea intervalului de timp geologic ;

2. Evoluția geologică a bazinelor Hațeg și Rusca Montană ;

3. Sistematica asociațiilor Maastrichtiene ;

4. Paleoecologia plantelor Maastrichtiene ;

5. Geoparcul dinozaurilor din Țara Hațegului .

8

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 , divizat în mai multe
etape (Fig.1.1) , a fost o perioadă de mari schimbări evolutive și tectonic e pentru Terra .
Totodată și-a câstigat locul în istorie ca perioada care a marcat sfârșitul dinozauri lor.

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 dat ă cu marea extincție declanșată la sfârșitul CRETACIC
CRETACIC TIMPURIU CRETACIC TÂRZIU
PERIOADĂ VÂRSTĂ(MA) PERIOADĂ VÂRSTĂ(MA)
BERRIASIAN
137-145.5 CENOMANIAN
93.0 -98.9
VALANGINIAN
132-137 TURONIAN
89.0 -93.0
HAUTERIVIAN
127-132 CONIACIAN
86.0 -89.0
BARREMIAN
121-127 SANTO NIAN
83.0 -86.0
APȚIAN
111-112 CAMPANIAN
71.0 -83.0
ALBIAN 98.9 -111 MAASTRICHTIAN 65.5-71.0

9
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, belemi ții
și bivalvele (Popa, 2007).
În timpul Cretacicului (145 .5-65.5) Europa Centrală a fost parte a platoului continental
European , care era limitat la N ord și la Nord-Vest de Atlanticul de Nord și Marea Arctică, de
Golful Biscay a la Sud-Vest, de b rațul 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 : reconfigurarea plăcilor tectonice și schimbările de la nivelul eurasiatic.
Reconfigurarea plăci lor tectonice a rezultat în urma extinderii Atlanticului Central și
deschider ii Golfului Biscay a. Deschiderea Atlanticului de Sud a determinat rotația Africi i în
sensul acelor de ceasornic , schimbare ce a fost contemporană cu închiderea Oceanului Tethys.
Ambele mișcări au det erminat riftarea Mării Nordice în per ioada 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 mij locul oceanului și al vulcanismului
platoului intra -ocenic , ducând la dezvoltarea bazinelor și a unui șelf epicontinental extins . O
scădere majoră a nivelului mării a dus la modificări endemic e floral e și faunal e major e și la
diferențe extreme ale fac iesurilor din regiunea Boreală și regiunea Tethys, ceea ce înseamnă
că interacțiunile Europene ale lim itei 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 ac entuează. 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 rap ort cu Antartica. Tot în această perioadă are loc desprind erea Africii
de America de Sud, iar E uropa de Vest și Africa de Nord , se suprap un unui domeniu
epicontinental. America de Nord este acoperită de un domeniu marin de interior, numit
”Interior Se away” . Limita Cretacic inferior -Cretacic superior care indică trecerea de la
Mesofitic la Neofitic aduce modificări importante în flora Cretacică. Astfel flora dominată de

10
gimnospermele ce subordo nau angiosperme și pteridoifite , au fost înlocuite de angios perme
cu gimnosperme și pteridofite (Popa, 2007).

Figura 1.2. Configurația paleogeografică a Cretacicului târziu (Maastrichtian) , (Scotese, 2001).
Perioada Cretacică a înregistrat apogeul gaze lor 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 timplu l Apțianului, care au debutat
cu rate maxime ale formării crustei oceanice și cu degajării de CO 2.Temperatura maximă din
Cretacic a fost atinsă la începutul Turonianului cu o valoare neobișnuit de ridicată a apei de
suprafață (33-34 °C), temperatură înreg istrată în oceanele tropicale (McCann, 2008).
Cretacicul târziu a reprezentat o perioadă a răc irilor 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, a fost
afectat ă în mod repetat de imigrarea faunei marine . Studiile paleobotanice ale florei bine
conservate din Bohemia, indică o cl imă su btropical umedă , dar sezonier uscată în Europa
Cent rală în timpul Cenomanianului, condițiile fiind favorabile pentru incendiile frecvente din
timpul sezonului uscat. Fiziognomia frunzelor din această floră indică o temperatură medie

11
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 , (Scotese, 2001 ).

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 extinct e 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 diversifica t mai ales
prin reprezentanții familiei Cheirolepidiaceae . Gimnospermele incertae sedis , cu puternice
afinităț ii 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 înc ă discutată . Flora Maastrichtianului a
fost dominată de angiosperme, iar explozia a fost determinată de modificările climatice și

12
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 erbacee nu apăruseră încă în timpul Cretacicului târziu, astfel domeniile
terestre nu erau acoperite de iarbă. Coniferele c heirolep idiacea e devin extin cte, dar familiile
Cupressaceae (Cupressus, Sequoia, Taxodium ) și Pinaceae (Pinus,Abies ) se diversifică . Fauna
terestră cr etacică era în plină dezvoltare , astfel reptilele și mamiferele precum și păsările
dominau asociațiile faunistice. Reptilele erau reprezentate de crocodili , chelonieni, dinozauri,
pterozauri , rincocefali și squamat e. Flora marină includea alge crisoficee, generatoare de
calcare bazinale și mai ales cret ă, reprezentate în stare fosilă prin nanoplancton. De asemenea
nanoplanctonu l cretacic cuprindea acritarhi, clorofite și specii calcaroase (Popa, 2007).
O mare importanț ă stratigrafică de-a lungul intervalul ui cretacic o au fo raminiferele
cu rotaliine și textulariine care sunt folosite pentru echilibrarea Cretacicului inferior. Tot în
aceast ă perioad ă se dezvoltau hexacorali, bivalvele. Amoni ții s-au dezvoltat puternic și
cuprindeau subordinele Ammonitida si Lytoceratida. Belemnitidele cuprind Duvalia și
Actinocamx. Branchiopodele se g ăseau în regres , iar ec hinodermele și artropodele se
dezvoltau .Vertebratele marine includeau pe ști oso și, holostei și teleostei, pești cartilaginoși –
osoși, precum și reptile adap tate la mediul marin. Faciesurile marine cretacice sunt
reprezentate fie prin faciesuri carbonatice d e platform ă, fie prin argil e sau mar ne bazale care
cuprind calcare masive, recifale, puternic fosilifere cu corali și rudi ști, cunoscute sub numele
de „facies urugonian „ de vârstă Barremian -Apțiană (Popa, 2007).
1.4. Perioada Cretacică în România
În timpul Cretacicului t ârziu, România s -a situat în regiunea tectonic ă din nordul
Mării Tethys. Coliziunea microcontinente lor Apulia, Rhodope și Moesia, început ă în Albian,
a produs prima fază orogenică a Carpaților Meridionali și a Munților Apuseni. La începutul
Maastrichtianului, forțele compresive responsab ile pentru creșterea Orogenului au încetat,
ducând la prăbușirea Orogenului și formarea unei serii de bazine extensi onale. În funcție de
poziția fiecărui bazin au fost stabilite mediile depoziționale, continental e și/ sau marine
(Therrien, 2005).
Studiile sedimentologice , paleomagnetice , geochimice și mineralologice , arată faptul
că zona a fost situată în centura subtropicală , în jur de 27°latitudine nordică , (Panaiotu și

13
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
contine ntale . Depozitele marine includ facies uri 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 transs ylvanicus , precu m și de
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 dispers ate 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 l a 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 stroma tolite
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 meteor itului Chixulub (Fig 1.4 . ), precum și vulcanismul ma jor ce a gen erat
platoul Dekkan, au dus la puternice schimbării climatice conducând astfel la modificări în
timpul Maastrichtianului, atât în domeniile marine cât și în cele continentale. Chixulub a lovit
în dreptul Peninsulei Yucat án 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 î n urmă un crater de 180 km (Popa, 2007).

14

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

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

15
2.Localizarea geografică a zonei studiate
2.1. Localizarea geografică a Bazin elor Hațeg și Rusca Montană
Bazinele Hațeg și Rusca Montană sunt bazine vecine și au cunoscut o evoluție
geologică similar ă. "Țara Hațeg" cunoscut ă în general ca Bazinul Hațeg este o regiune cu
identitate smnificativă în istoria și cultura Români ei. Aici a fost prima capitală romană a
Daciei cucerite, iar după perioada romană, în Evul Mediu, mai multe biserici și mănăstiri au
fost con struite din pietre și cărămizi (Grigorescu, 2010).

Figura 3.1. Siturile geologice din Bazinul Hațeg (2, 5, 6), (www.centruldebiodiversitate.ro ).
Țara Hațegului este înconjurată de culmi muntoase , fapt ce i -a dat statutul de "țară" .
Hațegul se învecinează la nord -est și nord cu Munții Șureanu și Poiana Ruscă, la sud și sud-
vest cu Munții Retezat și Ț arcului. Se găsește în județul Hunedoara și s uprafața sa este de
1024 km² și cuprinde în totalitate orașul Hațeg și comunele Densuș, General Berthelot,
Totești, Răchitova, Sântămăria Orlea, Sarmizegetusa (Fig.2.1.) și parțial localitățile: Baru
Mare, Sălașu de Sus, Pui, Râu de Mori . Accesul în Țara Hațegului se face prin pasul Bănița,

16
în est, aproape de Petroșani și prin Porțile de Fier ale Transilvaniei, la vest, în drum spre
Carans ebeș Mori (Grigorescu și colab., 2014).
Bazinul vecin, Rusca Montană din județul Caraș -Severin, este situat în partea sudică a
Munțiilor Poiana Ruscă, învecinând u-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. Drumul
județean DJ 684 face legătur a între bazin și restul localităților din județul Car aș-Severin
(Vasile, 2012).

CAPITOLUL III
Geologie

3.1. Geologia Bazinului Hațeg
3.1.1. Istoricul cercetă rilor

Până în prezent, a fost adunată o cantitate remarcabilă de date din depozitele
continentale Cretacic superio are din regiunea Hațeg, axat ă pe conținutul faunistic bogat, în
special în dinozauri . Primele investigații geologice din Hațeg au început încă din anii 1900,
atunci când au fost descoperite prim ele fosile de dinozaur din Centura Carpatică ( Nopcsa,
1902, 1914) ( Melinte -Dobrinescu , 2010 ).
După un lung interval , investigații le biostratigrafic e și cele de litologi e sistematică
din acest "t ărâm uitat" au fost reluat e în ultimele două decenii ale secolului XX. Recent , noi
date importante au fost publicate pe sedimentologie , paleontologie și geochimi a 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 -Dobrinesc u, 2010 ).
Flora maastrichti ană din bazinul Hațeg cuprinde fosile cu macro, mezo ș i
microflora. Macroflora e conservată prin compr esiuni , impresi uni 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) a u descris mez oflora la Budurone și Vălio ara. Antonescu și
colab. (1983) , au publicat un studiu la nivel de bazin de spre asociațiile pali nomor fe, în timp

17
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 ferigi lor (Asplenium foersteri ,
Phyllites sp.), monocotiledonate lor (Palmophyllum longirhachis ) și frunze lor dicotiledonat e
(Myrica Primigenia , Proteophyllum decorum ). Mezsoflora găsită la Budurone include
semințe le (aff. Eurya crassa , Carpolithes sp. div.) și fructe le plante lor din complexului
Normapolles (Csiki și colab ., 2008; Ma y Lindfors și colab ., 2010). A sociațiile palinomor fe
constau în principal în spori de pe ferig i și diverse tipuri de polen de Normapolles
(Antonescu ș i colab ., 1983; Van. Itterbeeck și colab ., 2005; Csiki și colab ., 2008). Palaeoflora
bazinului Hațeg este de obicei clastic ă, fiind mai divers ă și mai puțin conservat ă 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.
depozite Cuaternare; 7. ocurența plantelor fosile; 8 . ocurența vertebratelor fosile, (Popa și colab. , 2014).

18
Sedimentele cretacic e inferioare au o mare răspândire î n regiunile orogenice din
Rom ânia. Acestea afloreaz ă în Carpa ții Orientali și în Carpa ții Meridionali (Fig.3.1) , precum
și în Mun ții Apuseni, având faciesuri și pozi ții tectonice variate. Forma țiunile sedimentare ale
Carpa ților din România au fost grupate în cateva unit ăți tectonice majore, ținand cont de
vârsta primară și de pozi ția în cadrul catenei carpatice (Briceag și colab. , 2008).
Bazinul Hațeg s -a format ca răspuns la prăbușirea post -orogenic ă a Carpaților
Meridionali în timpul Cretacic ului. Evoluția tectonică t erțiar ă a Carpaților s-a schimbat vizibil
la sfârșitul configur ării Cretacic e, ceea ce face dificil ă reconstrui rea relațiil or dintre
formațiunile Bazinului Hațeg și alte depozitele continentale ale Cretacicului Târziu din
Europa . Potrivit lui Willingshofer și colab. (2001 ), bazinul format pe placa superioară
(unitate a Getic ă), ca răspuns la coliziune a Cretacic ului tâ rziu cu placa inferioară (unitate
Danubiană ), a constituit un bloc alohton continental , al Platformei Moesice , la închiderea unui
bazin oceanic îngust (Panaitoiu și Panaitoiu ,2010).
Depozitele cretacice superioare ale Bazinul ui Hațeg s -au format într -un cadru tectonic
activ , în urma fazei orogenic e 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 format e într-un mediu depozițional
fluvia l (Grigorescu, 1992).
În Bazin ul 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 G etic sunt clastic ele
continentale din Jurasic inferior, care trec treptat la calcare ș i marne marine din Jura sicul
Medi u (Bojar și colab. , 2010).
Stilla (1985) a împărțit secvențele cretacic e superioare în grupuri sedimentar e, separate
prin neconformități locale. Unități le sedimentare din Albian superior ( Vraconian ) – Turonian
mijlociu sunt reprezentate de conglomerate, gresii și marne, procesul de sedimentare î ncep ând
sub condiții continentale. Succesiunea Coniacian mijloc iu, Santonian și Campania n este
reprezentat ă de gresii , conglomerate, marne și argilite , care indic ă adâncirea treptată a
bazinul ui și crearea unui me diu marin deschis ( Bojar și colab., 2010 ).
Fundamentu l Bazinului Hațeg es te constituit din roci cristaline (Fig.3.1), aparținând
pânzei Getic e, o unitate tectonică care aparține Pânzei Sistem ului Median Dacidic .

19
Sediment ele marine s-au format 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 tâ rziu, principal ele sedimente hemipelagic e acumulate în
Hațeg au fost urmate de depuneri de adâncime mare în N-V, și de cele de adânc ime mică în
S-E. Sedimenta rea marină s -a terminat la sfârșitul Cretacicului , fiind înlocuit ă de depozite
continentale, renumit e pentru conținutul lor de dinozaur i, inclusiv mai mul ți taxoni endemici .
În intervalul Cretacic timpuriu –Jurasic timpuri u, acest domeniu a aparținut Pâ nzei
Getic e și a funcționat ca un bloc crustal înclinat (Bloc Getic). Acest bloc getic a fost mărginit
de blocurile Pânzei Supragetic e care aparțin Pânzei Sistem ului Median Dacidic (în parte a
interior ă), precum și prin ruptura intracontinental ă a Pânzei exterio are Sistemului Dacidic
(în partea exterioară). Toate aceste unități tectonice formate în zonele margi nale ale
platformei continental europene, preced un regim tectonic extensional . În ca zul interval ului
Jurasic-Neocomian, două domenii princi pale de sedimentare au fost dezvoltat e 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 plasat ă 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 ) (Grigoresc u 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 mult or faze
tectonice, începând din Proterozoicul mediu până la mijlocul Carboniferului.
Rocile care constituie fundamentul sunt metamorfice , fapt datorat succesiunii mai
multor faze ale mișcări lor tectonice care au declanșat presiuni și temperaturi mari . Unele roci
prezintă transformări mai slabe (filite, cuarțite, șisturi sericito -grafitoase, șisturi sericito –

20
cloritoase), altele suferă transform ări mai mari față de compoziția primară (micașisturi,
gnais se, 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 , geologi i 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 tectoni că a început la mijlocul Cretacicului ( faza austrică ) și s-a
definitivat la sfârșitul Cretaci ului (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 sedimentar ă. Spre deosebire de rocile din fundament, care sunt în
totalitate roci metamorfice , formațiunile care alcătuiesc cuvertur a 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, rocilo r sedimentare le sunt asociate roci
vulcanice provenite în urma erupțiilor desfășurate în același timp cu proces ele 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 fragme nte
piroclastice primare , cu puț in material piroclastic refăcut sau material epiclastic . Aceste
fragmente au dimensiuni variabile: mai mari ( > 2 m m ) fiind cimentate de material grosier
granulat ( < 2 mm ) , (Bârzoi și Seclaman ,2010).
Conform schemei IUGS și recomandărilor SG, care folosesc cantitatea de fragmente
piroclastice în scopul clasificării, rocile vulcanice din Bazinul Hațeg pot fi grupate în trei

21
categorii: roci piroclast ice, care conțin mai mult de 75 % fragmente piroclastic e; tufit, care
conține de la 25% până la 75 % fragmente piroclastic e și roci vulcanice sedimentare , care
conțin ma i mult de 10% resturi vulcanice , și mai puțin de 25 % fragmente piroclastice ( Bârzoi
și Seclaman , 2010 ).
Procentul ridicat de fragmente pir oclastice cu forme în special unghiulare și conținut
bogat de hornblendă , evidenț iază 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 apro piată 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 a unu i astfel de vu lcan nici în bazinul Hațegului,
nici oriunde altundeva în sud ul Carpaților . Datele petrografice și geochimice au evidențiat
faptul că vulcanismul a avut loc pe o crusta continental ă subțire . Cu toate acestea, această
crustă nu este caracteristic ă Unități Getic e din Carpații Meridionali, care este general
acceptată pentru a reprezenta fundamentul Bazinul ui Haț eg. Cel mai probabil, vulcanismul a
fost generat într-un alt context geotectonic, respectiv, într -un arc insula r continental cu o
crustă subțire, cel mai probabil situată la o latitudine mai mică . Unitățile v ulcanoclastic e din
Bazinul Hațeg a u fost strămutate din acest context tectonic , în locul prezent prin mișcări de
alunecare (Bârzoi și Seclaman , 2010 ).
A fost evidențiată o mare varietate de fragmente de cristal e și roci în depozitele
vulcanoclastic e. Mai abundent e sunt fragm entele piroclastice primare (pi roclast e), ce au
rezultat dintr -o acțiune directă a activității vulcanice explozive (format e din răcire a magm ei
în timpu l transportului , înainte de depunerea primar ă sau detașat e de către explozie din roci
anterioare ) și care nu au fost refăcut e de procesele sedimentare . Piroclast ele includ fragmente
de roci, fragmentele de sticlă , fragmente de c ristal sau cristale individuale . În plus, există o
cantitate mi că de fragmente piroclastice refăcut e (care sunt rezultat ul direct al activității
vulcanice , dar care au fost refăcut e prin proce sele sedimentare) . Reconstituirile
paleogeografice , bazate pe analizele paleomagnet ice, plasesză rocile vulcanice din Bazinul
Hațeg la mii de kilometri distanță , undeva la 20 -30 ° latitudine nord ică, în Marea Tet hys din
timpul Maastrichtianului (Bârzoi și Seclaman , 2010 ).
Cuvertura sedimentar ă a bazinului include depozite din 6 cicluri sedimentare
distincte: ciclul Permian inferior, ciclul Jurasic -Cretacic inferior, ciclul Cretacic super ior,
ciclul Cretacic terminal -Miocen bazal , ciclul Miocen mediu -superior ș i ciclul Cuaternar.

22
Depozitele indică alternanța sediment elor 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 lipse i, într -o anumită etapă
geologică, a condițiilor de acum ulare 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).

23
3.1.3. Litostratigra fie
A. Zona de N -V a Bazinului Hațeg
Bazinul Hațeg reprezintă un bazin extensional post-orogenic al Cretacic ului tâ rziu,
format în timpul Laramidian ului/ faza Getică, situat în partea de sus a fundamentului Getic.
Nopcsa (1905) a identificat două facies uri diferite care acum sunt recunoscute ca
unități formale litostratig rafice din Maastrichtianul timpuriu (Rabi și colab. , 2013).
Cele mai vechi sedimentele d in aceasta regiune sunt gresii le cuarț ose gri cu
microconglomerate bazale și un strat intermediar de aluviuni subțiri gri, care amintește de
litologi a caracteristic ă formațiunii Federi . Gresiile cuarț ose sunt urmate de mar ne gri ale
formațiunii Ste i, 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 m arnele roșii și calcare le (Membrul I nferior al Formațiunii Stei) ar putea fi
separate ca entități litologice. Spre sud , numai sedimentel e lentinifor e hemipelagic e roșii au
fost observat e. Mai mult, întrega Formațiune Stei dispare la extremitatea sudică din N-V
Hațeg ului, acoperit ă de tânara Formațiune Răchitova ( Melinte -Dobrinescu , 2010).
Cele mai tinere sedimente marine din N -V Hațeg ului sunt reprezentate de turbidite ale
Formaț iunii Răchitova , având stratotipul situat în Valea Răchitova ( G rigorescu și Melinte ,
2001). A cestă unitate , care are grosimea de 900 m , apare la Nord de extremitatea sudică din
N-V Hațeg ului. Bazat pe caracteristici le sale litologic e, Forma țiunea Răchitova este împărțit ă
în două membre , după cum urmează:
Membrul inferior , cu stratotipul situat în Valea Răchitova, com pusă din 500 -700 m
de turbidite nisip oase, caracterizat prin alternarea a 50 cm grosime de gresii calcaroase gri cu
un centimetru de aluviuni gri și verzi, ( Fig.3.3) (Melinte -Dobrinescu , 2010).
Membrul superior , realizat prin alternarea aluviuni lor gri și ver zi 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 Hațeg ului dispare, fiind acoperit de depunerile continentale ale Formațiunii
Densuș -Ciula (Melinte -Dobrinescu , 2010).

24
B. Zona de S -E a Hațegului
În S-E Hațeg ului, cele mai vechi sediment ele cretacice marine sunt recifi bioclastic i
calcar oși și calcilutitele cu rudiști , în special Requienia amoniac și Toucasia carinata ,
litologie caracteristică faciesul ui Urgonian din Ținutul T ethys. Calcarele Urgonian e sunt
suprapuse neregulat pe depozitele continentale ale Formațiunii Murgoi , care este compus ă 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).
Următo area unitate litologică din Cretacic este Formațiunea Federi, caracterizat ă prin
litofacies uri lacustre formate din gresii cu lentile de cărbune. Această formați une suprapune
neregulatele calcarele Urgoni ene. Cea mai veche unitate marină a C retacic ului Superior din
S-E Hațeg ului este Formațiunea Valea Dreptului, care a fost împărțită în trei membre , după
cum urmează :
Membrul inferior (unitatea Slatina), care afișează variații laterale semnificative, cum
ar fi gresii le și microconglomerate cu brachiopode la N -V de Fizești, calcare nisip oase în N
Coșteni, gresii și calcare (Fig.3.2) ; cu Actaeonella și Ytruvia și coquina între localități le
Coșteni și Ohaba -Ponor, calcirudite și calcare la sud de Baru, precum și conglomerate
polimictic e cu frecvente calcare u rgoni ene și elemente de roci metamorfice la nord de Băniț a.
Membrul mijlociu (Ohaba -Ponor ), în principal compus din mar ne gri, cu micrite
orientate spre bază; matrițe frecvente de bivalve și amoniți pot fi găsite în acest membru .
Membrul superior (Coroi ), realizat din siltite argilo ase; rar apar marne gri și gresii
calcaroase (Melinte -Dobrinescu , 2010).

25
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 p lante
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 cercetăril or este legată de geologia zonei,
elaborat ă de Cantuniari (1939, 1941) și de Mamulea (1955), arătând prezența depozit elor
continentale maastrichiene , pe suprafețe și grosimi mari reprezentate de sedimente mixte .
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 (Vasile, 2012).
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
monocotiledonate le. 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 re zultate excepționale. Grigorescu (1990, 1992), evidențiază
asemănările dintre cele două bazine. Codrea (2009), este cel care descoperă primele resturi de
vertebrate din estul bazinulu i, descriere a 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 maastrichti ană din Basin ul Rusca Montană conține microfosile și macrofosile.
Microflor a fost descris ă de Balteș (1966) și de Antonescu și colab. (1983). M acroflora,
studiat ă de Schafarzik (1907), Tuzson (1913, 1914), Givulescu (1966, 1968), Petrescu și Dușa

26
(1970, 1980, 1982), precum și de Pop și Petrescu (1983), cupr inde ferig i, dicotiledonat e și
frunze monocotiledonate . Tuzson (1913, 1914) a descris și ilustrat monocotiledonate le 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 V ăile Nocea, Ciotoro gu, 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 și colab. , 2014).
3.2.2. Unitatea geologică și bazinul sedimentar

Bazinul Rusca Montană, este situat la nord -est de Caransebeș și se sprijină pe roci le
cristaline ale sistem ului Getic. Bazinul este mărginit la N și N -E de falii, care taie
vulcanoclastic ele Danian iene și sedimente le clastic e. Înregistrările sedimentelor din
Cretac icul Târziu încep cu conglomerate le Cenomaniene , ce acoperă discordant fundamentul
Jurasic cristalin și calcaros. Acestă secvență relativ groasă (300-400 m) este acoperită de
depozite Santonian -Campaniene , conglomerate care cuprind, gresie și marne sunt inte rpretate
pentru a reprezenta un facies de fliș distal ( Stilla, 1985). Secvențele siliciclastice au fost
depuse în centrul bazinului în timpul Maastrichtianului timpuriu iar stratele vulcano clastic e
groase , evidențiază activitatea vulcanică din Maastrichtianul târziu –Danian (Willingshofe r și
colab. , 2001).
La fel ca în bazinul vecin, Hațeg, depozitele continentale ale Maas trichtianului din
Rusca Montană, se suprapun peste faciesul de fliș Senonian superio r având o caracteristică de
asociere cu Campania nul foraminiferal , partea sa superioară , extindându -se probabil la baza
Maastrichtianului ( Dinc ă, 1977 ) . Întreaga secvență continental ă din acest bazin , este format ă
din depo zite vulcanoclastice ( până la 800 m grosime) . Baza secvenței este predominant
format ă din granule epiclastic e care conțin conglomerate slab sortate ( 1- 70 cm claste ) , cu
cuarțit , calcar cristal in și elemente de șist metamorfic ; gresii tuf itice și tuf it care este
intercalat cu straturi terigen oase. Urmează o succesiune de roci predominant vulcanice ( tufit,

27
lave andezitice și mai ales aglomerate ), depozitate în bazine cu apă dulce alternând cu gr esii
fine – granulate , argile silicifiat e, șisturi cărbune și intercalații lenticulare de cărbune depus e
între erupț ii. În partea superioară , depozitele continenta le conțin aglomerate tufuri și
subordonează , conglomerate cu componente epiclastic e și piro clastice 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 intercala ții de cărbune (0.2 -2.0 m grosime ) (Grigorescu,
1992).
Local, cărbuni sunt modifica ți termic la contactul cu lava sau organisme magmatice
intruzive, ca în bazinul Haț eg. O asociație macrofloral ă bogat ă, a fost raportată de gresiile
tufitice și argiloase găsite la diferite strate în pă turi vulcanoclastice (Tuzson, 1913; Givulescu ,
1966, 1968; Petrescu și Dusa, 1982). Acești autori au raportat 34 specii de plante , cea mai
mare parte conservate ca impresi uni ale frunze lor, 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., Pla tanus cuneifolia,
P.latior ) (Grigorescu, 1992).
Depozitele continentale din C retacic ul superio r din Basin ul 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 Montan ă este o unitate conglomeratică care variază de la
câteva sute până la 2000 m în grosime . Partea inferioară a forma țiuni conține gresii și argilite ,
iar partea superioară conține mai multe unități p iroclast ice și detritice amestecate cu cărbune
(Rabi și colab. , 2013).
Bazinul Rusca Montan ă s-a evidențiat ca bazin de sedimentare spre sfâr șitul
Cretacicului și a evoluat ca atare pân ă la sfâr șitul perioadei cretacice. Cretacicul timpuriu
cuprinde masive recifale cu Calmophyllia compressa reprezentând intervalul Barremian –
Apțian î n facies urgonian; afloreaz ă în partea vestic ă a zonei. Cretacicul târziu cuprinde
depozite detritice, seria fiind complet ă (Cenomanianul -Maastrichtian). Cenomania nul se
evidențiază , prin conglomerate care trec pe vertical ă la gresii cu Exogyra sp., Astarte sp. etc.,
indicând o anumită vârst ă. Astfel de depozite afloreaz ă în părțile marginale ale zonei.
Turonianul -Coniacianul cuprinde gresii calcaroase și marno -calcare ro șiatice cu Inoceramus
inconstans , Globotruncana angusticarinata , Rotalipora monsalvensis etc., și afloreaz ă în

28
partea vestic ă a zonei. Santonianul și Campanianul includ o alternan ță ritmic ă, de gresii și
marne cu Globotruncana arca , G. Lapp arenti , Haplophragmoides glomeratus etc., care
continuă sedimentarea peste Turonian Coniacian. Maastrichtianul, ultimul etaj al Cretacicului
din zona Rusca Montan ă, are caracter transgresiv și cuprinde depozite alternante.
Maastrichtianul debuteaz ă prin depozite psefito -psamitice, îns ă prdominantă este o forma țiune
vulcano -sedimentar ă constituit ă din aglomerate și tufuri cu curgeri de lave andezitice.
Maastrichtianul târziu este reprezentat prin grezo -conglomerate cu cărbuni și impresiuni de
plante, prin tre care Gleichenia zippei , Pandanites scutidens etc., precum și resturi de reptile ca
Machlodon suesi , Tithanosaurus dacus etc., Depozitele neocretacice conțin depozite
conglomeratice -grezoase apar ținând Paleogenului. Din punct de vedere tectonic, zona Rusca
Montan ă se prezint ă ca un sinclinal ale c ărui flancuri au înclin ări mici. Marginea nordic ă este
faliat ă(Glosie, 2012).
Depozitele continentale Cretacic superioare ale Bazinului Rusca Montană sunt
cunoscute în special pentru paleoflora bogată, domina tă 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 . 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 contac t tectonic cu Unitățiile Supragetice (Pînza de Hunedoara)
(Vasile, 2012).
Depozitele cuverturii sedimentare au fost divizate (cf.Dincă,1977), din punct de vedere
stratigrafi c, în 5 cicluri sedim entare 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 su nt reprezentate de calcare, calcarenite și calcilutite cu
intercalații dolomitice (Fig.3.3).

29
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; acest e depozite se găsesc în estul bazinului (Bucur și colab. , 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.
3.2.3. Lit ostratigra fie
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 sedimentar e, 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. Mem brul de Valea
Fărcăde ana include depozite detritice, cenușii sau roșii (Vasile, 2012 ).

30

Figura.3.3.Coloane stratigrafice ale depozitelor continentale maastrichtiene dn bazinele Hațeg și Rusca
Montană.Legendă: 1.roc i 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 și colab. ,2014).

31
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 înregistrarea
observațiilor cu privire la minerologia, petrologia,vârsta rocilor din afloriment, precum și
relieful și evoluția zonei s tudiate (Popa, 2007).
Metodele indirecte de cercetare sunt reprezentate de metodele de laborator, ce
presupun mai multe etape:
1. Metode mecanice: degajarea și macer area materialului vegetal sau animal, separarea
fracției organice de matricea minerală .
2. Metode de depozitare: sertare, dulapuri.
3. Metode chimice: analiza cuticulei.
4. Metode de înregistrare: fișe, baze de date.
5. Metode de cercetere și ilustrare: microscopie, fotografie, desen.
6. 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 sup erioare 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 mulaj e, compresiuni, concrețiuni și
permineralizări se face de către rocile clasice sau vulcanoclastice fine (gresii, argile, marne,
calcare și tufuri vulcanice) (Popa, 2007).

32
Mulajul copiază caracte rele 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 cu urmele fosilei vegetal e, carbonificate sau mumificate. La desprinderea rocii, pe
de o parte a eșantionului ramâne compresiunea iar pe ceala laltă parte impresiunea, ce
reprezintă 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 gen eral 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 pa rte din materialul de studiu a fost colectat recent de autori din bazinele Hațeg și
Rusca Montană în timpul ex cursi ei pe teren, și este găzduit în Laboratorul de Paleontologie,
Departamentul de Geologie al Universitatea din București. Colec ția Grigore Răileanu, care a
fost de asemenea studiat ă, se află la Universitatea din București . Materialul este format din
compres iuni și impresi uni, lipsit de cuticule , 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 prezentat nici o reacți e fluorescență în iluminare cu UV
(Popa și colab., 2014 ).
Materialul studiat este conservat compresi v 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 înregistrat cu
prefixele RM și HG, aparțin e în principal colec ției Ștefan Vasile, în timp ce materia lul care
aparțin e colecțiilor istorice ale Universității București este înregistrat cu prefix ul LPBU
(Laboratorul de Paleontologie, Universitatea din București), și este inclus în colecțiile
Alexandru Dincă și Grigore Răileanu (Popa și colab., 2015 ).
Printre c olecțiile istorice ale Universit ății Babeș -Bolyai se numără Colecția Iustinian
Petrescu și Colecția Alexandru Dușa, colecții care au fost înregistrat e fără un anumit prefix.

33
Toate aceste colecții numără un total de 284 exemplare din următoarele localități: Rusca,
Nocea, Teiului, Baia, Ciotorogu (inclusiv Ciotorogu Mic), Ciocanului, și văile din Bazinul
Rusca Montană și din localități le Densuș și Pui din Bazinul Hațeg . Imagin ile au fost
prelucra te folosind Corel Draw ver siunea 11(Popa și colab., 2015 ).
Materialul a fost fotografiat cu ajutorul unui aparat de fotografiat digital Panasonic
DMC -L1 cu un obiectiv O lympus Zuiko 35 mm. Toate probele au fost înregistrate pe fișe și
copiate 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
Monocot iledonopsida
Arecales
Arecaceae
Genus Sabalites Saporta 1865
Planșa 1, 1-2

Istoria evolutivă a Arecaceae lor a început probabil la începutul Cretacic ului,
conform datelor moleculare . Cele mai vechi fosile de palmier sunt de vârstă Maastrichtiană .
În timpul Cretacicului târziu , palm ierii au fost prezen ți în Pantropical și în parte a temperat ă a
Țărmului Nord ic (Marmi și colab., 2010).
Genul Sabalites este reprezentat de frunze costapalmate și prin urmare este atribuit
Arecaceae lor. Acesta include sinonime precum Juranyia Tuszon care a fost definit pe
material ul Maastrichtian din R omân ia( J. Kvaček și Herman, 2004a )
A. Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman, 2004
Lista de sinonimie
1982 Palmophyllum longirachis (Unger) Baikovskaya; Petrescu și Dușa, p. 115, pl. VII,1 ,
2004 a Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman, p. 341 –348, Fig. 5, pl. VI; pl.
VII, 1 –4; pl. VIII, 1 –4;
2004 b Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman, p. 93, pl. 2, 1 ,

34
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 , neornament at având o teacă extins ă
la bază . Teaca poate ajunge la 100-120 mm lățime , pețiol ul are 80 mm lățime la bază, și
descrește treptat până la 20-30 mm în partea bazală a laminei , unde se continuă cu o co astă
puternic ă. Pețiol ul este rotund în secțiune transversală și se prelungește adânc în lamină ca o
coastă, dreaptă și regulat ă. Lamina este bilobată , cu nervațiune puternică , și transformă lamina
într-un model regulat cu formă de M în secțiune transversală (Planșa 1, 1-2). Nervurile sunt
inserate oblic în coastă, de obicei, fiind d repte din punctul lor de inserție . Spre marginile
lamin ei, apar sinusuri adânci. Nervațiunea secundar ă este paralelă , și mai puțin vizibilă decât
cea primar ă. Cel mai mare fragment al unei frunze, a fost găsit la Densuș, având aproximativ
1100 mm lungime; se pot observa următoarele structu ri: teaca , pețiol ul și partea bazală a
laminei bilobate cu o coastă puternic ă în continuare a pețiol ului . Întreaga frunz ă este estimată
la cel puțin 1500 mm lungime (Popa și colab., 2014).
Observații
Tuzson (1913, 1914) a fost primul care a descris și ilustrat Sabalites longirhachis
(Unger) Kvaček și Herman, 2004a, b din Basin ul 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, cit ează și ilustr ează speciile ca
Palmophyllum longirhachis . Mărgărit și Mărgărit (1967) au raportat prezența lui Sabalites
longirhachis în Bazinul Hațeg (Popa și colab., 2014).

35
Kvaček și Herman (2004a) a u descris Sabalites longirhachis din Forma țiunea
Grünbach (Austria) din Campania nul inferior , unde Sabalites longirhachis apare într-un
facies cu cărbun i. Kvaček și Herman (2004b) , au atribuit Sabalites longirhachis unei
comunități de plante de mlaștină , semia cvatice, împreună cu Pandanites trinervis , Lysichiton
austriacus , Equisetites sp. și Marsileaceaephyllum campanicum , fiind similar e cu păduri le de
turbă rie mlăștinoase de astăzi din Sumatra .
Material și ocurență
O frunză mare de Sabalites a fost găsit ă la Densuș , în secvențe le vulcanoclastice
bazale din F orma țiunea Densuș – Ciula , dar din cauza conservării slabe , frunza nu a putut fi
dega jată din matrice a sa. Colec ția Petrescu și Dușa include patru fragmente cu frunz e de
Sabalites longirhachis , două dintre ele colectate de pe Valea Nocea ( eșantioanele 559 , 561 )
și două din Valea Rusca ( eșantioanele 555 ,560 ). Colecția M ircea Meșter include, de
asemenea două fragmente din Valea Rusca (eșantioanele 4629 , 4630 ) . Unul dintre ac este
fragmente (eșantionul4630), prezintă un rahis lung pe care lamina și nervurile primare se
inseră (Planșa 1,1) . Materialul colectat anterior găzduit în Laboratorul de Paleontologie,
Universitatea din București , conține două probe de Sabalites din colec ția G. Răileanu
(eșantioanele 0315, 0320) , având ocurența generală numai Rusca Montană (Popa și colab.,
2014).

Pandanales
Pandanaceae
Planșa 1, 3

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 defini nească însă holotipuri le, mai multe specii noi de
Pandanus din Rusca Montană , cum ar fi Pandanus spinatissimus , Pandanus tenuissimus și
Pandanus barbui pe baza morgologiei, densi tății dinților de pe margin ea frunze i (spini , țepi ),
form ei, nervațiunii, dimensiun ii frunz ei. Această specie a descris ă de Ettingshausen (1852 )
sub numele de Trinervis Pan danus . Exemplare d e Pandanites din Bazinul Rusca Montană au
fost menț ionat e ca Pandanites trinervis (Popa și colab., 2014).

36
B. 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 trine rvis Kvač ek 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-a lungul laminei sunt distribuite trei
nervuri pri ncipale paralel e iar nervura centrală se întinde de-a lungu l liniei de simetrie a
frunzei. Nervurile secundare (adevărat ele nervuri ) sunt mult mai subțir i, și de asemenea în
paralel sunt interconectate prin nervuri terțiare fine , care sunt greu observabile din cauza
conserv ării slabe (Planșa 1, 3). Marginea dințată prezintă dinți fin i, 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 falcat ă, la liniar ă, orientându -se întotdeauna spre vârful
frunzei (Popa și colab., 2014).
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

37
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 rad ical diferiți . Se consideră astfel Pandanites romanicus ( Petrescu și Dușa, 1970 ) un
sinonim pentru Pandanites trinervis (Ettingshausen) Kvaček și Herman 2004 , (Popa și colab.,
2014).
Material și ocurență
Material ul fosilfer cu Pandanites trinervis este abundent în Bazinul Rusca Montană,
și în aflorimente le Nocea, Ciotorogu și Valea Rusca .Conservarea este destul de slabă , și
nervurile t erțiar e rareori sunt vizibile (Popa și colab., 2014).
C. Pandanites spinatissimus Petrescu și Dușa 1982 ex Popa și colab., sp. nov
Planșa 2 , 1-3
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).

38
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 pri ncipale vizibile, în special cele centrale, nervuri secundare paralele, margine
dințată cu incizii mari, drepte și puternice sau mai subțiri cu o bază mai largă (Planșa 2, 1-3).
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 (Planșa 2, 1-3).
Observa ții 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 ., (Popa și colab., 2014).
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 celela lte 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 . Holotipu l 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 . Esantioane le cu Pandanus tenuissimus includ fragmente în

39
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 u rmare, Pandanites spinatissimus și Pandanus tenuissimus sunt considerate
ca fiind conspecifice și chiar sinonime (Popa și colab., 2014).
Material și ocurenț ă
Materialul referitor la acest taxon este destul de fr ecvent în Bazinul Rusca Montană .
Conservarea acestui monocotil este destul de slabă ; nu prezintă întotdeauna cuticulele , dar
nervațiunea este bin e conservată la unele exemplare . Această specie este reprezentată în
ambele colecții la Universitatea B abeș – Bolyai din Cluj – Napoca , precum și la Universitatea
din Bucuresti , und e sunt păstrate multe exemplare . Acest taxon are următoarele o curențe:
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) , (Popa și colab., 2014).
3.1.2. Discuții
Studii privind palaeosolul maastrichtian din Bazinul Hațeg sugerează că palaeoclima 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 As iei contemporane, (Therrien, 2005). În bazinele Rus ca 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 semnificați e
palaeogeografică importantă, având în v edere ca au făcut parte din flora insulară tipică, care a
prosperat de -a lungul țărmului nordic al Mării Tethys. În literatura de specialitate
paleobotanică, palmerii și pandanii, sunt în genera l, recunoscuți ca indicatori pentru un climat
cald. Prezența f osilelor de palmier în arhivele fosilifere este interpretată ca fiind indicator
pentru condiții climatice calde și umed e. Apariția monocotiledonate lor Pandanites și
Sabalites în Rusca Montană ș i 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 Gondwana. Petrescu și Dușa (1980) au descris
bazinul Rusca Montană, ca fiind cel mai bogat bazin din lume în c eea ce privește palmierii

40
fosili, sugerând o retragere treptată spre sud a acestor plante neozoice în regiunile tropicale
din ziua de azi (Popa și colab., 2014).
3.2. Sistematica Dicotiledonatelor Maastrichtiene
3.2.1.Descriere . Observații. Material și ocurență
Angiospermophyta
Dicotyledonatae
Sapindales
Sapidaceae
Genus Araliaephyllum Fontaine 1889
Araliaephyllum sp.
Planșa 2, 4-5
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 (Planșa 2, 4-5). 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 (Popa și colab., 2015).
Observații
Morfologia frunzei marcată în mod clar de cei trei lobi foliari diferiți, indică o specie
de Araliaephyllum . Mai multe caractere morfologice fac acest material particular: forma de V,
baza ușor rotunjită a frunzei, care nu este ca la speciile uzuale de Araliaephyllum, întreaga
margine frunzei este continuă iar lobi frunzei sunt foarte alungiți și ascuțiți. Acea stă specie
poate fi nouă dar are și o afinitate cu genul Debeya Miquel 1853 , dar în materialul românesc
nu prezintă aceleași caracteristici ca Debeya (Popa și colab., 2014).

41
Material și ocurență
Nervațiun ea este bine conservată uneori , în special în Valea Teiului, Bazinul Rusca
Montană (eșantioanele RM25A – B, RM 28, RM19A – B). 33 de eșantioane din Bazinu l Rusca
Montană (Valea Teiului) , și zece eșantio ane din Bazinul Hațeg ( din Pui, HG 1, HG 10 , HG
14 ), conțin fragmente de Araliaephy llum sp (Popa și colab., 2014).

Proteales
Platanaceae
Genus Credneria Zenker
Credneria denticulata (Zenker) Tschan, Denk și von Balthazar. 2008
Planșa 3, 1
2008 Credneria denticulata Tschan, Denk și von Balthazar, p. 213 -220, Pls. I -III.
Descriere
Fragmente mari de frunze apica le, 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 n ervațiunea cu nervuri secundare , drepte care ajung până la marginea frunzei.
Nervurile terțiare se inse ră pe cele secundare spre ma rginile frunzei și sunt arcuite , ajungând
întotdeauna la marginile frunzei (Planșa 3, 1). Arcadele sunt paralele și au un aranjament
regulat. Al patrulea tip de nervură generează o plasă ușo r curbată și rectangulară între
nervurile terțiare și cele secundare (Popa și colab., 2015).
Observații
Margini continue (cu un posibili dinți izolați ) și arcuite, nervațiune perpendiculară cu
nervuri de ordin terțiar sau cuaternar indică genul Credner ia Zenke . Modelele de nervațiune
și marginile indică o asemănare cu Credneria denticulata , descrisă de Tschan și colab.,( 2008)
din perioa da Santoniană din Quedlinburg (Germania ) (Popa și colab., 2015).

42
Material și ocurență
Două fragmente de f runze 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
Planșa 3, 2-3

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 margi ne întregă și vârfuri 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 car e
devin pur cordate . Sinusurile dintre lobi sunt în mod normal rotunjiț i. Lamina ca întreg a fost
mare , de cel puțin 100 -150 mm lățime și 120 -180 mm lungime (Planșa 3, 2-3). Forma
conturului , de asemenea, ar putea var ia între mai larg sau subțire ( alungit) . Doar un singur
fragmen t 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.

43
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 l a fel de
groase ca nervura centrală, fiind inserate chiar langă pețiol. Exemple de astfel de nervuri
secundare puternice su nt 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 asemene a, vizibile în fragmentele 558H/F (Fig. 5a), ca holotipul pentru
Lindera splendens Petrescu și Dușa 1982, și în 557/ F1, ca paratipul acesteia. În lobul
mijlociu, restul ne rvurilor secundare sunt îndoite înainte de vârf deoarece ele tin d 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 te rțiare sunt
și ele arcuite și interc onectează 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. În lobi i laterali nervațiunea este identică cu cea din
lobul mijlociu, asa cum prima nervură secundară a frunzei devine nervură centrală pentru
lobii laterali (Popa și colab., 2015).
Observații
Acesta este cel mai frecvent tip de frunză dicotiledonată din Baz inul Rusca Montană .
Caracteristicile tipice înregistrate în material sunt: bază ușor cordată sau întreagă, lobi mai
mult sau mai puțin vizibili , mar gine întreagă cu vârfuri a scuțite , cu nervuri secundare arcuite
insera te opus și conectate de margine , și ne rvuri terțiare arcuite care generează plase
dreptunghiulare cu nervuri de ordin trei sau patru (Planșa 3, 2-3).
Halamski și Kvaček au omologat Ettingshausenia onomasta pe materialul Coniacian
din Munții Sudeți. Petrescu și Dușa (1982) au descris și ilust rat 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).

44
Acestă multitudine a fost posibilă datorită interpretări diferitelor fragmente de fr unză 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) , acesta a fost interpretat ca
având trei lobi, deși holotipul este puternic deteriorat și rupt. Aceeași interpret are 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 defini rea holotipului și paratipului . Ambele probe prezintă caracterele anatomice id entice
cu restul grupului Ettingshausenia onomasta (Popa și colab., 2015).
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 (Bazinul Rusca Montană)
unde apare în grade diferite de conservare. De asemenea, acest taxon a fost găsit în colecții
istorice de l a Universitatea din București ( colecțiile Răileanu și Dincă) și de Universitatea
Babeș -Bolyai din Cluj -Napoca (colecția Pet rescu 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, 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 bine reprezentate (Popa și
colab., 2015).

Laurales Perleb 1826
Lauraceae de Jussieu 1789
Genus Eucalyptolaurus Coiffard, Gomez, Thiébaut, J. Kvaček, Thevénard și Néraudeau 2009
Eucalyptolaurus sp.
Planșa 4 ,2
Lista de sinonimie
1982 Myrtophyllum sp. Petrescu și Dușa, p. 7, Fig. 6, Pl. VII, Fig. 2;

45
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 fragm entului din Valea
Ciotorogului , este de 45 mm iar l ățimea acesteia ajunge la 10 mm . Pețiol ul este de 1 mm
lățime, continuat cu o nervură centrală dreaptă și robustă. Nervurile secundare sun t drepte, și
se curbează ușor doar la marginea frunzei, fără a ajunge la ea (Planșa 4, 2). 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 lungi me, și are o densitate a
nervurilor de 2 -3 nervuri pe 10 mm. Nervura centrală este dreptă, nervurile secundare sunt
greu de identificat, dar ne rvurile interamarginale se pot observa (Popa și colab., 2015).
Observații
Aceste fragmente sunt singurele fragmente de plante cu lamina alungită, eliptică având
margini întregi găsite în ambele bazine . Materialul colecției Dincă este aproa pe de două ori
mai puțin decât cel din colecția Petrescu și Dușa , dar au în comun aceleași caracteristici
morfologice. Petrescu și Duș a (1982) au atribuit materialul lor Myrtophyllum sp . (fragment
554/F1 ) și Ilex cf. I. stenophylla (fragment 551/F ) (Popa și colab., 2015) .
Material și ocurență
Fragmentele de frunze au numărul de în registrar e 0318, colecția Dincă , Universitat ea
din București , colectate din Valea Ciotorogului , Bazinul Rusca Montană și 554, colecția
Petrescu și Dușa , Valea Ru sca, Universitatea Babeș -Bolyai, Cluj – Napoca. De asemenea ,
fragmente de dimensiuni mici din acest tip d icotiledonat a fost înregistrată pe o parte a
eșantionulu i 536 colecția Petrescu și Dușa , Valea Ru sca, Universitatea Babeș -Bolyai , Cluj –
Napoca.

46
Dicotiledonat tip 3
Planșa 4, 1
Descriere
O frunză mică, eliptică cu margini dințate. Lungimea fragmentului este de 26 mm și
lățimea es te de 15 mm. Marginile au dinț i mari , simetrici de 3 -4 mm lungime cu nervuri
secundare . Nervura cen trală este îngustă și dreaptă de 0,5 mm . Nervuri le secundare sunt fine,
înguste , ajungând la vârful fiecărui dinte , fără nici o dihotomie (Planșa 4, 1). Nervurile
terțiare sunt drepte , inserate la 60 ° -70 ° față de nervurile secundare. Nervurile de ordin patru
nu sunt vizibile pe material (Popa și colab., 2015).
Observați i
Forma eliptică și dinții mari fac acest fragment de frunză unic în comparație cu
materialul paleobotanic colectat din Ba zinul Rusca Montană.
Material și ocurență
Un singur fragment de frunză a fost găsit și înregistrat cu RM174A – B, colecția
Vasile , Valea Baia, Ba zinul Rusca Montană.
Răsad?
Planșa 4, 3
Descriere
Un mic fragment de frunză a vând 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
(Planșa 4, 3).
Observații
Aceasta poate reprezenta un răsa d al unei plante dicotiledonate , cel mai probabil
apartinand grupului Ettingshausenia onomasta . De asemenea, poate r eprezenta un fragment
de ferigă .

47
Material și ocurență
Materialul a fost înregistrat cu numărul RM70B, colecția Vasile , Universitatea din
București, colectat din Valea Baia , Bazinul Rusca Montană (Popa și colab., 2015).
3.2.2. Discuții
Interpretarea taxonilor dicotiledonați Maastricht ieni din Bazinele Hațeg și Rusca
Montană este important ă pentru evalua rea corect ă a biodiversității ecosistemelor terestre
Maastrichtiene din Europ a. Variația reprezentanților dicotiledona ți este mai mare decât se
aștepta , iar această evaluare a fost posibil ă prin compararea materialului românesc cu flora
contemporan ă din Europa, în special cu flora Cretacic ului târziu din Spania, Polonia și Austria
(Popa și colab., 2015).

CAPITOLUL IV
Paleoecologie
4.1. Metode de reconstituire paleoecologică
În prezent se cunosc două abordări folosite în reconstituirea procesului evolutiv de -a
lungul timpului. Prima abordare se bazează pe premisa „ trecutul reprezintă cheia spre
prezent ”, iar această abordare geologică tradițională implică examinări detaliate ale fosilelor
înregistrate, inclusiv rămășițe ale plantelor fosilizate (frunze, polen, spori, stomate, rădăcini),
acestea fiind și markeri moleculari lăsați de aceste plante (Willis și McElwain, 2002).
A doua abordare care tinde să fie mai favorizată de ecologi și se b azează pe premisa
”prezentul este cheia trecutului ” și implică examinarea organismelor actuale prin evaluarea
caracterelor asemăn ătoare cu alte organisme . Ambele abordării au avantaje și limite și se
folosesc cel mai bine asociate, în domenii ca:stiințele Terrei, biologie evoluționistă și ecologie
(Willis și McElwain, 2002).
4.1.1. Reconstrucția paleoecologică fizică și biotică
În general, reconstrucția paleoecologică fizică și biotică reprezintă un capitol
important în studiile asupra comunităților fosili fere, încercând o abordare holistică a
biodiversității din trecut, r elaționată cu geodiversitatea. În ceea ce privește cazul particular al
Maastrichtianului din Bazinele Hațeg și Rusca Montană, ultimele trei decenii au dus la o
imagine destul de complexă a diferitelor aspecte implicate în studiile paleoecologice, dar

48
încă rămâne o imagine neclară. Diferite domenii de cercetare implicate în reconstrucția
paleoecologică au devenit preocupate de cercetările din Hațeg, în paralel cu studi ile
paleontologice sistematice . Abordarea este multidisciplinară, implicând tafonomia,
sedimentolo giea , mineralogiea argiloasă, analizele cu izotopi stabili, petrologie magmatică și
studii paleomagnetice tectonice, sinteza generală bazându -se pe date din toate aceste domenii,
împreună cu cele din toate componentele studiilor paleon tologice (micro și macroflorei,
neverte brate, micro și macrovertebrate, urme fosifere) (Grigorescu, 2005).
Figura 4.1. Ecosistem Cretacic, ( globalgeology.blogspot.ro).
Reconstrucția fizică și biotică a paleoecosistemelor include în primul rând cadrul
geografic al zonei (continental în cazul Bazinului Hațeg), relieful , clima, mediile sedimentare
și dinamica de depunere în ceea ce privește evoluția tectonică, iar în al doile a rând include
reconstrucția biotică și aspectele ecologice: componentele florei și faunei, biotopurilor și
biocenozelor acestora, pe baza studiilor de autecologie (privind indivizii și populațiile unor

49
specii) și de sinecologie (Fig 4.1.), (relațiile și interacțiunil e între diferite specii ale unei
populații) (Grigorescu, 2005).
Nopcsa (1923), a concluzionat că dimensiunea redusă a majorității speciilor
"Daniane" , azi Maastrichtiene din fauna Bazinul Hațeg, în comparație cu rudele lor din alte
regiuni, poate fi expl icată doar prin condițiile izolate de pe o insulă în care au trăit pentru o
vreme . Realitatea "Insulei Hațeg", numită, de asemenea, "Tărâmul Hațeg" sau "Tărâmul din
Transilvania" este acum recunoscută unanim (Grigorescu, 2005).
Sugestia lui Jianu și Boekschoten (1999) că Bazinul Hațeg a fost o peninsulă conectată
de o suprafață mare nu a fost susținută de studiile tectonice. Suprafața estimată a "Insulei
Hațeg" diferă de la 7500 km pătrați (Weishampel și colab., 1991) la aproximativ 200.00 0 km
pătrați (Dercourt și colab., 2000). Este evident din toate reconstituirile paleogeografice ale
Tethysului Nordic bazate pe studii tectoni ce recente , că "Insula Hațeg" nu s -a limitat numai
la Bazinul Hațeg, dar a inclus o mare parte din Depresiunea Transilvaniei și din Carpații
Occidentali (Grigorescu, 2005).
Studiile palaeomagnetice de la Sânpetru, au sugerat o paleolatitude medie de 22,6 ±
5,9 ° N pentru Bazinul Hațeg, în concordanță cu climatul subtropical în timpul Maastrichtian
din Bazinul H ațeg (Panaiotu și Panaiotu, 2010) .
Relațiile dintre mediile sedimentare și modelele tafonomice și taxonomice permit
identificarea anumitor trăsături paleoecologice și palaeobiologice ale palaeoecosistemului din
Hațeg. Distribuirea diferiților taxoni în mediile sedimentare analizate, sugerează anumite
preferințe de habitat ale unor taxoni din Hațeg (Csiki și colab., 2010).
Grigorescu ( 1983) a propus existența segregării habitatului în cadrul ecosistemului
Hațeg, bazat în principal pe frecvența cu care rămășițele diferiților taxoni se încadreză în
diferite medii depoz iționale. Noile date sugerează, totuși că majoritatea taxonilor prezintă
zone mari de varianță, neli mitându -se la un mediu specific.

50
Un stud iu tafonomic comparativ între zona Hațeg și alte depozite continentale maastrichtiene
din România trebuie să stabilească dacă acest model are o valabilitate mai generală în "Țara
Hațeg " sau dacă doar reprezintă un model tafonomic local legat la s etăril e intra – montane ale
paleoecosistemului local (Csiki și colab., 2010).

4.2. Paleoecologia plantelor
Bazinul Rusca Montană și Bazinul Hațeg, făceau
parte din blocul tectonic Tisia -Dacia. Insula Hațeg avea o
suparafață de 80 000 km². Poziția acestei zone a fost
estimată prin date de paleomagnetism, indicând pentru
bazinul Hațeg o paleolatitudine medie de 22,6 +/ – 5,9°.
Temperatura medie anuală era de aproximativ 22°C și
precipitațiile medii anuale de 1500 mm pe an, date
estimate pe baza asociațiilor vegetale.Aceste date au fost
infirmate de analizele izotopice care indică o valoare a
precipitațiilor medii anuale mai mică de 100 mm pe an.
Asociațiile paleoflorale oferă informații cu privire la masa
vegetală a consumatori lor primari, pe această resurs ă
bazându -se întregul paleoecosistem Maastrichtian .Ferigile
din genul Gleichenia au fost primele care au populat
zonele afectate de incendii sau inundații. Palmierii de tip
Pandanites și Sabalites (Fig.4. 2.),populau zonele
semiacvatice mlăștinoase.Dicotile donatele reprezentate
prin arbori cu frunză mare palmată ( Credneria și
Lindera ), sunt întâlnite în componența asociațiilor
vegetale ripariene, dependente de cursurile de apă, pe
marginea cărora habitează, (Vasile, 2012).
Figura4.2 . Reconstrucție ipotetică a palmierului Sabalites longirhachis , bazată pe datele tafonomice din
Fumanya, după Marmi, 2010 .

51
Fluxul de energie (Fig 4. 3.) din paleoecosistemele Cretacicului Târziu se poate
descrie cu ajutorul p aleontologiei în felul următor:
– producătorii primari di n ecosistemele Maastrichtiene sunt reprezent ți de ferigi,
angiosperme dicotiledonate și monocotiledonate;
– consumatorii primari sunt re prezentați de nevertebra tele din mediul acvatic
(gastropode) și terestru(termite);
– hrana crocodilienilor ter eștri și subacvatici era alcătuită din vertebratele mici ;
– ierbivorii sunt reprezentați prin ornithopode și sauropode;
– omnivorele au fost reprezentate prin mamifere multituberculate , păsări și chelonieni
(Vasile, 2012).

Figura 4. 3. Schema relațiilor trofice din cadrul ecosistemelor maastrichtiene din Bazinul Rusca Montană
Legenda: Săgețile întrerupte indică relații trofice între taxoni doar în cazul în care unul dintre taxoni se află în
stadiu juvenil. Prădătorii de top sunt eviden țiați prin ca ractere îngroșate și subliniate (Vasile , 2012).

52
CAPITOLUL V
Geoparcul Dinozaurilor Țara Hațegului
5.1. Ce este un Geoparc?
Geoparcul este un tip de arie protejată naturală care se diferențiază de celelalte tipuri
de arii naturale protejate prin faptul ca este creat în interiorul sistemelor sociale. Conceptul de
Geoparc și condițiile necesare înființării unui geoparc au fost definit de UNESCO 1998:
-geoparcul trebuie s ă reprezinte un teritoriu bine delimitat geografic și este alcătuit din
situri geologice cu valoare științifică și/sau estetic ă deosebită ;
-teritoriul trebuie să cuprindă locuri cu valoare arheologică, ecologică , istorică și
culturală;
-siturile din cadr ul geoparcului necesită protecți e, printr -un program de management
integrat;
-un geoparc prezintă o administrație , care va elabora planul de managemant integrat,
(geodiversitate.wordpress.com).
5.2. Geoparcul Dinozaurilor din ”Țara Hațeg ”
Geoparcul D inozaurilor din ”Țara Hațeg ”(GDTH), a devenit membru în 2005, a
Rețelei Europene de Geoparcuri ( EGN) după ce prin HG 2151/2004 obținuse st atutul de Parc
natural național . La data primirii în EGN , GDTH era primul Geoparc din întreaga regiune a
fostelor țări cu regim comunist din Europa de est, ulterior Geoparcuri din Cehia, Croația,
Ungaria, Slovacia, Polonia au fost admise în cadrul Rețelei europene
(geodiversitate.wordpress.com).
GDTH promovează , prin bazele câmpului educațional ,siturile ge ologice fosilifere din
zonă și alte va lori paleontologice și geologie . Pentru studenți și cercetatorii din diferite
domenii ale științelor naturale, Geoparcul a devenit un loc optim pentru dezvoltarea studiilor
de biodiversitate și geodiversitate (Grigore scu, 2010).
GDTH are o suprafață de 102.392 ha, și cuprinde în totalitate orașul Hațeg și
comunele Densuș, General Berthelot, Totești, Răchitova, Sântămăria Orlea, Sarmizegetusa,
iar parțial comunele Baru Mare, Sălașu de Sus, Pui si Râu de Mori (Fig 5.1. ). Se învecinează

53
la sud cu Parcul Național Retezat și la est cu Parcul Natural Cioclovina Grădiștea de Munte
(Grigorescu și colab., 2014).

Figura5.1. Geoparcul Dinozaurilor Țara Hațegului (Csiki și Grigorescu, 2014).

Obiectivul principal al GDTH îl constituie protecția siturilor naturale și
culturale din zonă și valoarificarea a cestora prin educație și turism , contribuind totodată la
dezvoltarea socio -economică a regiunii.
Obiective :
– amenajarea în scop turistic și educativ a siturilor geologice și protejarea acestora ;
– crearea traseelor turistice și a infrastructurilor necesare unui turism modern
– elaborarea de ghiduri pedagogice și manuale
– asigurarea condițiilor pentru formarea profesională (geodiversitate.wordpress.com).
5.3.Ce este geodiversita tea ?
Într-o definiție acceptată de cei mai mulți, ” geodiversitatea cuprinde totalitatea
obiectelor, formelor și structurilor geologice, geomorfologice (de relief), pedologice (soluri),
hidrogeologice dintr -o anumită regiune, dar și procesele prin care acestea s -au format. Între
obiectele geologice sunt cuprinse rocile, mineralele, cristalele, fosile organismelor care au

54
trăit în trecutul geologic, plante și animale, mari sau mici, deasemenea structurile formate în
urma unor diverse procese geologice: de sedimentare, de consolidare a rocilor, de ridicare și
mobilitate a catenelor muntoase, de vulcanism, etc .” Dan Grigorescu.
Termenul de geodiversitate este inspirat de cel de biodiversitate , folosit mai intens din
1974 anul lansării Convenției Internationale asupra Diversitatii Biologice (CBD), termenul
devenind în scurt timp un concept declanșator de strategii și metode în conservarea naturii.
A fost făcut cunoscut în urma Summitului Natiunilor Unite asupra Pământului de la
Rio de Janeiro di n 1992, încheiat prin convenția ONU asupra biodiversitatii, semnată în 1994
de peste 160 de tări. După Convenția de la Rio care a generat o schimbare importantă în
istoria conservării biodiversității, termenul de geodiversitate , s-a dezvoltat
(geodiversita te.wordpress.com).
La fel ca și biodiversitatea , geodiversitatea nu reprezintă doar un concept teoretic, ci
un domeniu concret al conservării naturii, cu metode, strategii și structuri de management
specifice subdomeniilor sale aplicative: geoconservarea, geoeducația și geoturismul .
Geoconservarea reprezintă partea metodologică a Geodiversității. Ea cuprinde
acțiunile, metodele, strategiile, legislația și reglementările adoptate pentru păstrarea și
valorificarea geodiversității (geodiversitate.wordpress.c om).
Geoturismul sau turismul geologic reprezintă forma de valorificare a geodiversității, în
care latura recreativă se împletește cu cea informativ -științifică și educativă. Geoturismul este
o modalitate concretă de creștere a veniturilor comunităților l ocale prin amenajarea și
folosirea traseelor turistice, prin crearea de pensiuni turistice și organizarea de acțiuni
atractive pentru vizitatori (geodiversitate.wordpress.com).
Geoeducația cuprinde pe de o parte informarea publicului cu privire la compone ntele
geodiversității, a fenomenelor și proceselor aflate la originea acestora, a evoluției geoistorice
a Planetei, iar pe de altă parte, formarea profesională a viitorilor specialiști în domeniul
geoștiin țelor. Biodiversitatea și geodiversitatea au devenit în ultimii ani concepte integrate în
cercetarea naturii, un substrat solid pentru lansarea unor acțiuni de protec ție și conservare
(geodiversitate.wordpress.com).

55
5.4. Țara Hațeg – o insulă tropicală
Cercetările depozitelor continentale cu resturi ale unor dinozauri de vârstă
maastrichtiană din Bazinul Hațeg, au o istorie de peste o sută de ani. Franz von Nopcsa (1877 –
1933) a fost inițiatorul cercetărilor faunei cu dinozauri din Bazinul Hațeg. Cercetarea
sistematică a acestor depozite a fost reluată în anul 1977 când D. Grigorescu a identificat
siturile fosilifere de pe valea râului Sibișel (Grigorescu, 2005).
Reconstruirea mediului de viață al dinozaurilor din Hațeg se poate face prin mai multe
metode : studiul rocilor fosile, studiul asociațiilo r fosilifere, studiul plantelor asociate
dinozaurilor , analiza geochimică a resturilor scheletice, paleomagnetismul (studiază
proprietățile magnetice ale rocilor). Studiile paleomagnetice ne permit recunoașterea poziției
geografice pe ca re o regiune a avut -o în trecut .Toate aceste metode de identificare indică
faptul că Hațegul din vremea dinozaurilor era o insulă tropicală. Hațegul se afla la
aproximativ 30° latitidine nordică, ceea ce înseamnă că era situat în zona subtropicală. Este
dovedit faptul că re giunea Hațegului era poziționată pe o insulă (Csiki și Grigorescu, 2014).
Diminuarea taliei dinozaurilor din Hațeg a fost determinată de viețuirea îndelungată
pe această insulă tropicală, care se afla în arhipelagul Oceanului Tethys. Acest fenomen, care
se regăsește la mai multe grupe de organisme poartă denumirea de nanism (piticism) insular.
Asemenea cazuri sunt înregistrate în cazul elefanților insulari care nu depășeau 1 metru
înălțime și 150 kg greutate (Csiki și Grigorescu, 2014).
5.5. De ce au dispărut dinozaurii?
În urmă cu 66 milioane de ani, la sfârșitul Mezozoicului, s -a produs o catastrofă
biologică. Extincțiile b iologice de la limita Cretacic/ Triasic sau Cret acic/ Palogen, au afectat
atât animalele marine (amoniți, belemiți ,reptile înnotătoare) cât și pe cele ce trăiau în mediul
terestru ( dinozauri) ,sau în aer ( pterozaurii).Cauzele acestei extincții nu sunt încă complet
cunoscute, cu siguranță însă au contribuit mai mulți factori . În mili oane de ani ,scoarța terestră
a suferit schimbări ale plă cilor tectonice: mase continentale a u venit în contact și s -au unit ,iar
sutarea lor a determinat ridicarea unor lanțuri muntoase. Ca urmare a acestui fapt, clima a
devenit mult mai aridă, ducând la schimbarea vegetației. Aceste modificări ale vegetației au
dus treptat la extincția multor specii ierbivore dar și a celor carnivore. Dintre speciile
continentale cele mai afectate de această catastrofă au fost reptilele ( animalele dominante ale
Mezozoicul ui). Unul dintre evenimentele care au dus la extincție a fost activitatea vulcanică

56
desfășurată în paralel cu mișcările plăcilor tectonice iar al doilea eveniment constă în impactul
unui meteorit numit Chyxulub cu suprafața Pământului, urmele craterului format au fost
găsite în Peninsula Yucat án din Mexic. Gaz ele toxice eliminate în atmosferă de către erupțiile
vulcanice au afectat atât speciile vegetale, cât și pe cele animale, ducând la dispariția
acestora. În urma impactului meteoritului Chyxulub au rezultat cantități enorme de praf
terestru și cosmic (rezultat din dezagregarea meteoritului). Toate aceste schimbări au dus la o
scădere accentuată a temperaturii, urmată de o intensificare a fenomenului de ”efect de seră”,
ploi acide și incendii, aceste evenimente contribuind la dispariția dinozaurilor de la sf ârșitul
Cretacicului (Csiki și Grigorescu 2014).
5.6.Conceptul de paleoartă
Paleoarta este orice manifestare artistică originală, care încercă să reconstruiască sau
să descrie viaț a preistorică ,conform cunoștințelor actuale și dovezilor științifice în momentul
creării operei de artă . Termenul a fost introdus la sfârșitul anilor 1980 de către Mark Hallett
pentru arta care descrie su biecte legate de paleontologie. Acestea pot fi reprezentări ale
fosilelor sau ale organismelor vii și ale ecosiste melor în c are acestea habitează .
În tabelul de mai jos (Fig5.2.), sunt reprezentate reconstituirile grafice ale speciilor de
vertebrate fosile maastrichtiene , din Bazinul Hațeg , realizate de Dr. Jakub Kowalski ,
Universitatea din Opole, Polonia . Descrierea speciilo r a fost realizată de Csiki și Grigorescu,
în 2014.

57

Nume : Paralatonia transylvanica
Autori : Venczel și Csiki, în 2003
Semnifica ția numelui : ruda transilvană a
lui Latonia (un discoglossid fosil)
Apartenen ță: Anura, Archaeobatrachia,
Discoglossidae
Distribu ție: cunoscut doar din
Transilvania (inclusiv Bazinul Hațeg)
Mod de via ță: semiacvatic, saltatorial,
poate și înotător
Mod de hr ănire: insectivor -invertivor
Dimensiune : 5 cm lungime, 25 -40 grame
Nume : Bicuspidon hatzegiensis
Autor i: Folie și Codrea, în 2005
Semnificația numelui : șopârlă, specie a
genului Bicuspidon , descris din Hațeg
Apartenență : Squamata, Sauria,
Borioteiioidea, Polyglyphanodontidae
Distribuție : cunoscut din Bazinul Hațeg,
posibil și din Santonianul din Ungaria
Mod de viață : terestru
Mod de hrănire : omnivor -insectivor –
ierbivor
Dimensiune : 20 cm lungime, 125 -150
grame
Nume : Nidophis insularis
Autori : Vasile, Csiki -Sava și Venczel, în
2013
Semnificația numelui : șarpele insular
locuitor al cuiburilor (de ouă de dinosauri)
Apartenență : Squamata, Serpentes,
Madtsoiidae
Distribuție : cunoscut doar din Bazinul
Hațeg
Mod de viață : terestru, semi -fossorial
(mod de viață în parte subteran), târâtor
Mod de hrănire : invertivor -carnivor
Dimensiune : 1 m lungime, 700 -900 gram e

58
Nume : Kogaionon ungureanui
Autori : Rădulescu și Samson, în 1996
Semnifica ția numelui : animal dedicat lui
C. Ungureanu (geolog, descoperitorul
fosilei)
Apartenen ță: Mammalia,
Multituberculata, Cimolodonta,
Kogaionidae
Distribu ție: cunoscut doar din Bazinul
Hațeg
Mod de via ță: terestru, poate și arboricol
Mod de hr ănire: omnivor -frugivor
Dimensiune :15-20cm lungime,100 -150g
Nume : Hatzegopteryx thambema
Autori : Buffetaut, Grigorescu și Csiki, în
2003
Semnifica ția numelui : înfrico șătorul
înaripat din Hațeg
Apartenen ță: Pterosauria, Azhdarchidae
Distribu ție: cunoscut doar din Bazinul
Hațeg, poate și din Bazinul Transilvaniei
Mod de via ță: aerial, zbur ător planant,
poate secundar terestru
Mod de hr ănire: carnivor, pr ădător,
pescar și/sau necrofag
Dimens iune: 10-12 m anvergura aripilor,
2 m lungimea craniului, 18 kg
Nume : Balaur bondoc
Autori : Csiki, Vremir, Brusatte și Norell,
în 2010
Semnifica ția numelui : numele face
referire la natura de ‘dragon’
(corespondent
mitic al reptilelor, deci și al dinosaurilor)
al animalului, precum și la aspectul masiv
Apartenen ță: Dinosauria, Saurischia,
Theropoda, Dromaeosauridae
Distribu ție: cunoscut doar din
Transilvania (inclusiv Bazinul Ha țeg)
Mod de via ță: terestru, biped, semi –
cursorial (alerg ător)
Mod de hr ănire: carnivor, pr ădător activ,
vânător în hait ă
Dimensiune : 1.7-2 m lungime, 12 -15 kg

59

Nume : Magyarosaurus dacus
Autori : Huene, în 1932, dup ă Nopcsa, în 1915
Semnifica ția numelui : șopârla dacic ă din Ungaria
(Bazinul Ha țeg făcând din
Imperiul Austro -Ungar parte în momentul
descoperirii/descrierii acestui dinosaur)
Apartenen ță: Dinosauria, Saurischia, Sauropoda,
Titanosauria
Distribu ție: cunoscut doar din Transilvania
(inclusiv Bazinul Ha țeg)
Mod de via ță: terestru, patruped, graviportal (cu
deplasare lent ă)
Mod de hr ănire: ierbivor, p ăscător generalizat la
nivelul arborilor
Dimensiune : 6-7 m lungime, 850 kg
Nume : Paludititan nalatzensis
Autori : Csiki, Codrea, Jipa -Murzea și Godefroit, în
2010
Semnifica ția numelui : titanicul animal din mla știna
de la N ălaț-Vad
Apartenen ță: Dinosauria, Saurischia, Sauropoda,
Titanosauria
Distribu ție: cunoscut doar din Bazinul Ha țeg
Mod de via ță: terestru, patruped, graviportal (cu
deplasare lent ă)
Mod de hr ănire: ierbivor, p ăscător generalizat la
nivelul arbo rilor
Dimensiune : 6-7 m lungime, 800 kg
Nume : Telmatosaurus transsylvanicus
Autori : Nopcsa, în 1903, dup ă Nopcsa, în 1900
Semnifica ția numelui : șopârla de mla ștină din
Transilvania
Apartenen ță: Dinosauria, Ornitischia, Ornithopoda,
Hadrosauroidea
Distribu ție: cunoscut doar din Transilvania
(inclusiv Bazinul Ha țeg)
Mod de via ță: terestru biped, ocazional patruped,
semi -cursorial -graviportal
Mod de hr ănire: ierbivor, p ăscător generalizat de
arbori și arbu ști
Dimensiune : 3,5-4,5 m lungime, 500 -600 kg

60

Nume : Zalmoxes robustus
Autori : Weishampel, Jianu, Csiki și
Norman, în 2003, dup ă Nopcsa, 1902
Semnifica ția numelui : șopârla
robust ă a lui Zalmoxes
Apartenen ță: Dinosauria,
Ornitischia, Ornithopoda,
Rhabdodontidae
Distribu ție: cunoscut doar din
Transilvania (inclusiv Bazinul Ha țeg)
Mod de via ță: terestru biped,
alerg ător semi -cursorial
Mod de hr ănire: ierbivor, p ăscător
specializat de ierburi și arbu ști
Dimensiune : 3 m lungime, 300 -350
kg
Nume : Struthiosaurus transilvanicus
Autori : Nopcsa, în 1915
Semnifica ția numelui : șopârla -struț
din Transilvania
Apartenen ță: Dinosauria,
Ornitischia, Ankylosauria,
Nodosauridae
Distribu ție: cunoscut doar din
Transilvania (inclusiv Bazinul Ha țeg)
Mod de via ță: terestru, patruped,
graviportal (cu mi șcare greoai e)
Mod de hr ănire: ierbivor generelizat
de ierburi și arbu ști
Dimensiune : 2-3 m lungime, 400 –
450 kg

61
CAPITOLUL IV
CONCLUZII
Prezenta lucrare a avut ca scop studiul asociațiilor paleofloristice din Bazinele Hațeg și
Rusca Montană și interpretarea paleoecologică a florei. În vederea atingerii acestui scop, au
fost stabilite următoarele obiective: caracterizarea intervalului de t imp geologic; evoluția
geologică a bazinelor Hațeg și Rusca Montană; sistematica asociațiilor Maastrichtiene;
paleoecologia plantelor Maastrichtiene . Primele două obiective constituie partea teoretică, iar
pentru realizarea lor s-a făcut sinteză de literatură de specialitate din cărți, publicații , pagini
web. Sistematica asociațiilor Maastrichtiene a constituit partea practică a lucrării. Au fost
menționate și descrise metodele și materialele folosite pentru analizarea materialul ui vegetal
fosilifer. Metodele de laborator au constat în: degajarea și macerarea materialului vegetal sau
animal , depozitarea fosilelor; înregistrarea fosilelor vegetale pe fișe și într -o bază de date
digitală ; identificarea, caracterizarea și ocurența speciilor; fotografierea macroscopică a
fosilelor a fost făcută cu ajutorul unui aparat de fotografiat digital Panasonic DMC -L1 cu un
obiectiv Olympus Zuiko 35 mm , iar imaginile au fost prelucrate folosind Corel Draw
versiunea 11 . Materialul studiat este conservat compresiv și prezintă material foliar, rădăcini
și rar semințe . O mare parte din materialul de studiu a fost colectat recent de autori din
bazinele Hațeg și Rusca Montană în timpul excursi ei pe teren , și este găzduit în Laboratorul
de Paleontologie, Departamentul de Geologie al Universitatea din București. Colecția Grigore
Răileanu, care a fost de asemenea studiat ă, se află la Universitatea din București. Material
proaspăt colectat de pe teren este înregistrat cu prefixele RM și HG, apa rține în principal
colecției Ștefan Vasile .
Analiza sistemică a resturilor vegetale studiate indică o biodiversitate ridicată de
taxoni. Asociațiile vegetale studiate cuprind atât dicotile cât monocotile aprținând gruprurilor:
Sabalites, Pandanites, Sapindales, Proteales , Laurales . Interpretarea taxonilor dicotiledonați
Maastrichtieni din Bazinele Hațeg și Rusca Montană este importantă pentru evaluarea corectă
a biodiversității ecosistemelor terestre Maastrichtiene din Europa și pentru interpretarea
paleoecologic ă a zonei . Interpretarea s -a facut pe baza literaturii de specialitate în urma
analizei sistemice. Având în vedere ca Țara Hațegului este cuno scută pentru fosilele de
dinozaurii pitici, ultimul capitol al acestei lucrări este destinat GDTG.

62

MULȚUMIRI
Pentru elaborarea acestei lucrări , doresc să -i mulțumesc în primul rând Domnul ui
Conf. Dr. Mihai E. Popa, pentru timpul și sprijinul acordat în realizarea studiului sistematic al
acestei lucrări (identificarea, caracterizarea, fotografierea fosilelor) , Domnului Asist. Dr.
Ștefan Vasile pentru colectarea și transportarea materialului vegetal, și nu în cele din urmă,
studente lor Maranda Iulia și Grigoraș Nicoleta Laura, pentru susținere și suport.

63
BIBLIOGRAFIE

1. Barzoi S.C., Seclaman M., 2010. Petrographic and geochemical interpretation of the
Late Cretaceous volcaniclastic deposits from the Hateg Basin. Palaeogeography .
Palaeoclimatology. Palaeoecology 293, 306–318.
2. Bojar A. -V., Grigorescu D., Ottner F., Csiki Z., 2005. Palaeoenvironmental
interpretation of dinosaur – and mammal -bearing continental Maastrichtian deposits,
Hațeg basin,Romania. Geological Quarterly 49, 205 –222.
3. Bojar A -V., Bojar H -B., Ottner F., Grigorescu D.,2010. Heavy mineral d istributions
of Maastrichtian deposits from the Hațeg basin, South Carpathians: Tectonic and
palaeogeographic implications. Palaeogeography. Palaeoclimatology.Palaeoecology
293 ,319 -328.
4. Briceag A., Melinte -Dobrinescu M.C.,Jipa D.C., 2008. Litologia și bios tratigrafia
Cretacicului inferior din zona Munților Bucegi. Științele Pământului, Cunoaștere și
Mediu – Sesiune anuală de comunicări științifice.
5. Bucur I.I., Strutinski C., Cucuruzan I., 1983. Formațiunile mezozoice din sud -vestul
Bazinului Rusca Montană. Dări de Seamă ale Institutului de Geologie și Geofizică 69
(4), 57 –76.
6. Codrea V., Vremir M., Jipa C., Godefroit P., Csiki Z., SmithT., Fărcaș, C., 2010. More
than just Nopcsa's Transylvanian dinosaurs: a look outside the Hațeg Basin.
Palaeogeogr. Palaeocl imatol. Palaeoecol . 293, 391 –405.
7. Codrea V., Godefroit P., Smith T., 2012. First discovery of Maastrichtian (latest
Cretaceous) terrestrial vertebrates in Rusca Montană Basin (Romania). In: Godefroit,
P. (Ed.), Bernissart Dinosaurs and Early Cretaceous Terrestrial Ecosystems. Indiana
8. University Press, Bloomington, pp. 571 –582.
9. Coiffard C., Gomez B., Thiebaut M., Kvaček J., Thevenard F., Neraudeau D., 2009.
Intramarginal Veined Lauraceae Leaves from the Albian -Cenomanian of Charente –
Maritime (Western F rance). Palaeontology 52, 323 -336.
10. Csiki Z., Ionescu A., Grigorescu D., 2008. The Budurone microvertebrate site from
the Maastrichtian of the Hațeg Basin -flora, fauna, taphonomy and palaeoenvironment.
Acta Palaeontol. Rom. 6, 49 –66.
11. Csiki Z.,Benton M J.,20 10.An island of dwarfs -Reconstructing the Late Cretaceous
Hațeg palaeoecosystem. Palae ogeography,Palaeoclimatology. Palaeoecology 293,
265–270.

64
12. Csiki Z S., Grigorescu D., 2014 . Dinozaurii din Țara Hațegului -O lume de giganți
pitici. Editura Universitatii din Bucuresti.
13. Dercourt J., Gaetani M., Vrielynck B., Barrier E., Biju -Duval B., Brunet M., Cadet
J.P.,Crasquin S.,Săndulescu M. (eds.), 2000. Atlas Peri -Tethys, Palaeogeogr aphical
Maps. CCGM/CGMW, Paris,269 pp., 24 hărți.
14. Dincă A., 1977. Geologia Bazinului Rusca Montană. Partea de vest. Anuarul
Institutului de Geologie și Geofizică 52, 99 –173.
15. Feigi Ș. V., Jipa C., Solomon A., 2010. Paleomedii maastrichtiene în Bazinul Rusca
Montană. Lucrările celui de -al X-lea Simpozion Național Studențesc „Geoecologia” 1,
33-36.
16. Glosie M., Calitatea mediului în zona Rusca Montană -Rușchița. Buletinul AGIR nr.
3/2012 iulie -septembrie.
17. Grigorescu D., 1983. A Stratigraphic, Taphonomic and Palaeoecologic approach to a
"forgotten land": the dinosaur -bearing deposits from Hațeg Basin (Transylvania –
Romania). In Kielan – Jaworowska, Z. & Osmolska, H. (eds.) Second Symposium on
Mesozoic Terrestrial Ecosystems, Acta Palaeontologica Polonica , 28 (1 -2) Warsawa,
103-121.
18. Grigorescu D., 1992. Nonmarine Cretaceous formations of Romania. In:Matter, N.J.,
Chen, P. -J. (Eds.), Aspects of Nonmarine Cretaceous Geology, Special volume, IGCP
Project 245. China Ocean Press, Beijing, pp. 142 –164
19. Grigorescu D., Me linte M.C., 2001. The stratigraphy of the Upper Cretaceous marine
sediments from the NW Hațeg area (South Carpathians, Romania). Acta
Palaeontologica Romaniae 3, 153 –160
20. Grigorescu D., 2005. Rediscovery of a “forgotten land”. The last three decades of
research on the dinosaur -bearing deposits from the Hațeg Basin. Acta Palaeontologica
Romaniae 5 , 191 –204.
21. Grigorescu D., 2010. The Latest Cretaceous fauna with dinosaurs and mammals from
the Hațeg Basin – a historical overview. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol .
293, 271 –282.
22. Grigorescu D., Vasile Ș., Csiki Z.S., Melinte -Dobrinescu M.C., Popa M.E.,Stoica M.,
Șeclăman M., 2014. Geodiversitatea Țării Hațegului.Editura Univ ersității dn
București.

65
23. Jianu C. -M., Boekschoten G.J., 1999. The Hațeg area: island or outpost? In Reumer,
J.W.F. & de Vos, J.(eds.), Elephants Have a Snorkel . pp. 195 -199.Deinsea Special
Volume.
24. Kvaček J., Herman A.B., 2004a. Monocotyledons from the Early Campanian
(Cretaceous)of Grünbach, Lower Austria. Rev. Palaeobot. Palynol . 128, 323 –353.
25. Kvaček J., Herman A.B., 2004 b. The Campanian Grünbach flora of lower Austria:
palaeoecological interpretation. Anna les Naturhist . Museums Wien 106, 91 -101.
26. Marmi J., Gomez B., Martin -Closas C., 2008. Presencia de macrorestos parautoctonos
de Sabalites cf. longirhachis (UNGER, 1850) KVACEK & HERMAN, 2004 en facies
paralicas del Cretacico superior del Pirineo Oriental. Revista Espagnola de
Paleontologia 23, 7 -14.
27. Marmi J., Gomez B., Martín -Closas C., Villalba -Breva S., 2010. A reconstruction of
the fossil palm Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvacek et Herman from the
Maastrichtian of Pyrenees. Review of Palaeobotany an d Palynology 163, 73 -83.
28. Marmi J., Gomez B., Martín -Closas C., Villalba -Breva S., Daviero -Gomez V., 2014.
Diversified fossil plant assemblages from the Maastrichtian in Isona (southeastern
Pyrenees). Review of Palaeobotany and Palynology 206, 45 -59.
29. May Lindfors S., Csiki Z., Grigorescu D., Friis E.M., 2010. Preliminary account of
plant mesofossils from the Maastrichtian Budurone microvertebrate site of the Hațeg
Basin, Romania. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol . 293, 353 –359.
30. Mărgărit G., Mărgărit M., 1967. Asupra prezenței unor resturi de plante fosile în
împrejurimile localității Demsuș (Bazinul Hațeg). Studii și Cercetări de Geologie,
Geofizică, Geografie, Seria Geologie 12 (2), 471 –476.
31. McCann T., 2008. The Geology of Central Europe, Vol 2: Mesozoic and Cenozoic.
Geological Society .

32. Melinte -Dobrinescu M.C., 2010. Lithology and biostratigraphy of Upper Cretaceous
marine deposits from the Hațeg region (Romania): Palaeoenvironmental implications.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecol ogy 293, 283 –294.
33. Panaiotu C. și Panaiotu C., 2002. Paleomagnetic studies. In Grigorescu D. & Csiki Z.
(eds.), 7th European Workshop on Vertebrate Palaeontology, Abstracts volume and
excursions field guide, 59,Sibiu.

66
34. Panaiotu C.G., Panaiotu C.E., 2010. Pa laeomagnetism o f the Upper Cretaceous
Sânpetru Formation(HațegBasin,SouthCarpathians). Palaeogeography,Palaeoclimatolo
gy.Palaeoecology 293, 343 –352.
35. Pană I., Grigorescu D., Csiki Z., Costea C., 2002. Paleo -ecological significance of the
continental gastropod assemblages from the Maastrichtian dinosaur beds of the Hațeg
Basin. Acta Palaeontol. Rom . 3, 337 –343.
36. Petrescu I., Dușa A., 1970. Asupra unui punct paleofloristic din Cretacicul superior al
Bazinului Rusca Montană. Bull. Soc. de Stiinte , seria Geol. 12 , 165 –172.
37. Petrescu I., Dușa A., 1980. Flora din Cretacicul superior de la Rusca Montană -o
raritate în patrimoniul paleobotanic național. Ocrotirea naturii și a mediului
înconjurător 24,147 –155.
38. Petrescu I., Dușa A., 1982. Palaeoflora din Senonianul Bazinului Rusca Montană.
Dări de Seamă ale Institutului de Geologie și Geofizică 69 (3), 107 –124.
39. Popa M.E., 2007. Elemente de geologie și paleontologie. Editura Universității din
București.
40. Popa M.E., 2011. Field and laboratory techniques in plant compressions: an integrated
approach. Acta Palaeontologica Romaniae 7, 279 -283.
41. Popa M.E., Kvaček J., Vasile Ș., Csiki -Sava Z., 2014. Maastrichtian monocotyledons
of the Rusca Montană and Hațeg Basins, Roma nia. Review of Palaeobotany and
Palynology 210, 89 –101.
42. Popa M.E., Kvaček J., Vasile Ș., Csiki Z.S., 2015. Maastrichtian dicotyledons of the
Rusca Montană and Hațeg basins, South Carpathians,Romania.
Palaeogeography,Palaeoclimatology, Palaeoecology .
43. Rabi M., Vremir M., Tong H., 2013. Preliminary Overview of Late Cretaceous Turtle
Diversity in Eastern Central Europe (Austria, Hungary, and Romania). Springer .
44. Riera V., Marmi J., Oms O., Gomez B., 2010. Orientated plant fragments revealing
tidal palaeocurrent s in the Fumanya mudflat (Maastrichtian, southern Pyrenees):
Insights in palaeogeographic reconstructions . Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology 288, 82 -92.
45. Scotese C. R., 2001. Atlas of Earth History . PALEOMAP Project , Department of
Geology, University of Texas at Arlington;
46. Stilla A., 1985. Géologie de la région de Hațeg -Cioclovina -Bănița (Carpates
Méridionales).Anuarul Institutului de Geologie și Geofizică 66, 91 –179.

67
47. Therrien F., 2005. Palaeoenvironments of the latest Cretaceous (Maastricht ian)
dinosaurs of Romania: insights from fluvial deposits and paleosols of the
Transylvanian and Hațeg basins. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol . 218, 15 –
56.
48. Tschan G.F., Denk T., Von Balthazar M., 2008. Credneria and Platanus (Platanaceae)
from the Late Cretaceous (Santonian) of Quedlinburg, Germany. Review of
Palaeobotany and Palynology 152, 211 -236.
49. Van Itterbeeck J., Săsăran E., Codrea V., Săsăran L., Bultynck P., 2004.
Sedimentology of the Upper Cretaceous mammal – and dino saur-bearing sites along
the Râul Mare and Bărbat rivers, Hațeg Basin, Romania. Cretaceous Research 25,
517–530.
50. Van Itterbeeck J., Markevich V.S., Codrea V., 2005. Palynostratigraphy of the
Maastrichtian dinosaur and mammal sites of the Râul Mare and Bărb at valleys (Hațeg
Basin, Romania). Geologica Carpathica 56, 137 –147.
51. Vasile Ș., 2012. Stratigrafia,paleontologia și paleoecologia Maastrichtianului din
Bazinul Rusca Montană. Rezumatul tezei de doctorat. Universitatea din București.
52. Weishampel D.B., Grigor escu D., Norman D.B. 1991.The Dinosaurs of Transylvania.
National GeographicResearch & Exploration 7, 2, 196 – 215.
53. Willingshofer E., Andriessen P., Cloething S., Neubauer F., 2001. Detrital fission
track thermochronology of Upper Cretaceous syn -orogenic se diments in the South
Carpathians (Romania): inferences on the tectonic evolution of a collisionalhinterland.
Basin Research 13, 379 –395.
54. Willis K.J.,McElwain J.C., 2002. The Evolution of plants . Secod Edition. Oxford
University Press.
55. globalgeology.blogspot.ro.
56. www.centruldebiodiversitate.ro.
57. geodiversitate.wordpress.com.

68
GRAFICĂ ȘI EXPLICAȚII
PLANȘA I, 1-3

69
PLANȘA II, 1-5

70
PLANȘA III, 1-3

71
PLANȘA IV , 1-3

72
PLANȘA I

1. Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman 2004, eșantionul 4630, Valea
Rusca; Colecția Meșter, Universitatea Babeș -Bolyai, Cluj -Napoca. Bară scalară: 10
mm;

2. Sabalites longirhachis (Unger) J. Kvaček și Herman 2004, eșantionul 0320,
Universit atea din București . Bară scalară : 10 mm ;
3. Pandanites trinervis (Ettingshausen) J. Kvaček și Herman 2004a eșantionul 539,
Valea Nocea; Colecția Dușa și Petrescu, Universitatea Babeș -Bolyai, Cluj –
Napoca ; marcat și figurat în Petrescu și Dușa (1982, Pl. VIII, Fig. 1) ca Pandanus
austriacus. Bară scalară : 10 mm.

PLANȘA II
1. Pandanites spinatissimus (Petrescu și Dușa) emend., eșantionul RM1A, Valea
Rusca; Colecția Vasile, Laboratorul de Palaeontolog ie, Universitatea din București .
Bară scalară : 10 mm;
2. Pandanites spinatissimus (Petrescu și Dușa) emend., eșantionul RM11A, Valea
Rusca; ColecțiaVasile, Laboratorul de Palaeontologie, Universitatea din București.
Bară scalară : 10mm;
3.Pandanites spinatissimus (Petrescu și Dușa) emend., eșantionul RM11A ,
evidențierea dinților în detaliu ;Valea Rusca; Colecția Vasile, Laboratorul de
Palaeontologie, Universitatea din București . Bară scalară : 10 mm ;
4. Araliaephyllum sp. (sp. nov.?) , fragment RM23A/F1, baza frunzei și doi lobi , Valea
Teiului (Negoiu), Bazinul Rusca Montană, Colecția Vasile , Universitatea din
București . Bară scalară : 10 mm;
5. Araliaephyllum sp. (sp. nov.?) , fragment de frunză RM43/F1, alungită , lobi de
mărime mare , Valea Teiului (Negoiu), Bazinul Rusca Montană, Colecția Vasile,
Universitatea din București . Bară scalară: 10 mm;

73

PLANȘA III

1. Credneria denticulata (Zenker) Tschan, Denk și von Balthazar 2008: a. Privire de
ansamblu , eșantion LPBU0321, Colecția Dincă, Universitatea din București ; Bară
scalară: 10 mm;
2. Ettingshausenia onomasta (Bayer) J. Kvaček și Halamski fragment ul RM147/F1 ,
Valea Nocea, Colecția Vasile, Universit atea din București; Bară scalară: 10 mm;
3. Ettingshausenia onomasta (Bayer) J. Kvaček și Halamski fragment ul LPBU0303/F1,
vârful frunzei , Vale a Ciocanului, Bazinul Rusca Montană, Colecția Dincă ,
Universit atea din București; Bară scalară: 10 mm;

PLANȘA VI

1. Dicotiledonat tip 3, fragmentul RM174A/F1, Valea Baia, Bazinul Rusca
Montană, Colecția Vasile, Universitatea din București; Bară scalară: 10 mm;

2. Eucalyptolaurus sp., fragment ul 0318/F1, Valea Ciotorogului , Bazinul Rusca
Montană, Colecția Vasile, Universitatea din București; Bară scalară: 10 mm;

3. Sămânță? Fragmentul RM70B/F1, Valea Baia, Bazinul Rusca Montană, Colecția
Vasile, Universitatea din București; Bară scalară: 10 mm;