Das Pädurea Craiului-Massiv durchläuft eine Entwicklung von einer Plattform mit geringer Wassertiefe zu einem Ablagerungsraum in tieferen Bereichen. Nach der Regression der Thethys Ende des Juras, verkarstet die Plattform am Beginn der Kreide. Im Valangin setzt eine karbonatische Sedimentation mit Süßwasserkalken ein, die im Barreme in in marine Flachwasserkalke übergehen. Am Ende dieser Formation bewirken erste tektonische Bewegungen eine Hebung des Hinterlandes und Mergel mit Sandsteinen werden abgelagert. Im Unter-Apt sedimentieren wieder Karbonate auf der Plattrom, die in ihrer faziellen Entwicklung von stärkeren Wasserbewegungen beeinflußt werden. Im Ober-Apt und Unter-Alb liegen die Sedirnentationsbereiche in größerer Wassertiefe, es wird Plattform- und Riffschutt abgelagert Zum Cenoman hin setzt schließlich die Gebirgsbildung mit Deckenüberschiebungen ein. Die Entwicklung von der Flachwassersedimentation hin zu tieferen Hang- und Beckenbereichen steht möglicherweise im Zusammenhang mit dem ersten Einsetzen tektonischer Bewegungen im Barreme, die Vorläufer der alpidischen Deckenüberschiebungen des Cenomans sind.
The Padurea Craiului massif passes through a development of a platform with low depths of water to a deposition enviroment within deeper areas. After the evolution of the Thethys end of the jurassic, at the beginning of die cretacious the platform carstificated. In the Valanginian a carbonatic sedinentation with fresh water Iimestones begins, which changes into marine shallow water limestones during the Barremian At the end of this formnation the tectonic movements cause an elevation of the backland, and marls with sandstones are deposited. During the lower Apt carbonates again sedimentate an the platform, which are influenced by higher water circulation in their partially development. In the upper Aptian and lower Albian the sedimentation areas are appropriate for platfonn and reef debtis in langer depths of water, they are deposited until the Cenomanian, when the orogenesis with thrust of the napnes finally begins. The development of shallow water sedimemation to deeper slope and basin areas possibly is in connection with the first tectonic movements at the Barreme, the forerunner of the alpidic nap overthrust of the Cenoman.
A. Inhaltsverzeichnis
A. INHALTSVERZEICHNIS
B. ZUSAMMENFASSUNG
C. DANKSAGUNG
1. Einleitung
2. Die Geologie Transsylvaniens
3. Das Pädurea Craiului-Massiv
3.1. Geographische Lage
3.2. Die Geologie
3.3. Die Tektonik
4. Die Geländearbeit
4.1. Auswahl der Profile
4.2. Methodik der Profilaufnahme
5. Die Probenauswertung
5.1. Die Probenbearbeitung
5.2. Quantitative und qualitative Auswertung
5.3. Spezielle Problematiken und Fehlerquellen Tabellen und Profile
6. Ergebnisse
6.1. Textur und Gefügemerkmale
6.1.1. Fenstergefüge
6.1.2. Stylolithen
6.1.3. Klüfte
6.1.4. Intembrekzien
6.1.5. Rindenkömer und Mikritisicrung
6.1.6. Sammelkristallisationlntemsedimente
6.1.7. Intemsedimente
6.2. Abiogene Komponenten
6.2.1. Peloide
6.2.2. Lithoklasten
6.2.3. Ooide
6.2.4. Rindenkömer
6.2.5. Black pepples
6.2.6. Pisoide
6.3. Biogene Komponenten
6.3.1. Foraminiferen
6.3.1.1. Kleine Formen
6.3.1.2. Orbitolinen
6.3.2. Cyanobakterien
6.3.3. Algen
6.3.4. Echinodermen
6.3.5. Calcisphären
6.3.6. Korallen
6.3.7. Bryozoen
6.3.8. Ostracoden
6.3.8.1. Mollusken
6.3.8.2. Bivalven
6.3.8.3. Gastropoden
6.4. Lithologische Merkmale
6.4.1. Dolomit
6.4.2. Tonanteil und Siliziklastika
6.4.3. Zemente
7. Faziestypen
7.1. Characeen-Mikrit
7.2. Mikrite mit black pepples
7.3. Fossilfreier Mudstone (Mikrit)
7.4. Mudstone mit Fenstergefügen (Lofent)
7.5. Algen-Mud- bis- Wackestones (Algenmikrit)
7.6. Fenestraler Algenmikrit (Algen Packstone)
7.7. Foraminiferen Mudstone
7.8. Foraminiferen-Grainstone (Foraminiferen Biosparit)
7.9. Foraminiferen-Peloid-Pack- bis Grainstone
7.10. Orbitolinen-Rudstone
7.11. Bauxit
8. Die fazielle Entwicklung des Profils
8.1. Albioara-Formation (oberster Jura)
8.2. Jura-Kreide-Grenze
8.3. Bauxit (Berrias)
8.4. Blid-Formation
8.4.1. Dobre§ti-Serie (Valangin - Hauterive)
8.4.2. Coposeni-Serie (Hauterive - Barreme)
8.5. Ecleja-Formation
8.5.1, Ecleja-Mergel
8.5.2. Valea Bobdei-Serie
8.6. Valea Mägurei-Formation
8.7. Vârciorog-Formation
8.8. Einsetzen tektonischer Bewegungen
9. Die Kartierung
9.1. Kartiermethotik
9.2. Die Schichtenfolge
10. Lit eratur
Blockbilder der Ablagerungsbereiche
Bildertafeln einiger Dünnschliffaufnalinien
Anhang
Legende
Topographische Karte
Geologische Karte
Keywords;
Ddbresti, Karbonat- Plattfd rm, Mikrofazies, Drbitdliniden, Pachydddntkalke, Fadurea Craiului-Massiv, Unter-Kreide, Varciordg.
CARBONATE PLATFORM, DOBRESTI, LOWER CRETACIDUS, MICROFACIES, OB1TOLINIDES, PACHYODONT LIMESTDNE, PADUREA C RAI U LU |-M ASS I F, Varciordg.
B. Zusammenfassung
Zusammenfassung:
Das Pädurea Craiului-Massiv durchläuft eine Entwicklung von einer Plattform mit geringer Wassertiefe zu einem Ablagerungsraum in tieferen Bereichen. Nach der Regression der Thethys Ende des Juras, verkarstet die Plattform am Beginn der Kreide. Im Valangin setzt eine karbonatische Sedimentation mit Süßwasserkalken em, die im Barrenie in marine Flachwasserkalke übergehen. Am Ende dieser Formation bewirken erste tektonische Bewegungen eine Hebung des Hinterlandes und Mergel mit Sandsteinen werden abgelagert. Im Unter-Apt sedimentieren wieder Karbonate auf der Plattform, die in ihrer faziellen Entwicklung von stärkeren Wasserbewegungen beeinflußt werden. Im Ober-Apt und Unter-Alb liegen die Sedimentationsbereiche in größerer Wassertiefe, es wird Plattform- und Riffschutt abgelagert. Zum Cenoman hin setzt schließlich die Gebirgsbildung mit Deckenüberschiebungen ein.
Die Entwicklung von der Flachwassersedimentation hin zu tieferen Hang- und Beckenbereichen steht möglicherweise im Zusammenhang mit dem ersten Einsetzen tektonischer Bewegungen im Barreme, die Vorläufer der alpidischen Deckenüberschiebungen des Cenomans sind.
Abstracts:
The Padurea Craiului massif passes tlirough a development of a platform with low depths of water to a deposition enviroment within deeper areas. After tlie evolution of the Thethys end of the jurassic, at the beginning of the cretacious tlie platform carstificated. In tlie Valanginian a carbonatic sedimentation with fresh water limestones begins, which changes into marine shallow water limes during the Barremian. At tlie end of this formation first tectonic movements cause an elevation of tlie backland, and marls with sandstones are deposited. During tlie lower Apt carbonates again sedimentate on the platform, which are influenced by higher water circulation in their partially development. In tlie upper Aptian and lower Albian tlie sedimentation areas are appropriate for platform and reef debris in larger depths of water, they are deposited, up to tlie Cenomanian, when tlie orogenesis with thrust of the nappes finally begins. The development of shallow water sedimentation to deeper slope and basin areas possibly is in connection with tlie first tectonic movements in the
Barreme, the forerunner die alpidic nap overthrust of the Cenoman.
Abrégés:
Le massif de Padurea Craiului traverse un développement düne plateforme avec de basses profondeurs de l'eau vers un enviroment de depot dans des zones plus profondes. Après Involution de la fin de Thethys du jurassique, au début du cretacious la plateforme carstificated. Dans le Valanginian une sédimentation carbonatic avec des calcaires d'eau doux commence, qui change en chaux peu profondes marines de l'eau pendant le Barremian. Â la fin de cette formation les premiers mouvements tectoniques causent une altitude de l'arrière-pays, et des marls avec des grès sont déposés. Pendant le sedimentate convenable inférieur de carbonates encore sur la plateforme, qui sont influencés par une circulation plus élevée de l'eau dans leur partiellement développement. Dans l'albien aptien et inférieur supérieur les zones de sedimentation sont appropriées pour la plateforme et des débris de récif dans de plus grandes profondeurs de l'eau, elles sont déposées. jusqu' au Cenomanian, quand l'orogencse avec la poussée des nappes commence finalement. Le développement de la sedimentation peu profonde de l'eau â des zones plus profondes de pente et de bassin est probablement dans.
C. Danksagung
Mein Dank geht an folgende Personen, ohne deren Mithilfe diese Arbeit nicht zustande gekommen wäre:
Prof. Dr. Roman Koch als betreuender Professor; Prof. Dr. Ioan Bucur für Geländeinführung, Foraminiferen- und Algenbstimmung, Dr. Ioan Cociuba für gute Zusammenarbeit und Hilfe während der Geländeaufenthalte; Mariana Cociuba für Unterkunft in Cluj-Napoca und Fainile Cociuba in Hotar; Familie Malifa in Vârciorog und die Bau,Kit-Gesellschaft in Dobre§ti für Übernachtungen während der Geländauenthalt; Laborantin Fr. Neufert für Hilfe bei den Dünnschliffbildem, Fr. Leipner im Schleiflabor, Dr. E. Sammankassou für Netzwerkunterstützung und Druckerpflege, Fr. Wenninger, Prof. Dr. R. Höfling für Ratschläge, C. Hepler für Zusammenarbeit beim Entwerfen der "interaktiven" paläontologischen Symbole, meine Zimmergenossen Ramin Samiee, Marcus Tarasconi und Andy Imran für die geduldige Beantwortung vieler meiner Fragen und schließlich Michael Link für die Korrektur und ausgedehnte fachliche Diskussionen.
1. Einleitung
Die Unterkreide in den Mittelmeerländern und Alpen wurde schon oft und eingehend untersucht. In abgelegenen Gebieten Osteuropas, wie zum Beispiel im Apuseni-Gebirge, liegen nur wenige über die Landesgrenzen hinaus bekannte Arbeiten vor: SZONTÂGH (1903), FISCH (1934), IANOVICI et. al. (1976) und PATRULIUS et. al. (1979). In der letzten Arbeit kamen aber gehäuft Zweifel über die Einstufung der Schichtenfolge auf. COCIUBA (1999) führte im Rahmen seiner Promotion eine ausführlich Kartierung und eine neue stratigrafische Einordnung der Profile im Pädurea Crailului- (dt. Name: Königswald-) Gebirge durch. Dabei wurden einige Formationen neu entdeckt, andere mußten im Rahmen neuerer Erkenntnisse umbenannt werden.
Im Zuge dieser Neuaufstellung wurde die Gelegenheit genutzt, in der Unterkreide des Gebiets fazielle und lithologische Untersuchungen durchzuführen, die in der vorliegenden Arbeit beschrieben werden. Dabei soll die Entwicklung einer Plattform vom Beginn der Kreide mit Paläokarsterscheinungen über verschiedene Flachwasserzyklen bis zum Einsetzen der alpidischen Orogenese in der Oberkreide rekonstruiert werden.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 1: Morphologische Karte des untersuchten Gebietes (weißer Rahmen) (©by www.geo.strategies.ro).
2. Die Geologie Transsylvaniens
Rumänien wird von einem alpidischen Hochgebirge, den Karpaten durchzogen. Die von Norden nach Süden streichenden Ostkarpaten machen einen Knick nach Westen und gehen in die Südkarpaten über. Nordwestlich dieses Bogens liegt Transsylvanien.
Die Ostkarpaten bestehen aus einer kristallinen Zentralzone, welche zu den Daziden gehört. Diese wurde von einem mesozoischen Deckgebirge nach Osten hin überschoben. In den Südkarpaten bewegten sich die hochmetamorphen Serien der Daziden deckenartig über das schwachmetamophe Kristallin des Danubikums und das darüberliegendem mesozoischen Deckgebirge.
Zu den Daziden gehören weiterhin große Teile des Transsylanischen und des Pannonischen Beckens. Im Norden Rumäniens tauchen diese Serien wieder im Maramure§- (Marmaros-) Massiv auf. Im Mesozoikum wurden sie durch riftartige Ausläufer der Tethys in Teilbereiche gegliedert.
Innerhalb des Karpatenbogens befindet sich das Apuseni-Gebirge. Nach Osten hin ist das transsylanische Becken zwischengeschaltet, nach Westen und Norden schließt das Pannonische Becken an.
Das nördliche Apuseni-Gebirge besteht aus einem autochthonem, kristallinem Grundgebirge (Giläu-Gebirge) und permischem bis kretazischem Deckgebirge. Im Turon bis Senon schob sich von Süden her ein Deckenstapel mit paläozoischen bis kretazischen Schichten darüber (IANOVICI et al., 1976).
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3. Das Pädurea Craiului Massiv
3.1. Geographische Lage
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
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Abb. 3: Geographische Lage des Untersuchten Gebiets (© by www.geo.strategies.ro).
Das Pädurea Craiului Massiv grenzt als westlicher Ausläufer des Apuseni-Gebirges direkt an die Pannonische Tiefebene. Nach Norden geht es in eine Hochebene über, welche schließlich flach in das Cri§u- (Körös-) Tal abfällt. Nach Osten hin schließt sich das Hochgebirge Muntele Mare (dt.: große Berge) an. Die Morphologie entspricht einer herausgehoben Kalkplattform, die über einen längeren Zeitraum verkarstet wurde. In den steilen Tälern sind an den Flanken viele Felsen aufgeschlossen. Die Berge weisen ein flaches buckliges Relief auf.
Auffällig ist auch das Valea Tâclului, dessen Bach nicht in ein anderes Tal entwässert, sondern in einem Ponor endet.
3.2. Die Geologie
Das Pädurea Craiului-Massiv gehört geologisch zum Bihor-Autochton. Über dem kristallinem Grundgebirge folgen detritische Schichten des Perms mit eingeschalteten Rhyolithlagen, die in der Gegend um das Bräcuta-Tal (nahe Ciucea) aufgeschlossen sind. Im Westen schließen sich die Aufschlüsse der darüberliegenden triassischen Kalke an, die mit den Werfener- Schichten und der Wetterstein-Formation der nördlichen Kalkalpen verglichen werden können (Formation am Cri§ul Repede (Schneller Körös - Fluß) und Bucea-Kalk (rum. bucea = dt. Abacke, - Ortsteil von Ciucea).
Größere Teile der oberen Trias fallen durch eine Sedimentationlücke aus. Weiter westlich sind die folgenden jurassischen und kretazischen Schichten im westlichen Pädurea Craiului- Gebirge, in der Gegend um die Ortschaften Vârciorog, Dobre§ti und Ro§ia aufgeschlossen. Der Unterjura besitzt eine Mächtigkeit von ca. 200 m und besteht aus einer detritischen Formation (Hettang - Unter-Sinemur) mit roten konglomeratischen Sandsteinen, Tonen und Mergel,
- Kalkformation (Unter-Sinemur - Pliensbach), bestehend aus der Griphaea-Serie und einer cherthaltigen Kalkserie,
- mergeligen Formation (Toarc) aus grau-blauen Mergel mit Ammoniten und Belemniten.
Der Oberjura ist mit mächtigen Folgen ("pretty thick", COCIUBA 1999) ausgeprägt und läßt sich in drei Fazies-Bereiche einteilen, die untereinander lateral ohne scharfe Grenzen ineiander übergehen:
Vad-Kalk, darüber Cornet-Kalk im zentralen und nordöstlichen Teil,
- Vad-Kalk, darüber A§tileu-Kalk westlich von Butan,
- Farcu-Kalk, darüber Albioara-Kalk im südlichen und südwestlichen Teil.
Im hier beschriebenen Gebiet liegen die kretazischen Schichten über dem Albioara-Kalk, welcher an der Basis des Profils im Valea Vida gefunden wurde.
- Albiodrd -hrcu Chic era Soimu/ui Vod-Cornet-Asti/eu
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Abb. 4: Die fazielle Verzahnung des Ober-Jura
1. Mittel-gebankte Kalke; 2. grob-gebankte Kalke; 3. massive Kalke; 4. Cherts; 5. Crinoidenkalke; 6. oolithische Kalke; 7. Kalke mit Bioklasten; 8. onkolithische Kalke; 9. Saccocoma; 10. Brachiopoden; 11. Nerineen; 12. Pachyodonten; 13. Ellipsactinicr, 14. Cladocoropsis\ 15. Spongiomorphidae; 16. Korallen.
Aus: IANOVICI et.al.: "Geologia Muntilor Apusenii.
3.3. Die Tektonik
Das Pädurea Crailului Gebirge wurde im Zuge der alpidischen Orogenese von einer starken Bruchtektonik geprägt. Zwei Scharen von Störungen sind zu beobachten: Eine ältere streicht Südwest-Nordost, welche von einer jüngeren, Südost-Nordwest streichenden versetzt wird. Die einzelnen, länglichen, schmalen Schollen fallen weitgehend einheitlich Richtung nach Süden (170° bis 200°) bei einem Winkel zwischen 18° und 28° ein. Ausnahme ist das Valea Bobdei, dessen Schichten nach Südwest mit ca. 245780° einfallen.
Gut einmeßbare Störungsflächen waren nur am Steinbruch Camera Valea Mägurei aufgeschlossen. Der Wert von 48795° entspricht dem Streichen der im Gelände auskartierten Störungen.
Meist wurde eine Schieferung der Mergel beobachtet. Der Einschub der Codru-Decken bedingte eine hohe Druckbelastung des überschobenen Autochtons. In den Kalken wurden allerdings vertikale tektonische Kompressionsstrukturen, wie zum Beispiel geplättete Fossilien nicht gefunden, dies kann auch für die Sandsteine gelten, die keine Spuren einer höheren Druckbelastung zeigen.
Folgend Meßwerte können als representativ gelten:
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Abb 5.: Tabelle einiger Einfallswinkel der Schichtflächen. Die ersten zwei Meßwerte aus des Valea Bobdeii fallen aus der Reihe.
4. Die Geländearbeit
Die Einführung in das Arbeitsgebiet erfolgte durch Prof Dr. Ioan Bucur zusammen mit Dr. Ioan Cociuba während eines mehrtägigen Aufenthalts (Juni 1996) in Dobre§ti. Dabei wurden unter anderem auch die Profile im Valea Bobdei und Dealu Tâclului aufgenommen.
Bei zwei weiteren Geländeaufenthalten (August 1996 und Juni 1997) wurden die übrigen Profile (weitgehend in Zusammenarbeit mit Dr. I. Cociuba) aufgenommen und eine flächige Kartierung des Arbeitsgebietes durchgeführt.
Weite Teile des Gebirges sind bewaldet und häufig von Hangschutt bedeckt, so daß es oft schwierig war gute Aufschlüsse zu finden. Die Mergel und Sandsteine sind selten aufgeschlossen.
4.1. Auswahl der Profile
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Abb. 6: Die aus der Literatur bekannte Schichtfolge des Bihor-Autochtons im Pädurea Craiului-Massiv.
Zwar wurde das Pädurea Craiului bis vor wenigen Jahren intensiv auf Bauxitressourcen untersucht - trotzdem gab es wenig Vorinformationen über geeignete Profile in den Schichten der Unterkreide (ISTOCESCU, 1966; PATRULIUS et al., 1979; IANOVICI et al., 1976). Zwei Scharen von annähernd senkrecht zueinander verlaufende Störungen zerteilen das Gebiet in Bruchschollen von weniger als einen km Länge. Deshalb ist es schwierig eine durchgehende, ungestörte Schichtenfolgen zu finden.
Da innerhalb des Kartiergebiets meist nur die Folge oberhalb der Ecleja-Mergel ansteht, wurde für die Blid-Serie (alte Bezeichnung: Characeen-Kalk - Unterer Pachyodontkalk) ein Profil im nahen Valea Vida aufgenommen werden, die dort über ein größeres Gebiet ohne nennenswerte Störung aufgeschlossen ist. Einige Meter oberhalb des Flußbettes befindet sich ein ehemaliger Bauxitstollen, der die Jura-Kreide-Grenze markiert. Im Hangenden gehen die Kalke in den Ecleja-Mergel über.
Das Profil durch die Valea Bobdei-Serie (alte Bezeichnung: Mittlerer Pachyodontkalk) ist an den meisten Stellen durch Störungen unterbrochen. Als gute Lokalität bot sich in diesem Falle das Valea Bobdei selbst an. Das Bachbett, welches senkrecht zum Streichen verläuft, lieferte gute Aufschlüsse.
Die Aufschlüsse in der Vârciorog-Formation (alte Bezeichnung: Oberer Pacyodontkalk) wurden während des Kartierens zahlreich gefunden, wobei die einzelnen Profile fazielle Unterschiede, sowie verschiedene Mächtigkeiten aufwiesen. Die Lokalität "Dealu Tâclului" stellt den unteren, "Gruiul Ciutii" bzw. "Valea Mägurice Mare" den oberen Teil dar.
4.2. Methodik der Profilaufnahme
Die Proben der Profile in den Karbonaten wurden Bank für Bank genommen, was einem durchschnittlichen Probenabstand von Strecken von 0,5 bis I m entspricht. In manchen Profilbereichen war es über 5 bis 15 m nicht möglich, anstehendes Gestein zu finden, was folglich zu größeren Lücken führte.
Die Entfernungen der einzelnen Aufschlüsse wurden an Steilhängen (wie z. B. im Valea Vida) geschätzt und mit einem Höhenmesser eingemessen. In flacheren Gelände wurde in Passus (lat.: Doppelschritt = 1,5 m ; C. M. SEPTUS, LXXVI) die Entfernung gemessen. Mit Hilfe von Einfallswinkel und -richtung ließ sich über die Sinusfunktion die Mächtigkeit der Schichten abschätzen.
Die herausgeschlagenen Handstücke wurden mit einer Probennummer und einem Pfeil versehen, welcher die senkrechte Orientierung anzeigt.
Die angeschlagene Fläche wurde anschließend befeuchtet und mit der Lupe betrachtet. Dabei ließen sich Texturen, Gefugemerkmale, abiogene und biogene Komponenten erkennen.
5. Die Probenauswertung
Das gesammelte Probenmaterial wurde in das Paläontologische Institut nach Erlangen zur Weiterverarbeitung gebracht. Dort erfolgte auch die Auswertung der Profile.
5.1. Die Probenbearbeitung
Neben der stratigraphisehen Auswertung war es das Ziel, die fazielle Entwicklung zu untersuchen, zu beschreiben und Trends zu erkennen.
Die Proben wurden in Scheiben gesägt und anschließend die Flächen mit verdünnter Salzsäure (3%) angeätzt. Die hierdurch präparierten Strukturen wurden im angefeuchteten Zustand unter Lupe oder Binokular ausgewertet.
Meist waren hier erste fazielle Unterschiede zu erkennen und eine erste Klassifikation nach DUNHAM (1962) durchführbar.
Über 140 Proben wurden anschließend zu Gesteins-Dünnschliffen weiterverarbeitet. Dünnschliffe haben den Vorteil, im Mikroskop sämtliche Strukturen darzubieten, z.B. Bivalven lassen ihre Dreischichtigkeit der Schale erkennen, Foraminiferen können nach agglutinierter und kalzitischer Schale unterschieden werden, unstrukturierte Peloide sind gut von konzentrischen Ooiden zu trennen.
Ca. 50 Proben wurden zu Folienabzüge (Peels) verarbeitet. Dabei wurde die Probe genauso wie bei einem Dünnschliff angeschliffen. Anschließend ätzt ein Bad in verdünnter Salzsäure ein Relief zu Tage. Dieses wird dann mittels Azeton auf Azetatfolie übertragen.
Die Folien zeigen die Strukturen im Mikroskop ähnlich Dünnschliffen, allerdings kontrastärmer, so daß ein Vergleich beider an einer Probe notwendig ist.
Für einige Bestimmungen waren Dünnschliffe allerdings die einzige Möglichkeit, z. B. Mikrit, der zu Pelsparit aufzubrechen beginnt, zu sehen. Solche Strukturen gehen in Folienabzügen meist verloren.
Die Bestimmung der Zemente war zwar auch mit Folienabzügen möglich, jedoch bei Klüften ist es nur mit Dünnschliffmikroskopie unter Zuhilfenahme gekreuzter Nicols möglich, ältere von jüngeren Zement-Generationen zu trennen. Zudem fallen bei polarisiertem Licht mit gekreuzten Nicols nichtkarbonatische Komponenten (Siliklastika) wegen ihrer niedrigen Interferenzfarben auf.
Ein großer Vorteil der Folienabzüge ist der geringere Zeitaufwand bei der Herstellung. Eine Besonderheit der Probe ist die 'Transferfärbung': Da Azeton ein organisches Lösungsmittel ist, löst es Kohlenwasserstoffe aus der Probenoberfläche und überträgt sie in die Azetatfolie. Diese läßt sich im Durchlicht als leicht bräunliche Färbung sehen. Im Mikroskop konnte man in einigen Folien erkennen, daß diese Konzentrationen an Foraminiferenschalen gebunden sind.
5.2. Quantitative und qualitative Auswertung
Die entsprechend präparierten Proben wurden anschließend unter dem Binokular oder Mikroskop betrachtet. Um die Fazies und Ablagerungsbedingungen bewerten zu können gab es zwei Möglichkeiten der Auswertung, eine qualitative und eine quantitative. In der qualitativen Auswertung wurde versucht, alle Gefüge- und Texturmerkmale, abiogene und biogene Komponenten so weit wie möglich zu erfassen und neben einer Lithosäule bzw. einer DUNHAM-Klassifikation darzustellen. Auf die Häufigkeit bzw. Stärke der gefundenen Eigenschaft wurde hier nicht weiter eingegangen. Diese Profilsäulen sind maßstabsgetreu dargestellt, d.h. am linken Rand befindet sich ein skalierter Maßstab, der die Höhe der untersuchten Probe im Profil in Metern angibt.
Eine quantitative Auswertung wurde nur bei den Profilen ausgefuhrt, bei welchen über die Mächtigkeit hinweg durchgehend in kleinen Abständen genommene Proben zur Verfügung standen.
In den einzelnen Spalten der grafischen Darstellung der Quantitäten befindet sich ein verschieden breiter Balken, welcher durch seine Breite die Häufigkeit der gefundenen Komponente oder die Stärke eines Gefugemerkmals wiedergibt. Kein Balken bedeutet "nicht vorhanden", je länger der Balken ist, um so stärkerer ist das Auftreten des Merkmales. Auf maßstabsgetreue Darstellung der Höhe wurde hier der Einfachheit halber verzichtet. Statt dessen wurde in einer Spalte die genaue Höhe der Probennahme in Metern angegeben, die sich auf die Metersäule in der qualitativen Auswertung bezieht.
Erläuterungen zu den einzelnen Komponenten und den bestimmten Faziesbedingungen sind im Kapitel 6 ausgeführt, die Symbole sind hier zu auf der Legende (Seite 26 f) zu finden.
5.3. Spezielle Problematiken und Fehlerquellen
Eine der größten Fehlerquellen in den Profilen war die Abstandsmessung. Dazu kam, daß die Aufschlußverhältnisse nicht immer regelmäßige Abstände zwischen den einzelnen Proben zuließen. Daher ist es möglich, daß fehlende Abschnitte mit anderer faziellen Ausbildung das Gesamtbild verändern.
In besonderem Maße gilt dies für die DUNHAM-Klassifikation im Valea Vida. Hier kann keinesfalls von durchgehend erfaßten Entwicklung ausgegangen werden, vielmehr sind die gefundenen Typen Fragmente einer komplexeren Kurve. Die sich hier ergebende Kurve spiegelt möglicherweise zyklische Meeresspiegelschwankungen nach MILANKOVIC wieder, aus denen geländebedingt zufällige Momentaufnahmen herausgegriffen und aneinandergereiht wurden. Insofern sind manche Ergebnisse kritisch zu betrachten.
Mudstone der punktuell zu Peloid-Grainstone "aufreißt", konnte lokal im cm-Bereich in einigen Dünnschliffen beobachtet werden, ein gutes Beispiel ist Probe b63, die zwei scharf begrenzte Horizonte (mit Fazieswechsel) in einer Probe aufweist. (siehe Taf. XXIII).
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Übersicht über die Entwickling der Unterkreide des Bihor-Autochton. Die Linien rechts der Lithosaulen und Formationsnamen geben die Position der aufgenommenen Profile wieder.
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Abb. 6: Profil 3
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Abb. 7:Profil 4
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Abb. 8: Profil 5 Vârciorog-Formation: Valea Mägurice
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Abb. 9: Profil 6
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Abb. 13a: Die Verteilung von Gefügen, abiogenen und biogenen Komponenten im Profil 1 (Valea Vida; unterer Teil, -4 - 83m)
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Abb. 13b: Die Verteilung von Gefügen, abiogenen und biogenen Komponenten im Profil 1 (Valea Vida; oberer Teil, 84,5 - 206,5m)
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6. Ergebnisse
Die Ergebnisse sind qualitativ in den Profilen und halbquantitativ in den Tabellen auf den Seiten (10 - 25) dargestellt. Die gefundenen Merkmale werden in drei Klassen, Gefüge- und Texturmerkmale, abiogene Komponenten und biogene Komponenten eingeteilt.
6.1. Textur und Gefügemerkmale
6.1.1. Fenstergefüge (birds eyes (HAM, 1954))
Fenstergefuge (birds eyes) sind Hohlräume, die sparitisch (oder partiell auch mikritisch) verfiillt wurden. Die Größe kann vom mm- bis cm-Bereich schwanken. Wenn sich die Hohlräume lagig an der Schichtung ausrichten, spricht man von fenestraler Lamination. Mit Internsedimenten gefüllte unregelmäßige Strukturen, die sich im Gestein auch vertikal entwickeln, (Stro mat actis) wurden nicht beobachtet.
Fenestrale Strukturen werden oft auf Algenmatten, deren Absterben und die damit verbundene Gasblasenbildung zurückgefuhrt. Desweiteren können auch Bioturbationen, Sedimentschrumpftmgen oder Lösungsvorgänge bei der Diagenese solche Gefüge erzeugen. Fenstergefuge gelten allgemein als Indiz für den intertidalen Bereich.
Strukturen, übergehend von einzelnen Birdseyes hin zu fenestraler Lamination wurden fast durchgehend in der Blid-Formation beobachtet. An einigen Stellen im Profil Nr. 2 stieg der Anteil diesen Hohlraumgefuge auf bis zu 50% an. Diese Fensterstrukturen ("open space" nach I. COCIUBA 1999) sind u. U. mit Sammelkristallisationen zu verwechseln (Taf. II, Abb.l - 3).
6.1.2. Stylolithen
Stylolithen sind unregelmäßig geformte, glatte bis gezackte, teils auch stark verzahnte Drucklösungsflächen, die durch Lösung von Karbonat und die damit bedingte Anreicherung von Nicht-Karbonat entstehen. Die häufigen Vertikalstylolithen entstehen durch senkrechten Druck und bilden meist eine flächige Anreicherung, parallel den Schichtflächen. Horizontalstylolithe entstehen durch lateralen Druck. Sie können an vorgegebenen Schwächezonen, z.B. sedimentären Diskontinuitätsflächen, auftreten. Da Tonminerale "katalytisch" die Drucklösung beschleunigen, setzt der Vorgang an der Stelle bevorzugt ein, wo sich erhöhte Tongehalte befinden. Das weggelöste Karbonat wandert durch Porenwässer ab, der Ton bleibt zurück. Daher rührt die meist bräunliche Färbung in den Drucklösungsflächen. Der weggelöste Betrag des ursprünglichen Sedimentpakets kann sich vom Mikrobereich bis zu mehreren Metern bewegen (FÜCHTBAUER, 1988).
Vertikale Stylolithen wurden in den Profilen fast durchgehend beobachtet, oft in Zentimeterlagen horizontal angeordnet (Taf. VII, Abb. 6). Auffallend ist auch eine zunehmende Tendenz zur Vârciorog-Formation hin, wo regelrechte Stylobrekzien ausgebildet sind. Da die Komponenten der Lösungsbrekzie deutlich verschieden aussehen, kann man davon ausgehen, daß der Lösungsbetrag im mehreren cm-Bereich (vielleicht auch m-Bereich) liegt.
In einigen Proben konnte man eine weggelöste Sedimentmächtigkeit von >0,5 mm abschätzen, da der Stylolith ein Molluskenbruchstück durchschlug.
6.1.3. Klüfte
Nach der Diagenese einsetzende tektonische Belastungen zerbrechen die sedimentären Gesteinsfolgen. Die Spuren davon sind Frakturen, Fissuren (Haarrisse) oder Klüfte - je nach Beanspruchung durch Druck (Einengung) oder Zugspannung. Diese werden später von Porenwässer mit Zementen (meistens der Mineralogie des umliegenden Gesteins entsprechend) verfüllt.
In den Proben wurden mindestens zwei Generationen von Frakturen gefunden, eine vertikale jüngere und eine horizontale ältere. In den meisten Fällen ist kein Versatz zu sehen, die relative Altersabfolge der Brüche läßt sich an ihrem gegenseitigen Durchschlagen und Versatz, sowie an den unterschiedlichen Zementen erkennen (Taf. VII, Abb. 2 und 3).
Auffällig an einigen Klüften sind Internsedimente. Diese Mikrite oder Tone, die feinlaminiert sind, deuten darauf hin, daß die Frakturen schon syndiagenetisch entstanden sind (Taf. VI, Abb. 8).
Dort, wo ein Versatz zu sehen ist, beträgt er meist weniger als 1mm. Größere Beträge könnten auf eine dritte, wesentlich jüngere Generation hinweisen, die vermutlich späteren Gebirgsbildungsphasen zugeordnet werden kann (Taf. VII, Abb. 4).
An einigen Diskontinuitätsflächen ist ein Texturwechsel zu sehen. Unterhalb dieser Flächen sind viele kreuzförmig angeordnete, feine Fissuren zu erkennen, die oberhalb nicht mehr vorhanden sind. Die Entstehung wird auf eine Auftauchphase bzw. kurze Regression gedeutet und sind Zeichen einer Schrumpfung ( FÜCHTBAUER 1988).
6.1.4. Internbreckzien
Die Brekzie, die auf Profil meter 5 bis 7 (in den Proben bl4 und bl 5) anzutreffen ist, läßt sich zu den Internbrekzien stellen. Sie besteht aus hellgrauen Kalkklasten in rötlicher Matrix. Bei der Entstehungsgeschichte wird von einer frühen Diagenese des Sediments ausgegangen. Anschließend wurde das schwach verfestigte Gestein tektonisiert, allerdings mit geringem Versatz der Klasten untereinander und vermutlich durch eine Dehnungsbewegungen. Die Matrix lag schon während der Brekzierung darüber und wurde somit in das neu entstandene Gestein eingesaugt (FÜCHTBAUER, 1988).
Die rote Matrix läßt sich indessen weniger auf tiefere Fazies zurückfuhren, wie sie meist gedeutet wird, da die folgenden Kalke ebenfalls der Flachwasserfazies angehören.
Die rote Färbung rührt vermutlich von tropischen terrestrischen Verwitterung zur Zeit kurz vor der Brekzienbildung her (Lateritbildung).
6.1.5. Mikritisierung - (micrite envelope)
Cyanobakterien, Pilze und andere Eukaryoten bohren die Oberfläche von Schalen, Ooiden und Peloiden an. Nach dem Absterben dieser Einzeller füllen sich die Poren mit kyptokristallinem Zement. Dieser Vorgang wiederholt sich mehrere Male. Nach PERRY (1999) gibt es neben diesen gerade beschriebenen destruktiven micrite envelope auch konstruktive. Diese sind auf der Oberfläche der Komponenten aufwachsende Algen, die Mikrit abscheiden. Im Dünnschliff ist an diesen Komponenten ein dunkler, nach innen unscharf begrenzter Saum micritie envelope zu erkennen. Dieser Saum bleibt auch nach einer Rekristallisation oder Lösung und mineralogischen Umwandlung des Partikels (z.B. Aragonit zu Kalzit) erhalten.
Rindenkörner sind auf ruhige Flachwasserbereiche begrenzt und treten seltener bei schlammigen Sedimenten (mud-supported) auf (FÜCHTBAUER 1988). Sie wurden im Profil überwiegend in Grainstone beobachtet.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Bilder auf Taf. VI, Abb. 4.
6.1.6. Sammelkristallisation
Als Sammelkristallisation bezeichnet man ursprüngliche unkritische Areale, die sparitisch umkrisallisiert wurden, größere Kristalle wachsen hierbei auf Kosten kleinerer. Eine Ursache dafür kann die Umwandlung von Aragonit zu stabileren Kalzit bzw. Mg-Kalzit zu Mg- ärmeren Kalzit sein, das Gestein geht also in den mineralogisch stabileren Zustand über. Bei Kristallenwachstum ohne Änderung der Mineralogie werden größere Versenkungstiefen vorausgesetzt (FÜCHTBAUER 1988). Letzteres scheint in den Profilen nicht zuzutreffen - andere Profilabschnitte weisen solche Strukturen nicht auf - daher kann von einer teils mikritischen oder Mg-kalzitischen Grundzusammensetzung des ursprünglichen Kalkschlamms ausgegangen werden. Herkunft des Aragonits wären z.B. Chlorophyta - also Grünalgen. Sammelkristallisation tritt nur in Teilen des Profils auf, besonders in der Coposeni-Serie.
6.1.7. Internsedimente
Lösungshohlräume und Klüfte können mit Mikriten, Tonen oder Silten verfullt sein, welche von außen, z.B. aus dem Hangenden eingetragen worden sein können.
Ein spezieller Fall sind Internsedimente einer subaerischen Erosion. Vorkommen gibt es in der Coposeni-Serie, wo sie an einigen Stellen über mehrere Profilmeter hinweg auftreten. Dies kann als ein Indiz für eine Regression des Meeres mit Trockenfallen der Plattform gedeutet werden. Meist haben die eingelagerten Internsedimente Siltgröße. Die Entstehung läßt sich möglicherweise auf Bodenbildung zurückführen. Nach DUNHAM (1969) werden diese Internsedimente als vadoser Silt bezeichnet.
In einer ca. 1 mm breiten Kluft auf Meter 81 der Blid-Formation werden zonare Füllungen beobachtet.
6.2. Abiogene Komponenten
6.2.1. Peloide
Peloide (McKEE & GUTSCHIK 1969) wird als Sammelbegriff für mikritische, runde bis ovale Komponenten meist ohne Innenstruktur (Ausnahme fecal pellets von Crustaceen) benutzt. Die Entstehungsmöglichkeiten sind vielfältig: Neben Kotpillen (fecal pellets) gibt es Algen-Peloide, welche Abbauprodukte verschiedener Kalkalgen oder Karbonatinkrustationen um Blau-Grünalgen darstellen und Pseudopeloide, die wiederaufgearbeitete und gerundete Kalkschlammpartikel sind. Ferner können durch Umkristallisation und Mikritisierung von Bioklasten peloide Strukturen entstehen (Bahamitpeloide, Pelletoide). Peloide haben meist eine Größe zwischen 0,05 und 0,20 mm. (Taf. III, Abb 2 und 3).
6.2.2. Lithoklasten
Lithoklasten (FOLK 1962) sind eingetragene Bruchstücke von Gesteinen. Sie können ihrer Genese nach in Intra- und Extraklasten unterschieden werden. Oft ist eine eindeutige Bestimmung nicht möglich, so daß üblicherweise beide Komponenten unter dem Überbegriff Lithoklasten zusammengefaßt werden. Sie haben eine mehr oder weniger eckige Form, meist sind sie mikritisch. Klasten mit inneren Strukturen waren im Profil selten zu beobachten.
Intraklasten sind - wie der Name sagt - Aufarbeitungsprodukte des schon verfestigten oder teilverfestigten Sediments, die aus dem gleichen Sedimentationsraum stammen. Sie haben die gleiche Textur und Fazies wie des umliegenden Material und sind insofern mehr oder weniger zeitgleich entstanden. Entstehen können solche Komponenten durch das erosive Eingreifen von Wellenbewegungen oder Bodenströmungen oder sind Produkte größerer Ereignisse wie z.B. Stürme.
Extraklasten hingegen wurden von außen in den Ablagerungsraum. Dies kann durch Auftauchen einer Plattform geschehen, aber auch am Riff oder Hang in das Becken eingetragener Schutt darstellen. Extraklasten können beliebig älter als die sie umgebende Matrix sein, in die sie hineingebracht wurden.
6.2.3. Ooide
Ooide (KALKOWSKI 1908) sind runde oder ovale Komponenten mit einer Größe kleiner 2 mm, die gleichmäßig geformt, eine oder mehrere konzentrische Schalen um einen Kern haben. Dabei können folgende Typen werden:
- Einfachooide besitzen nur eine oder wenige Schalen um einen großen Kern. Sie entstehen im niederenergetischen Bereich bei entsprechendem Angebot an großen Kernen.
- Normalooide hingegen zeigen um einen relativ kleinen Kern viele konzentrische Schalen. Als Bildungsbedingungen werden die Anwesenheit von Bakterien, CaCCE-Übersättigung, potentielle Keime und wenigstens zeitweise stark bewegtes Wasser, verbunden mit geringer Wassertiefe, hoher Salinität und Temperatur angenommen.
In einigen Proben wurden größere Mengen an Ooiden, die tektonisch überprägt wurden (distorted ooids), beobachtet. Diese zeigen um einen großen Kern viele dünne Schalen.
Ooide wurden besonders in der Coposeni-Serie gefunden, traten aber auch dort nie in gesteinsbildenden Massen auf. Einzige Ausnahme ist Probe b63 (Taf. XIII).
6.2.4. Rindenkörner
Rindenkörner (FLÜGEL 1978) sind mehr oder weniger gerundete Lithoklasten, Peloide oder Bioklasten, die von einer dünnen Mikritrinde (micritec envelope) umgeben sind. Bei der destruktiven Mikritisierung greifen bohrende Algen (oder auch Bakterien oder Pilze) die Oberfläche der Komponente an, lösen das Karbonat an und scheiden Mikrit wieder aus. Bei der aktiven Mikritisierung scheiden Algen an der Oberfläche Karbonat aus (PERRY, 1999). Mikritrinden wurden nach BUDD, D und PERKINS R (1980) in drei verschiedenen Zonen gefunden, einer oberen (bis 20m Wassertiefe), einer unteren (oberhalb 75 - 85 m) photischen und einer aphotischen, wobei letztere auf bohrende Pilze zurückzufuhren ist. Damit ist über die Wassertiefe wenig auszusagen.
In der Coposeni-Serie bestehen viele Proben nur aus Rindenkörner in sparitischer Matrix (in Grainstones). Das Innere dieser Komponenten ist ebenfalls sparitisiert.
6.2.5. Black peoples
Black pepples (STRASSER, A & DAVAUD, E 1983) sind bis zu mehreren cm große auffällig schwarz gefärbte Lithoklasten. Sie entstehen durch Infiltration organischen Materials in das poröse Karbonat in einem anoxischem, leicht alkalischem Mileu. Typische Entstehungsräume sind Mangrovenwälder. Umlagerung durch Erosion oder Stürme werden die Klasten in den Flachwasserbereich transportiert. Sie deuten auf Landnähe mit viel Pflanzenbewuchs und einen supra- bis flach subtidalen Ablagerungsraum hin.
Black pepples treten nach der Jura-Kreide-Grenze über den Bauxiten in den ersten Süßwasser-Characeenkalken auf. Genauso werden sie am Schluß der Coposeni-Serie in der obersten Bank am Übergang zum Ecleja-Mergel gefunden. Dort treten sie zusammen mit Orbitolinen auf, was marine Bedingungen im Ablagerungsraum belegt.
6.2.6. Pisoide
Pisoide (PERYT, T. M. 1983) sind runde bis ovale Komponentene mit einem Durchmesser meist größer als 2 mm mit konzentrischen mikritischen Lagen um einen Kern aus Gesteinsbruchstücken oder anderen Pisoidfragmenten. Ihren Entstehung wird als terrigen in der vadosen Zone angenommen. Pisoide wurden in der Blid-Formation in den Bauxiten an der Jura-Kreide-Grenze gefunden.
6.3. Biogene Komponenten
Biogene Komponenten treten vielfältig auf, von einzelligen Foraminiferen bis hin zu den ca. 10 cm großen Pachyodonten, Makrofossilien wurden jedoch nur in wenigen Horizonten beobachtet. Es handelte sich überwiegend nur um von Skelettrest wie Schalen. In vielen Bereichen wurden diese als Bruchstücke, durch Transport und Brandung gerundet, gefunden. Kleinere Komponenten sind meist nicht mehr eindeutig als Makrofossilien zu erkennen und müssen dann den Peloiden zugeordnet werden.
Besonders auffällig ist der Anteil der biogenen Komponenten in der Valea Bobdei-Serie, der von akzessorisch an kontinuierlich ansteigt und zum Hangenden der Schicht wieder gleichermaßen abnimmt, wenn der Toneintrag größer wird. Erst in der Valea Mägurii- und der Vârciorog-Formation (Apt - Alb) wurden riffbildende Organismen (Korallen und Hydrozoen) beobachtet.
6.3.1.1. Foraminiferen - kleine Formen
Die am häufigsten und durchgehend auftretende Gruppe an Lebewesen sind die der Foraminiferen. Bis auf wenige Horizonte treten sie mindestens akzessorisch, über viele Profilmeter hinweg gesteinsbildend auf.
Agglutinierende, benthonische Formen sind beispielweise die Milioliden, welche fast durchgehend in den Profilen zu finden sind. Die pelagische Formen lebten nicht im Ablagerungsraum, sondern wurden eingetragen.
Weiter wurden monoseriale und biseriale Formen gefunden. Hier ist das Vorkommen - wenn auch nicht so häufig wie Milioliden - ebenfalls über weite Teile des Profils verbreitet (SALAJ & ONDREJ, 1966; HAYES, J, 1981).
In einigen Horizonten sind planspirale Foraminiferen zu finden. Eine Gattung kann als Nezzazatinella bestimmt werden (Taf. IX, Abb. 1B).
6.3.1.1. Orbitolinen
Die zu den Großforaminiferen gehörenden Orbitolinen stellen die wichtigste Gruppe für die stratigraphische Datierung dar. Drei Gattungen der gekammerten, bis einen cm großen Einzeller spielen in der Unterkreide des Pädurea Craiului-Massivs eine bedeutende Rolle: Palorbitolina, Orbitolina und Orbitolinopsis (SCHROEDER, 1979; IfAHKOB et al., 1981). Zur genauen Bestimmung und Unterscheidung sind allerdings nur genau definierte Schnittlagen aussagekräftig, welche die Embryonalkammern erkennen lassen. Orbitolinen sind ab der Coposeni-Serie vorhanden und treten in der Vârciorog-Formation in einigen Proben in Massen auf (Taf. X, Abb. 5).
6.3.2. Cyanobakterien
Cyanobakterien sind die primitivsten fossil erhaltenen Lebensformen. Die zu den Protozoa zählenden Bakterien fixieren durch Akkumulation den Kalkschlamm und können so regelrecht Algenmatten oder auftvachsende Formen bilden. Letztere wurden in den Profilen häufiger gefunden. Die markanteste Form ist die Gattung Cayeuxia (auch Rivularia genannt; Taf. XI).
6.3.3. Algen
Die beobachteten Algen lassen sich in drei Gruppen einteilen: Characeen, Dasycladaceen - welche beide zu den Grünalgen zählen - und Rotalgen. Von den Rotalgen wurde nur die Gattung Pycnoporidium in einer Probe gefunden, weswegen von einer ausführlicheren Beschreibung abgesehen wird.
Rotalgen sind vielzellig im Gegensatz zu den einzelligen (aber mehrkernigen) Grünalgen.
Dasycladaceen, zu erkennen an ihrer Thallusdifferenzierung im Querschnitt, haben in der Länge eine stengelige bis blattartige Form. Einige Gattungen sind verzweigt, andere nicht (meist sind nur Bruchstücke erhalten). Da Grünalgen sich durch Photosynthese ernähren, wachsen sie im lichtdurchfluteten Flachwasserbereich meist in einer Tiefe von 2 bis 10 Metern. Sie bevorzugen den offenen Plattformbereich mit guter Wasserzirkulation und wenig Wellen bzw. Gezeitenströmungen.
Dasycladaceen - meist der Gattung Salpingoporella - sind in der Coposeni-Serie in situ eingebettet zu finden. Die darüberliegenden Formationen enthalten nur umgelagertes Material. Einige noch nicht bestimmte Arten bzw. Gattungen tauchen in der Vârciorog- Formation auf (Tafel X).
Ein weiterer guter Faziesindikator sind die Characeen. Sie haben einen markanten Querschnitt, der die Form einer Telefonwählscheibe hat. Characeen treten nur im Süßwasser auf.
Gefunden wurden mehrere nicht weiter bestimmte Gattungen in der Dobre§ti-Serie, die daher zu den Süßwasserkalken zugeordnet werden (Taf. XI).
6.3.4. Echinodermen
An Echinodermen wurden nur Echinoidenbruchstücke (meist Stachelreste) gefunden. Echinodermen haben ein Skelett, das aus vielen kleinen Plättchen besteht, die durch die Weichteile zusammengehalten werden. Nach dem Absterben verwest der Körper und die einzelnen Komponenten aus Mg-Kalzit werden über den Sedimentationsraum weit verstreut. Im Profil wurden Seeigelstacheln vereinzelt (besonders im Biosparit) vorgefunden.
6.3.5. Cacisphären
Calcisphäeren sind meist sparitische ausgebildete Kügelchen, die auch eine dünne mikritische Schale haben können. Möglicherweise einige sie zu planktonischen Algen oder ähnlichem zu stellen. Sie treten in der Dobre§ti-Serie häufiger auf, machen aber nie über 10% des Gesteins aus (Taf. I, Abb. 2.).
6.3.6. Korallen
In den oberen Pachyodontkalken treten als einzige wichtige Gerüstbildner - neben wenigen Mollusken - Korallen auf. Diese Koloniebruchstücke sind aber nicht in situ, sondern eingetragen. Da die Kalkschalen rekristallisiert sind (Hohlräume sind sparitisch, der Raum zwischen den Individuuen mikritisch), läßt sich nichts genaueres über Gattungen aussagen. Es kann davon ausgegangen werden, daß auf einer ausgedehnten Plattform diese Korallen kleine lokale Riffe (patch reefs) aufbauten (Taf. V, Abb. 7 und 8; Taf. XII, Abb 5).
6.3.7. Bryozoen
Bryozoen sind koloniebildende, kalkröhrenbauende und zu den Tentaculcita gehörende Lebewesen. Gelegentlich dienen sie als sekundäre Gerüstbildner. In den Profilen traten sie selten auf, nur in zwei Proben wurden Bryozoen gefunden (Taf. XII, Abb. 1).
6.3.8. Ostracoden (Muschelkrebse)
In der Dobre§ti-Serie wurden in mehreren Proben Ostracoden-Carapaxe gefunden, deren Schale sparitisch erhalten ist. Ostracoden kommen in vielen Faziesräumen vor und deren Carapaxe können mit Strömungen gut transportiert werden, daß sie über die Ablagerungsbedingung wenig aussagen.
6.3.9. Mollusken
Es wurden zwei Gruppen von Mollusken gefünde. Bivalven (Muscheln) und Gastropoden (Schnecken), die über die ganze Unterkreide hinweg immer wieder auftreten. Cephalopoden (Kopffüßler) gibt es in den Mergel unterhalb der Valea Mägurii-Steinbruchs, allerdings wurden nur schlecht erhaltene Abdrücke gefunden, die keine Bestimmungen für stratigraphische Rückschlüsse zuließen.
6.3.9.1. Bivalven
Bivalven (Muscheln) haben eine meist gut zu erkennende dreilagige Schale, wobei die sogenannte Kreuzlamellenschicht auffällt. Schalenbruchstücke, oft im fortgeschritten zersetzten Zustand, wurden häufig beobachtet worden. Meist werden sie postmortal transportiert und zerbrechen dabei. Somit ist ihre Verbreitung mit Wasserbewegung verbunden.
Dagegen stellen die zu den Inoceramen zählenden Pachyodonten einen Sonderfall dar. Sie sind häufig als ganze Schale erhalten. Die kuhtrittförmigen Gehäuse wurden entweder in situ eingebettet oder gingen als Riffschutt den Hang in tiefere Bereich ab. Pachyodonten waren neben Rudisten wichtige Riffbildner in der Kreide (Taf. XII, Abb. 2,3 und 4).
6.3.9.2. Gastropoden
Gastropoden treten in vielen Faziesräumen auf und sind deshalb in geringer Menge die ganze Unterkreide hinweg akzessorisch anwesend. Größere Vorkommen deuten allerdings auf nicht normal-marine Biotope hin. So sind in der Dobre§ti-Serie größere Mengen zu finden, eine Fauna mit höherer Individuen- und geringerer Artenzahl, die im Süß- bis Brackwasser liegen. Zu erkennen sind sie schon makroskopisch an ihrer spiralen Form. Größere Individuuen (über 3mm) wurden allerdings nicht gefunden. Zu bestimmen war nur eine Form der Gatuung Conotomaria (IJAHKOB, 1974) (Abbildungen auf Taf. II).
6.4. Lithologische Merkmale
6.4.1. Dolomit
Im gesamten Profil konnte an keiner Probe Dolomit, noch Zeichen einer erfolgten Dolomitisierung mit anschließender Dedolomitisierung beobachtet werden. Gesucht wurde in Dünnschliffen nach Rhomboederstrukturen und parallel dazu auf Folienabzügen (Peels) nach weißlichen Schichten (einzelne Dolomitkristalle werden bei der Acetatübertragung in die Folie eingebacken, aus dem Gesteinsverbanderband herausgelöst und bleiben beim Abziehen in der Folie hängen).
6.4.2. Tonanteil und Siliziklastika
In den quantitativen Auswertungen wird auch auf siliziklastischen Eintrag (wie z. B. Quarz) und die Tonfraktion eingegangen. Diese Komponenten stellen in den Mergel einen Hauptteil des Sediments dar und sind in den Karbonaten deswegen im allgemeinen im Übergangsbereich zu den Mergeln zu finden. Ausnahme sind Übergänge mit Diskontinuitätsflächen wie z.B. Hartgründe. Weiterhin kommen Siliziklastika in größerer Menge in den Kalken der Vârciorog-Formation am Dealu Tâclului vor. Ihre Häufigkeit ist im Profil separat dargestellt.
6.4.3. Zemente
Die in den verschiedenen Profilen untersuchten Porenräume oder Klüfte, zeigen bis auf wenige Ausnahmen blockige Zemente. Im Rahmen dieser Arbeit war es nicht möglich, exakt zu bestimmen ob diese Zemente primär ausgebildet wurden oder im Rahmen der Deckenüberschiebung rekristallisierten.
Einige wenige Ausnahmen sind im oberen Teil der Coposeni-Serie zu finden. Hohlräume oder birds eyes sind oft mit Hundezahmzementen verfullt. Diese sind im meteorischen Bereich gebildet, also an eine Auftauchphase der Plattform gebunden.
7. Faziestypen
Die folgenden Faziestypen sind nach den Standard-Mikrofazies (SMF-) -Typen und Fazieszone (FZ) nach WILSON (1975) und FLÜGEL (1972) klassifiziert.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 15: Faziesmodell und Verteilung der Standard-Mikrofaziestypen (nach WILSON 1975). Aus: FLÜGEL 1978.
7.1. Characeen-Mikrit
Diese Fazies, in der DUNHAM-Klassifikation ein Mud- bis Wackestone, enthält als wichtigste Komponente Characeen. Da die restliche Fauna bzw. Flora arm an Arten ist oder ganz fehlt, kann man aufgrund der limnischen Lebensbedingungen der Algen diese Fazies zu den Süßwasserkalken stellen. Der Ablagerungsraum war vom offenen Meer abgeschnitten und wurde von Flüssen gespeist. Die Wasserbewegung war somit eher gering (Taf. I, Abb. 7).
7.2. Mikrite mit black pepples
Dieser Mikrit (Mud- bis Wackestone) ist bis auf wenige Algen fast fossilfrei. Abiogene Komponenten sind hingegen in größerem Maße enthalten, wie z.B. Peloide und besonders black pepples. Somit läßt sich der Ablagerungsbereich auf einen landnahen, lagunären Flachwasserbereich eingrenzen. Die black pepples stammen aus herausgehobenen und wiederaufgearbeiteten Sediment, das an der Küstenlinie von Vegetation (z.B. Mangrovenwäldern) bewachsen und hierbei durch organisches Material infiltriert wurde. Die Wasserbewegung war gering bis mäßig, der Gehalt an organischem Material ist hoch, was an der dunklen Farbe des Gesteines zu erkennen ist.
7.3. Fossilfreier Mudstone (Mikrit)
(SMF 23 = FZ 8 und 9)
Diese Fazies zeichnet sich durch ein Fehlen markanter Strukturen aus. Selten werden einzelne Algen gefunden. Als Ablagerungsraum wird eine intertidale Plattform mit Gezeitentümpeln angenommen, der zeitweise hypersalinares Wasser führte. Diese Fazies wurde nur im obersten Jura, kurz vor Einsetzen der Verkarstung mit begleitender Bauxitbildung beobachtet (Taf. I, Abb. 1).
7.4. Mudstone mit Fenstergefügen (Loferit)
(SMF 19 = FZ 8)
Dieser Mudstone ist meist fossilarm und zeigt markante Fenstergefuge, welche im Profil teils als einzelne Birdseyes, teils als laminierte Fenestral-Lagen ausgebildet sind. Oft treten in dieser Fazies Algen, Gastropoden und vereinzelte Foraminiferen auf. An einigen Stellen ist beginnende Bildung von Peloiden zu sehen. Weiterhin kann häufiger Bioturbation beobachtet werden Diese Fazies ist typisch für eine intertidale Plattform mit abgeschnürten Bereichen und reduzierter Wasserbewegung (mitunter auch mit brackischen bis limnischen Milieu) (Taf. I, Abb 6 und 8).
7.5. Algen-Mud- bis Wackestones (Algen-Mikrit)
(SMF 8 = FZ 2 und 7)
Diese Fazies ist als Mud- bis Wackestone ausgeprägt. Darin sind Dasycladaceen, wie auch viele kleine nicht genauer bestimmbare Algen zu finden. Häufig lassen sich ebenfalls Calcisphären, Ostracodenschalenreste, bisweilen auch Molluskenfragmente finden. Die Algen sind zumeist in situ eingebettet worden, womit diese Lagunensedimente mit Wasserzirkulation, aber unterhalb der Wellenbasis im Low-energy-Bereich abgelagert wurden.
Besonders im oberen Teil der Copiseni-Folge tritt zeitweise Dasycladaceen-Mikrit auf. Die häufigste Alge ist die Gattung Salpingoporella. Der Ablagerungsraum befand sich hier in einer Wassertiefe von 2 bis 10 Metern. Dabei war gute Wasserzirkulation vorhanden, allerdings bei wenig Wellen- und Gezeitenbewegung (Taf. II, Abb. 8).
7.6. Fenestrale Algenmikrit (Algen Packstone)
(SMF 9 = FZ 2 und 7)
In dieser Fazies bilden Algen die Hauptkomponenten. Dazwischen sind birds eyes zu finden, die sich bisweilen zu fenestraler Lamination ausweiten können. Areale des Mikrits zeigen eine lokale Umwandlung zu Pelsparit. Diese Fazies wurde im Flachwasserbereich, vermutlich etwas oberhalb der Wellenbasis abgelagert, befindet sich ansonsten nahe der Algenmikrite.
Ein Beispiel hierfür ist Probe b40, auf Taf. II, Abb. 7.
7.7. Foraminiferen Mudstone
(SMF 8 = FZ 2 und 7)
Dieses Gestein mit mikritischer Matrix, in das wenige Foraminiferen und vereinzelt auch Calcisphären eingebettet sind, bewegt sich von Mudstone bis Wackestone. Im Mikrit finden sich ferner auch Bioturbationen.
Die Ablagerung erfolgte im lagunären Flachwasserbereich mit offener Wasserzirkulation, aber unterhalb der Wellenbasis.
7.8. Foraminiferen-Grainstone (Foraminiferen Biosparit)
(SMF 18 = FZ 7 und 8)
Diese Grainstones bestehen überwiegend aus biogenen Komponenten, meist Foraminiferen, deren Zwickelräume sparitisch verfullt sind (Blockzemente). Sie treten nur in der Valea Bodei- und Valea Mäguri-Serie auf. Der Ablagerungsraum befand sich in einem Lagunenbereich. Strömungskanäle mit bewegtem Wasser lagerten das Sediment häufiger um und als mobile submarine Barren ab.
7.9. Foraminiferen-Peloid-Pack-Grainstone
(SMF 10 = SMF 2 und 7)
Das Gestein ist als Grainstone bis Packstone ausgebildet und als Komponenten sind Foraminiferen, miliolide, uniseriale wie biseriale enthalten. Bisweilen sind auch Calcisphären, Dasycladaceen und Molluskenreste zu finden. Möglicherweise handelt es sich bei den Peloiden häufig um gerundete und zum Teil rekristallisierte Bioklasten.
Dieser Ablagerungsbereich läßt sich zu den Lagunensedimenten mit leicht erhöhter Wasserbewegung einordnen, die z.B. von Gezeitenströmungen verursacht wurden.
Ein Beispiel dazu ist Probe b26.
7.10. Orbitolinen-Rudstone
(SMF 12 = FZ 6)
Dieser, schon wegen seiner dunklen Farbe auffallender Grain- bis Rudstone besticht durch seinen hohen Gehalt an Orbitolinen. In einigen Proben (am Dealu Tâclului) kann regelrecht von einem Orbitolinengeröll gesprochen werden, in dessen Zwischenräume kleinere Foraminiferen und Reste anderer Lebewesen eingelagert wurde (Probe a63). Im allgemeinen ist die Diversität der biogenen Formen sehr hoch, neben uni-, biserialen und planspiralen Foraminiferen finden sich Algen (teils noch nicht bestimmter Gattungen), Mollusken- und Echinoidenreste, bisweilen auch Korallenbruchstücke. Dieser Faziestyp tritt in der Vârciorog- Formation auf (Taf. IV, Abb. 4).
7.11. Grain- bis Rudstone mit Korallen oder Lumachellen
(SMF 12 = FZ 6)
Dieser Grain- bis Rudstone besteht häufig aus Resten von riflbildenden Organismen wie Korallenbruchstücke, Schwammreste und Lumachellen, wobei meist eine Organismengruppe dominiert. Die Zwickelräume sind meist sparitisch verfüllt. Dieser Faziestyp ist dominant für Ablagerungsräume am Schelfrand und im Hangbereich.
7.12. Bauxit
Der Rückzug des Meeres am Ende des Juras bewirkte eine Verkarstung der Karbonatplattform. Verwitterung und Bodenbildung (Laterite) mit anschließender Bauxitisierung im tropischen Klima. Die Hauptmineralien sind Boemit (ct-AlOOH), Diaspor (y-AlOOH) und Gibbsit/Hydrargyllit A1(OH)3. In den unteren Horizonten wird der angereicherte Fe -Gehalt als tief rotbraune Färbung sichtbar, die zu den oberen Horizonten hin auf ein helles orange-ocker abnimmt. Der Karbonatgehalt ist nicht nachweisbar (es wurde keine Reaktion mit Salzsäure beobachtet). Typisch für terrestrische Sedimente sind Pisoide, die hier bis mehrere mm Größe erreichen. Das Karbonat wird durch CO2-haltige Wässer gelöst, der übrig gebliebene Ton verwittert durch Schwankungen des pH-Werts, wobei die Kieselsäure abtransportiert wird, das Aluminium fällt im Boden als Bauxit aus.
8. Die fazielle Entwicklung des Profils
Das hier zusammenhängend betrachtete Profil sollte nicht als einheitliche Abfolge gesehen werden, da vom Barrème zum Alb hin zunehmend Faziesunterschiede auftreten. Vermutlich sind diese häufiger und komplexer als es im Rahmen dieser Arbeit möglich war zu erfassen. Abgesehen davon sind Teile der Profile nicht in allen Bereichen aufgeschlossen, sondern müßten zur Erforschung erbohrt werden (oder in Karsthöhlen weiter verfolgt werden). Ein derartiger Aufwand würde jedoch den Rahmen dieser Arbeit sprengen.
Die Blid-Formation wurde beispielsweise im Valea Vida nahe Dobre§ti aufgenommen, parallel hierzu gibt es am Munt Cärmäzan und nahe der Ortschaft Vârciorog am Dealu Varului weitere Aufschlüsse des oberen Teils der Formation. Am Munt Cärmäzan endet die Formation mit einer Diskontunuitätsfläche, dagegen stehen diese Schichten im Valea Vida und am Dealu Varului durchgehend bis in ihre obersten Bereiche an und zeigen einen eindeutigen Fazieswechsel hin zum Ecleja-Mergel.
Die Ecleja-Formation ist als komplette Einheit in einem Seitental des Valea Mägurei, dem Valea Bobdei aufgeschlossen. Hier hingegen gibt es keine Vergleichsprofile, aber einzelne Proben an anderen Stellen bestätigen eine gewisse laterale Homogenität der Schichtfolge.
Am oberen Teil hingegen treten laterale Faziesunterschiede auf, auffällig zwischen Gruiul Ciutii und Dealu Mägurice. In diesem Bereich würde nur eine flächendeckende Beprobung - zusammen mit exakter Datierung- Aufschluß über das Paläorelief geben.
8.1. Albioara-Formation (Oberster Jura)
Unterhalb der untersuchten Kreidesedimenten ist der Jura in ähnlicher Plattformfazies zu finden. Gute Aufschlüsse aber sind im untersuchten Gebiet zwischen Vârciorog und Dobre§ti selten zu finden, sondern erst weiter im Osten in der Nähe von Ro§ia.
An dieser Stelle werden die obersten 10 m des Jura beschrieben, die zu den Albioara-Kalken gehören.
Der ausgehende Jura wird von einer Regression geprägt, die zunehmende Verflachung der Plattformen äußert sich in einer Mudstone-dominierten Fazies, deren Mikrite bis auf wenige Algen fast fossilfrei sind. Die geringe Artendiversität ist typisch für abgeschnürte Flachwasserbereiche, deren Milieu sich im Hypersalinaren bewegt. Anzeichen von echten Evaporiten sind allerdings nicht zu finden.
8.2. Jura/Kreide-Grenze
Die jurassische Sedimentation endet mit dem Auftauchen der Plattform. Ab diesem Zeitpunkt setzte eine Verkarstung ein. Diese ist heute noch gut am Paläorelief zu beobachten, das Teile der obersten Jura-Schichten erodierte.
8.3. Bauxit (Berrias)
Da sich zur damaligen Zeit dieser Teil der Tethys in Äquatornähe befand, herrschte ein tropisches Klima. Die Verwitterung der Kalke und Tone produzierte Laterite, die in die Mulden der damaligen Landschaft geschwemmt wurde. Gut nachvollziehen läßt sich diese Szenerie in den ehemaligen Bauxitstollen in der näheren Umgebung. Der Bauxit besitzt typische Merkmale terrestrischen Sediments, wie z.B.: Pisoide. Die untersten 1,5 m haben eine tiefbraune Farbe und werden nach ober hin ockerfarben heller.
8.4. Blid-Formation (Valangin - Barrëme)
8.4.1. Dobre$ti-Serie (Valangin - Hauterive)
Im Valangin transgrediert das Meer. Die ersten karbonatischen Ablagerungen sind fast schwarz, beeinflußt von der tropischen Vegetation auf dem nahen Land. Black pepples lassen Mangrovenwälder in der Nähe vermuten. Die Bereiche sind zudem vom offenen Meer abgeschnürt und haben ein brackisch bis limnisches Milieu, welches in der Fauna eine geringe Diversität zeigt.
Nach einigen Metern ändert sich dies, der Wasseraustausch wird stärker - augenfällig am Verlust der schwarzen Farbe, die schließlich in hell- bis mittelgrau übergeht.
Lediglich die Fauna zeigt immer noch limnisches bis brackisches Milieu, häufiger treten Ostracoden und kleine Gastropoden auf, aber auch Characeen und erste Foraminiferenformen. Meeresspiegelschwankungen beeinflussen nicht den Ablagerungsbereich, Mudstone ist die dominierende Fazies. Dennoch lassen sich zwischenzeitliche Auftauchphasen belegen. Internsedimente füllen Klüfte, z.B. zwischen den Proben bl6 und bl4 in unterschiedlich ausgeprägtem Maße über 2 Profilmeter hinweg. Weiterhin ist b!4 als Interaformationelle Brekzie ausgebildet, was auf eine tektonischen Beanspruchung hindeutet. Womöglich ist dies im Zusammenhang einer Auftauchphase zu deuten.
Nach PATRULIUS (IANOVICI et al.) wird die Dobre§ti-Serie als Characeen- und Gastropodenkalk beschrieben. Die Brekzie bildet den Abschluß dieser Serie. Da aber in Probe bl9 immer noch Characeen zu finden sind, müssen die darübergelegenen Bänke auch zu den Süßwasserkalk zugeordnet werden.
8.4.2. Coposeni-Serie (Hauteirive - Barrëme)
Die folgende, über 100 m mächtige Serie wird in der Litteratur als Unterer Pachyodontkalk bezeichnet. Der Übergang von der Coposeni-Serie ist nicht scharf begrenzt, sondern ein kontinuierlicher fazieller Übergang.
Das zunehmend marinere Milieu äußert sich in der größer werdenden Arten Vielfalt: Algen - auch Dasycladaceen -, Foraminiferen verschiedenster Formen, Bivalven und auch Echinodermen werden häufiger. Die Fazies ist nicht mehr so gleichförmig. Meeresspiegelschwankungen lassen die Plattformsedimentation vom Inter- bis Subtidalen Bereich pendeln.
Durch Gezeitenkänäle veränderte sich auch die Lage von Barren, welche mal Stillwasserbereich, mal Bewegtwasser brachten, ebenso wirkt die Wellenenergie auf die Sedimentation mal stärker, mal schwächer ein.
Darüber nehmen fenestrale Strukturen und die Häufigkeit der Birdseyes zu, zudem wechseln sich Mud-, Wacke-, Pack- und Grainstone ab. Die Komponenten bestehen überwiegend aus Foraminiferen (benthonische und auch pelagische wie z. B. Globigerinen), Peloide, Algen und Intraklasten. Meeresspiegelschwankungen veränderten die Lagune fortwährend, Brandung nahm ihren Einfluß - der Meeresboden war oberhalb der Wellenbasis.
Im Hangenden bildeteten sich auch erste lokale Riffstrukturen, zu finden sind Schwämme, Cyanobakterien und Pachyodonten bei den Profilmetern 150.
Ab Profilmeter 108 fallen häufiger auftretende tektonische Spuren auf, diese sind womöglich erste Anzeichen für ein sich änderndes Paläorelief. Dort kann man "Distorted ooids", deren Struktur Eingengung zur Zeit der Diagenese (syndiagenetisch) entspringt, beobachten.
Etwas höher (in Profilmeter 124) werden Klüfte mit Internsedimenten gefüllt, Zeichen einer Auftauchphase. Wiederholt finden sich tektonisierte Strukturen, die erste Anzeichen einer Hebung des Hinterlandes sind.
Zwischenzeitlich herrschten wiederum "normale" Verhältnisse, z. B. in Meter 134 ist ein reiner Dasycladaceen-Mikrit zu finden, Stillwasserbereich mit viel Algenbewuchs.
Auf den obersten Metern des Profils nimmt der Ton-, Siltanteil und auch die organischen Gehalte zu.
8.5. Ecleia-Formaton
8.5.1. Ecleja-Mergel
Die Hebung des Hinterlandes legt vermutlich auch Teile der Plattform frei. PATRULIUS (IANOVICI et al.) berichtet zwischen den "Unteren Pachyodontenkalken" und dem Ecleja- Mergel von einer Gugu-Brekzie. Diese steht weiter nordöstlich am Munt Cäräzan auch an. Sie besteht aus rötlichen, ungerundeten Komponenten, die in mikritischer Matrix eingebettet sind, und ist ein gutes Indiz für gehobenes Hinterland.
Der Ecleja-Mergel ist grau und geschiefert. In den Abraumhalden des Steinbruchs Mäguri sind in den Mergeln Ammonitenreste zu finden. Dies belegt ein eindeutig marines Milieu.
8.5.2. Valea Bobdei Serie
Die Valea Bobdei-Serie ist in den untersten Bänken mikritisch (Mudstone) und ändert ihre Fazies zum Hangenden hin kontinuierlich. Einige Bänke darüber ist Biosparit (Grainstone) zu finden. Den Hauptanteil der biogenen Komponenten stellen Foraminiferen dar, die mit einer großen Anzahl von Formen vertreten sind.
Der Ablagerungsbereich ist eine Plattform, unter Einfluß von Gezeitenkräften und Wellenbewegungen. Abiogene Komponenten sind gerundet, deshalb kann davon ausgegangen werden, daß das Sediment häufiger an mobilen Barren umgelagert wird.
Im obersten Teil der Serie nimmt der Anteil an biogenen Komponenten wieder kontinuierlich ab und das Gestein wird mergeliger.
8.6 Valea Mäguri-Formation
Die Valea Mäguri-Formation besteht wiederum aus Karbonaten, die an ihrer Basis denen der Bobdei-Formation ähneln. Die Ablagerungsbedingungen waren vermutlich vergleichbar. Im Laufe des Profils zeigt sich hier aber eine Entwicklung hin zu größere Wassertiefe, meist in Hangbereichen, an denen Plattform- bis Riffschutt abgelagert wurde. Häufiger werden Lagen mit Riffschutt-Rudstone eingeschaltet. Diese ähneln denen der Vârciorog-Formation. Die Artenzahl an verschiedenen Foraminiferen, Algen und anderen Organismen nimmt zu, wobei diese nicht alle in situ lebten, sondern viele eingetragen wurden.
Am Ende dieser Serie befindet sich Hartgrund (COCIUBA, 1999).
8.7. Vârciorog-Formation
Beginnend mit siltigen und teils glaukonitischen Sandsteinen sind in dieser Formation häufiger karbonatische Folgen eingeschaltet. Diese sind faziell weniger einheitlich und zeigen größere laterale Unterschiede, so daß es schwieriger wird, mit Sicherheit eine genaue Abfolge zu festzulegen. Nach COCIUBA (1999) stellt das Profil am Dealu Tâclului den unteren Teil, am Dealu Gruiul Ciutii den oberen Teil der Formation dar. Möglicherweise könnten beide zeitgleich sein.
Dealu Tâclului enthält einen größeren klastischen Anteil und ist häufig als Orbitolinen- Rudstone ausgebildet. Der obere Teil ist größtenteils ein Riffschutt, ähnlich dem in der Mäguri- Formation. Neben Korallen sind auch Schwämme, Algenreste, Pachyodontenschalen und andere Biogene zu finden. Die Individuenzahl der Foraminiferen ist hoch.
Diese Faziesentwicklung hängt mit der einsetzenden Gebirgsbildung und der herannahenden Überschiebung durch das Codru-Deckensystems zusammen. Außerhalb des Gebiets - einige Täler weiter südwestlich - wurden flyschähnliche Serien beobachtet, die vermutlich auch zu dieser Formation zählen, sich aber statigraphisch nicht einordnen ließen. Des Ablagerungsbereich befand sich am Plattformrand bis in den Hangbereich hinein.
8.8. Einsetzen tektonischer Bewegungen
Auf den Profilmetern 100 - 125 der Coposeni-Serie fallen in den Proben Ooide auf, die horizontale Einengung erfuhren (destorted ooids). Folienabzüge in verschiedenen Richtungen (Probe b63) führten zu dem Ergebnis, daß derartige Einengungen nur in einer Richtung zu beobachten ist, die Ooide also "plattgedrückt" und nicht "ausgerollt" sind. Bei weiterer Betrachtung fällt auf, daß die Zemente und Kluftfullungen der Probe diese Einengung nicht aufweisen, z. B. die Säume von frühdiagenetischen marin-phreatischen Zementen. Die tektonische Beanspruchung verlief hiermit syndiagenetisch, das Sediment war noch plastisch verformbar. Da bei Flachwasserkalken die Diagenese schon kurz nach der Ablagerung des Kalkschlamms einsetzt, liegt der Zeitpunkt Einengung noch innerhalb der Coposeni-Serie. Es muß sich hier um mehrere oder eine länger andauernde Einengung handeln, da die distorted ooids in einem Schichtpaket von 25 m auftreten (Taf. XIII).
Diese Erscheinung ist möglicherweise der Anfang der Entwicklung von einer flachmarinen Plattformsedimentation in tiefer Hang- und Beckenbereiche, die durch das herannahende Codru-Deckensystem hervorgerufen wird und mit der Überschiebung im Cenoman seinen Höhepunkt nimmt. Die Hauptbewegung der Gebirgsbildung erfolgte in der Asturischen Phase zwischen Apt und Alb.
Eine andere Deutung der distorted ooids ist ein Wechsel von stark und schwach lithifizierten Ablagerungen im Barréme. die im Unter-Apt verschieden deformiert wurden (mündl. Mitt. I. BUCUR (1999; aus Forschungsbericht Nr .99, 1987)).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 16: Probe b63: Schematischer Aufbau der distorted ooids in den drei Schnittlagen. Die Einengungsrichtung verläuft entlang der Pfeile.
9. Die Kartierung
Die Kartierung ging während der Geländeaufenthalte mit dem Suchen und der Aufnahme der Profile einher. Da zuvor wenig über die genauere stratigraphische Abfolge bekannt war, dazu nirgends eine komplette Serie, sondern nur Teile -durch Störungen untergebrochen- gefunden wurden, mußten die einzelnen Profile mit der Kartierarbeit gefunden werden. Allerdings setzt eine Kartierung die Kenntnis der stratigraphi sehen Abfolge voraus.
Das Gebiet wurde zuvor neben Prof. Dr. I. BUCUR und Dr. I. COCIUBA (Universität Cluj- Napoca) nur von dem bekannten rumänischen Geologen PATRULIUS (in: IOVANOVICI et al., 1976) untersucht und in Veröffentlichungen beschreiben. Da er aber es im Zuge eines größeren Areals bearbeitete, waren keine genaueren sicheren Angaben für das kleinräumigere Untersunchungsgebiet herzuholen.
9.1. Kartiermethotik
Ein Kartierung benötigt u. a. die Festlegung von Leithorizonten. Diese sollte als Anhaltspunkt für die darüber und darunterliegenden Schichten dienen und zugleich gut im Gelände zu erkennen sein. Aufgrund der Vegetation und der Morphologie des Pädurea Craiului Gebirges kamen nur der untere und mittlere Pachyodontkalk in Frage, da sie im Geländ häufig im Anstehenden zu finden und faziell gut zu bestimmen sind. Die Sandsteine und Mergel hingegen wurden durch Bodenbildung so weit zersetzt, daß , wenn man auf solch einer Schicht sucht, diese nur durch tieferes Graben oder an entwurzelten Bäumen in stark verwitterten Zustand findet.
Der untere und mittlere Pachyodontkalk wurden schon zu zu Beginn der Arbeit an Stellen außerhalb des Kartiergebiets untersucht und beprobt, so daß ein Erkennen mittels der Fazies im Gelände möglich war. Die Schichten des oberen Pachyodontkalkes wurden anhand abgelaufener Profile erst "entdeckt" und auch für die Faziesanalyse beprobt. Anhand des Einfallswinkels von meist nur ca. 20°, gab es auch keine Probleme mit der horizontalen Orientierung der Schichten.
Ein größeres Problem stellten hingegen die häufigen Störungen dar. Sie waren, an im Gelände gefundenen Schichtgrenzen , die nicht dem Einfallen entsprachen zu erkennen. An vielen Stellen allerdings sind größere Hangrutsche aufgetreten, welche die Aufschlussverhältnisse stark begrenzten. Die Störungen mußten interpoliert werden und konnten schließlich mit anderen Lokalitäten verbunden werden. Dabei stellte sich heraus, daß es zwei Hauptrichtungen gibt (siehe Tektonik).
Vegetation und Geländemorphologie sind im Pädurea Crailului Gebirge schlechte Hinweise auf die darunterliegenden Schichten, die all zu oft zu Fehlschlüssen leiten lassen, selbst Quellen sind ein unzuverlässiger Indikator für eine Kalk-Mergel-Grenze, da im Gebiet ganze Bäche in Ponore versickern und an anderer Stelle als Quelle "wieder"-entspringen.
9.2. Die Schichtfolge
Im Kartiergebiet wird der Bauxithorizont, der Characeenkalk und der Gastropodenkalk nicht angetroffen. Die stratigrafisch niedrigste Schicht ist hiermit der untere Pachyodontkalk
Blid-Formation
Die Blid Formation, im Gebiet selten vorhanden, häufig als Mikrit mit fenestralen Strukturen zu finden (siehe Profil). In den Abschnitten mit vielen Peloiden oder hohem Anteil an biogenen Komponenten bestand die Gefahr der Verwechslung mit der Valea Bobdei Folge. Eindeutige Festlegung war nur durch Finden eines Wechsels in erstgenannte Fazies in liegenden oder hangenden Schichten möglich.
Ecleja-Formation
Ecleja-Mergel (Marne de Ecleja)
Die im hangenden liegende folgende Schicht ist der Ecleja-Mergel. Diese bereitete insofern Probleme, da sie selten aufgeschlossen gefunden werden kann. Meist waren nur Lesesteine im Waldboden vorhanden. Häufiger fanden sich solche Stücke an den durch Strürme heraus entwurzelten Bäumen.
Auffällig und zum Teil verwirrend war die Eigenschaft des Ecleja-Mergels, eine mehr oder weniger ausgeprägt Schieferung aufzuweisen. Welche keinenfalls mit der Schichtung übereinstimmte. Aber diese Tatsache gibt ein gutes Unterscheidungskriterium zu den weiter im Hangenden liegenden siltigen Mergel und glaukonitischen Sandsteinen, die deutlich faserig bis nodulär Spalten.
Bei vielen Profilbegehungen der Berge von den Flußtälern aufwärts stellte der Ecleja-Mergel die unterste Schicht dar.
-Valea Bobdei-Folge
Die anschließende Valea Bobdei Folge ist einheitlich und faziell meistens leicht zu erkennen. Die ersten und letzten mikritischen Bänke ausgenommen findet man Biosparit vor. Des weiteren ist die Farbe im Vergleich zu den unteren Pachyodontkalken etwas dunkler. Bisweilen ist dessen Fabe im Vergleich zum unteren etwas dunkler.
Valea Mäguri-Formation
Vâciorog-Formation:
-Sandseine und Mergel
Darüber folgen wieder Mergel. Diese, wenn zu finden, haben Klastika, meist Quarzkomponenten in Siltgröße. Die Farbe schwankt meist zwischen ocker und grau. Beim Anschlägen des Gesteins fällt eine noduläre Brüchigkeit des faserigen Gesteins auf, wohingegen keine Schieferung zu entdecken ist. Eingeschaltet in diese Schichten findet man gelegentlich siltigere bzw. feinsandige Bänke, die bis in Siltstein oder Sandstein übergehen. Diese Schichten sind zwar witterungsbeständiger als der Ecleja-Mergel, aber meist auch nur im stärker verwitterten Zustand zu finden.
-Karbonate
Die Vâciorog Formation kann man kaum als solche Einheit beschreiben. Vielmehr handelt es sich um (mindestens) mehrere karbonatisch Horizonte in den dazwischenliegenden siltig mergeligen Schichten, welche vermutlich zu den letztgenannten zu stellen sind. Die beiden Karbonathorizonte sind sich ähnlich. Die unterste Bank ist noch sehr siltig bis sandig (ca. 30%), enthält aber keine Bioklasten. Darüber folgen Rud- bis Boundstones mit Korallen- , größeren Molluskenbruchstücken und zuweilen auch Orbitolinen., die stark stylolitisiert sind. In der letzten Bank steigt der Siltgehalt wieder an.
Der zweite Karbonathorizont endet schließlich mit einem glaukonitischen Sandsteinkonglomerat. Die Komponenten sind schlecht sortiert und wenig gerundet.
Rote detritische Formation
Die obersten Kreidesedimente sind rote und grüne Tonsteine, unterbrochen von Sandsteinlagen. Da über diesen keine schützend Sandsteinbank mehr liegt, wurden sie meistens schon tertiär oder quartär abgetragen. An einer Stelle im Kartiergebiet lassen sie sich aber noch gut finden, dort aber verstecken sie sich im allgemeinen unter einer starken Bodenbildung. Zu erkennen ist diese Schicht aber an der Pfutzenbildung nach Regenschauern in Fahrspuren von Büffelkarren oder Waldwegen. An einer dieser Wege war an der Böschung sogar anstehendes Gestein auszumachen.
Permisches Geröll
Auf mehreren der Berge ist der Boden mit rötlichem Sandstein- und Konglomeratgeröll (in der Größe von bis über 20cm) übersäht. An dieser Stelle beginnt die nächste geologische Einheit, das Codru-Deckensystem. Die untersten Schichten bilden ein Basiskonglomerat gefolgt von Sandsteinen permischen Alters. Innerhalb des Kartiergebiets wurden davon allerdings nur noch dieser Verwitterungsschutt gefunden.
Da der darunterliegende Ton leicht weggeschwemmt werden konnte und der Kalk durch die Verkarstung gelöst wurde, blieb das resistentere Geröll der permischen Decken auf den flachen Bergrücken liegen.
10. Literaturhinweise
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Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel I: Fazies
Abb. 1: Mikrit (Mudstone) aus dem Ober Jura (Albioara-Formation). Zu sehen sind einige Calcisphaerenund vermuth Cyanobakterien Probe b7 Vergr.: 8,6
Abb. 2: Mikrit (Mudstone) mit Bioturbation und einigen Calcisphaeren aus der Blid-Formation (Dobre§ti-Serie). Probe bl8 Vergr.: 8,6
Abb.3: Mikrit (Mudstone) mit Bioturbation, Calcisphaeren und fenestralen Strukturen aus der Blid- Formation (Coposeni-Serie) Probe b81 Vergr.: 8,6 Peel
Abb. 4: Mikrit mit fenestralen Strukturen (birds eyes) Probe b81 Vergr.: 8,6 Peel
Abb. 5: Algen-Mikrit (Wackestone) mit Calcisphaeren Probe b 19 Vergr.: 8,6 Blid-Formation, Dobre§ti-Serie
Abb.: 6 Algenmikrit mit Calcisphaeren und Foraminigferen aus der Blid-Formation Probe b36 Vergr.: 8,6
Abb. 7: Caraceen-Mikrit (Mudstone), ein typischer Vertreter der Süßwasserkalke Blid-Formation, Dobre§ti-Serie Probe 19 Vergr.: 17,3
Abb. 8: Mikrit mit Birdseye und vergammelter Pachyodontenschale. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b80 Vergr.: 8,6
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel II: Fazies
Abb. 1 & 2: Intertidale Fazies mit Birdseyes und fenestralen Strukturen bis zur fenestralen Lamination. Blid-Formation Probe bl7 Vergr.: 8,6
Abb. 3: Pelsparit (Peloid Grainstone) mit Birdseyes und einem Gastropoden Blid-Formation Probe b38 Vergr.: 8,6
Abb. 4: Pelsparit (Peloid Grainstone) mit Gastropoden der Gattung Conotomaria. Blid-Formation Probe b47 Vergr.: 17,3
Abb. 5: Pelsparit (peloid Grainstone) mit Gastropoden Blid-Formation Probeb47 Vergr.: 8,6
Abb. 6: Mikrit mit Calcisphären, Foraminiferen und Extraklast (ungerundet). Blid-Formation Probe b36 Vergr.: 8,6
Abb. 7: Intertidale Fazies mit ausgeprägten fenestralen Strukturen und Cyanophyten (Blaugrünalgen) Blid-Formation Probe b40 Vergr.: 8,6
Abb. 8: Dasycladaceen-Mikrit (Wackestone), Flachwasser-Fazies.- Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b74 Vergr.: 8,6
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel III: Fazies
Abb. 1: Foraminiferen Grainstone mit Cyanobakterien und fenestralen Strukturen. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b45 Vergr.: 8,6
Abb. 2: Pelsparit (Peloid-Grainstone). Blid-Formation Probe b 17 Vergr.: 8,6
Abb. 3: Pelsparit (Peloid-Grainstone) mit fenestralen Strukturen, blockige Zemente. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b47 Vergr.: 8,6
Abb. 4: Oosparit (Ooid-Grainstone), es handelt sich hier um Destorted Ooids Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b64 Vergr.: 8,6 Peel
Abb. 5: Pachyodonten Schill mit teils auch sparitisch verfullten Hohlräumen Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b80 Vergr.: 8,6
Abb. 6: Pachyodonten Rudstone Vârciorog-Formation Probe a57 Vergr.: 8,6
Tafel Iv: Fazies
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 1: Pack-Grainstone mit Rindenkörnern (coated grains), Foraminiferen, Algen und Intraklasten (micritic envelope)
Abb. 2: Packstone mit Dasycladaceen, Foraminiferen und Lithoklasten (micritic envelope) die als Schutt eingetragen wurden.
Abb. 3: Packstone mit gerundeten Extraklasten (teil mit Micritic envelope) und auch Siliklasten
Abb. 4: Orbitolinen Rudstone. Auffällig ist auch die Kluft, die nicht die Orbitoline durchschlägt, sondern "ausweicht".
Abb. 5: Siliziklastische Fazies. Die Komponenten sind nicht gerundet und schlecht sortiert.
Abb. 6: Grainstone mit Orbitolinen (Orbitolina) und verschieden großen Extraklasten (teils Micritic envelope)
Abb. 7: Schutt Fazies Vârciorog-Formation Probe cl5 Vergr.: 8,5
Abb. 8: Schutt Fazies Vârciorog-Formation Probe cl6 Vergr.: 8,5
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel v: Fazies
Abb. 1: Packstone mit Foraminiferen und abegerollte Körner. Diese Probe zählt zu den allodaptischen Kalken (MEISCHNER, 1965) und wurde am Plattformhang abgelagert (smf Typ 4).
Abb. 2: Orbitolinen-Rudstone aus dem Plattpormhang. Neben Orbitolinen sind größere Lithoklasten, Algen und Kleinforaminiferen enthalten.
Abb. 3: Schuttfazies, mit vergammelten Pachyodontenschalen, und vermutlich Schwammrexsten.
Abb. 4: Rudstone mit Riffbruchstücken. Dieser im Hangbereich abgelagerte Klak beinhaltet neben Klainforaminiferen, Orbitolinen, Schwämme. In der Mitte des Bildes ist ein gekammerter Schwamm (Sphinctozoe) zu sehen.
Abb. 5: Plattformhang-Fazies mit Schwammbruchstücken. Die Zemente der Kluft wuchsen an den Strukturen des Schwammes auf.
Abb. 6: Korallenschutt, der Zwischenräume von Mikrit verfüllt ist.
Abb. 7: Thamnasteroide Korallen im Querschnitt aus dem Riffschutt.
Abb. 8: Korallen im Längsschnitt. Die Hohlräume sind Sparitisch zementiert, die Zwischenräume mit Mikrit verfüllt. Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel VI: Abiogene Komponenten
Abb. 1: Brekzie, möglicherweise Internbrekzie, Klasten heller als Matrix, Klasten Mikrosparitisch Vârciorog-Formation Probe a53 Vergr.: 8,6
Abb. 2: Distorted ooids, im Oosparit. Das ganze Gestein wurde horizontal auggepresst. Schnitt senkrecht zur Einengungsrichtung Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b64 Vergr.: 8,6 Peel
Abb. 3: Benthonische Foraminferen im Peloid-Grainstone. Der Zwischenraum ist mit blockigen Zementen verfiillt. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b54 Vergr.: 34,8
Abb. 4: Rindenkörner, hier Peloide und Intraklasten die einen micritic envelope haben. In der Mitte ist die Anfangskammer einer Orbitoline zu sehen. Vârciorog-Formation Probe a47 Vergr.: 34,8
Abb. 5: Rindenkörner, eines davon ist der Rest einer unbekannten Alge. Vârciorog-Formation Probe a57 Vergr.: 70
Abb. 6: Lithoklasten im Grainstone, teilweise heben sie micritic envelopes. Ecleja-Formation, V Bobdei-Serie Probe a9ii Vergr.: 8,6
Abb. 7: Grainstone mit Lithoklasten, Peloiden Foraminiferen und Cyanobakterien. Eine Kluft ist mit Internsediment aufgefüllt, an der Grenze ist ein geopedales Gefiige zu erkennen. Vârciorog-Formation Probe b54 Vergr.: 17,3
Abb. 8: Kluft verfüllt mit Internsediment. Die Zonierung läßt eine schrittweise Öffnung verfolgen und den Zeitpunkt, als sich der Klast ablöste (Mögliche Änderung der Bewegungsrichtung) Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b47 Vergr.: 8,6 Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel VII: Texturen und Gefügemerkmale
Abb. 1: Geopedale Füllungen in Lösungshohlräumen. Schalen (vermutlich aragonitische Bivalven) und andere Komponenten wurden gelöst und mit vadosen Silten verfullt. Vârciorog-Formation Probe eil Vergr.: 17,3
Abb. 2: Feine Klüfte und Fissuren, die vermutlich nach oben an einer Diskontinuitätsfläche enden. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b82 Vergr.: 8,6
Abb. 3: Diskontinuitätsfläche an der feine Klüfte und Fissuren enden. Dieser Horizont markiert wahrscheinlich ein kurzzeitiges Auftauchen der Plattform Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b71 Vergr.: 8,6
Abb. 4: Kluft, an der ein Versatz abzumessen ist. Vârciorog-Formation Proibe a47 Vergr.: 8,6
Abb. 5: Aggregatkörner (grapestones). Vârciorog-Formation Probe a 58 Vergr.: 35
Abb. 6: Stylolithen, lagig angeordnet. Nach LOGAN & SEMENIUK können sie als gezackt mit niedriger Amplitute eingeornet werden. Vârciorog-Formation Probed2 Vergr.: 8,5
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel VIII: Texturen und Gefügemerkmale, Zemente
Abb. 1: Fenestrale Lage, mit fibrösen Zementen im Randbereichm, in der Mitte blockige Zemente, späterdiagenetisch entstanden. Der fenestrale Mikrit enthältviele Cyanobakterien. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b40 Vergr.: 8,6
Abb. 2: Fenestrale Lage, wie oben. Durch diese läuft eine Kluft, die später entstand. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b40 Vergr.: 8,6
Abb. 3: Destorted ooids und fenestrale Strukturen. Die Ooide sind zu den birds eyes hin größer werdend gradiert. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b63 Vergr.: 33
Abb. 4: Blockige Zemente verfallen ein Birds eye. Blid-Formation Probe b26 Vergr.: 17,3
Abb. 5: Hudezahnzemente verfullen einen fenestralen Hohlraum. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b45 Vergr.: 8,6
Abb. 6: Distorted ooid. Gut zu erkennen ist der Kern und der zonare Bau. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b63 Vergr.: 100 VEH
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Tafel IX: Foraminiferen
Abb. 1: Uniseriale Foraminifere Vârciorog-Formation Probe c6 Vergr.: 70
Abb. 2: Uniseriale Foraminifere Probe b43 Vergr.: 86
Abb. 2a: Planspirale Foraminifere der Gattung Nezzazatinella Ecleja-Formation, V Bobdei-Serie Probe b8ii Vergr.: 17
Abb. 3: Biseriale Foraminifere Probe b45 Vergr.: 70
Abb. 4: Pelagische Foraminifere Ecleja-Formation, V Bobdei-Serie Probe a9i Vergr.: 35
Abb. 5: Pelagische Foraminifere vermutlich zu den Globigerinen zu stellen V Mäguri-Formation Probe a34 Vergr.: 70
Abb. 6: Planspirale Foraminifere Vârciorog-Formation Probe a58 Vergr.: 70
Abb. 7: Planspirale Foraminifere Vârciorog-Formation Probe a58 Vergr.: 70
Abb. 8: Benthonische Foraminifere, miliolide Form Vârciorog-Formation Probe a58 Vergr.: 70
Abb. 9: Benthonische Foraminifere, miliolide Form V Mâguri-Formation Probe a34 Vergr.: 70
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel X: Foraminiferen
Abb. 1: Benthonische Foraminifere, miliolide Form Blid-Formation Probe b54 Vergr.: 70
Abb. 2: Oberjurassische Foraminifere der Species Parurigonina caelineusis Albioara-Formation Probe b7 Vergr.: 8,5
Abb. 3: Planspirale Foraminifere der Gattung Dobricinella Blid-Formation Probe b45 Vergr.: 35
Abb. 4: Foraminifere unbekannter Form V ârciorog-Formati on Probe a58 Vergr.: 70
Abb. 5: Orbitoline Vârciorog-Formation Probe c2 Vergr.: 8,5
Abb. 6: Foraminiferen-Cluster Vârciorog-Formation Probe a58 Vergr.: 70
Abb. 7: Orbitolinen Blid-Formation Probe b90 Vergr.: 8,5
Abb. 8: Serpulid der sich auf einer Orbitoline festsetzte Vârciorog-Formation Probe a36 Vergr.: 8,5
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel XI: Cyanobakterien und Algen
Abb. 1: Querschnitt durch Cyanobakterien Blid-Formation Probe b36 Vergr.: 17
Abb. 2: Lägsschnitt durch Cyanobakterien der Gattung Rivularia auch Cayeuxia genannt Blid-Formation Probeb38 Vergr.: 17
Abb. 3: Verschieden Characeen, wobei die große Form nicht typischen Habitus aufweist Blid-Formation, Dobre§ti-Serie Probe bl9 Vergr.: 17
Abb. 4: Dasycladacee der Gattung Salpingoporella N Mäguri-Formation Probe a28 Vergr.: 70
Abb. 5: Eine zu den Dasycladaceen gehörende Alge noch nova species Vârciorog-Formation Vergr.: 70
Abb. 6: Dasycladacee der Gattung Salpingoporella, Längs und Querschnitt Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b74 Vergr.: 17
Abb. 7: Eine zu den Dasycladaceen gehörende Alge noch nova species Vârciorog-Formation Vergr.: 35
Abb. 8: Eine zu den Dasycladaceen gehörende Alge noch nova species, Lägs- und Querschnitt, daneben ein Spongium (Schwamm). Ecleja-Formation, V Bobdei-Serie Vergr.: 8,5
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel XII: Verschiedenes
Abb. 1: Bryozoenkolonie (Querschnitt) Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b90 Vergr.: 8,5
Abb. 2: Schale einer Bivalve Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b89 Vergr.: 8,5
Abb. 3: Pachyodontenschale, gut erhalten. Schön zu sehen sind die verschiedenen Lagen, besonders die Kreuzlamellenschicht. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b80 Vergr.: 8,5
Abb. 4: Teil einer Pachyodontenschale, die fortgeschritten vergammelt ist. Solche Schalenstücke wurden häufiger gefunden, deuten sie doch hin, eingetragen und nicht in situ eingebettet worden zu sein. Blid-Formation, Coposeni-Serie Probe b36 Vergr.: 8,5
Abb. 5: Solitärkoralle, an welcher gut die Septen zu sehen sind. Der Innenraum ist mikritsch verfullt. Vârciorog-Formation Probe a57 Vergr.: 8,5
Abb. 6: Schwamm, daneben Lithoklast (micritic envelope) und Bruckstuck einer unbestimmten Alge Ecleja-Formation, V Bobdei-Serie Probe a9i Vergr.: 17
Abb. 7: Schwamm Vârciorog-Formation Probe a52 Vergr.: 8,5
Abb. 8: Unbekannte Struktur Vârciorog-Formation Probe a58
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tafel XIII:
Oben: Fenestrale Stukturen mit distorted ooids. Auffällig ist die gradierte Größe der Ooide, die vom Mikrit zum sparitisch verfullten Hohlraum zunimmt. Der Schliff erfolgte senkrecht zur Einengungsrichtung. Bild-Formation, Coposeni-Serie Probe b63 Vergr.: 13
Mitte: Gradierte distorted ooids. Vermutlich haben alle Ooide nicht den gleichen Einengungbetrag. Am rechten Bildrand sind einige größere Exemplare mit rundlicherer Form zu sehen. Die Kluft in der unteren Bildhälfte durchschlägt die Ooide, ist also postdiagenetisch. Blid-Formation, Coposeni-Folge Probe b63 Vergr.: 52
Unten: Der untere Horizont der Probe ist rein mikritisch (Mudstone) ausgebildet. Eine Diskontinuitätsfläche aus zwei Scharen von Klüften trennt diesen Teil vom Peloid- Grainstone ab. Blid-Formation, Coposeni-Folge Probe b 63 Verg.: 13 Xin
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[...]
- Arbeit zitieren
- Christian Hiller (Autor:in), 1999, Stratigraphie und fazielle Entwicklung der Unterkreide im Pǎdurea Crailului-Massiv der Apuseni-Berge, Transsylvanien, Rumänien, München, GRIN Verlag, https://www.grin.com/document/941357
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