HN RER Alu Ei] FE HRS HH Ina Br er) TRRaHIVaE FRE At aan TS KH , nen nase NEW Nez: Nuir) 134 au ER DRS Nuke KERNE, A er BR ER ER ein han HERR KON? B } Ne A Kim he ah Anal Mental UN AA u. TEITEYu re ch KRCHENCEL EEE nn MN Per et DS RER BT HANT EHEN KENT NNEN Yen an HE ERW A eh, Ka wenfn rhowann a, Pe Pre alu, Va Ban tcineaonı EIPPRENE Aare nn ware: m FE NEN RER RA Sim agan KEREENE NR TER re BEN LEI N TE TER ne rer ach} ya NE AS N. aaa, DR TR RR Ay hal Ieraeac! GRARTES ENT ENGE DOREEN ) ann nn, re rln Nennen RRUICHeN RR ENEN DREH GEN: FE ENTE a ee BORSSNN, ER RTLENRHE NT HOHRCHE NUN aaa am NE Rn A FERNER GELTEN Pe EAN NEUN mm almtnciea nanan, ee rend Dad) ir OTTO iu. [EL 5 Manu, ANLUN, aunancae nen cam “ un BORARTEPLIUNE BRAUT nes DEREN Range, aa ua um, nn SEN were ne nl" LITER EINE RE ER Et er Pr NETTES n KECROR a ren BR DEREN TED en, ET SYS LHRR en Shenehn. EI C ER) ae DRIN BEI Anhang En, oe LIT RE. ars Ser era z 1er MACHE} Pniag RN van, aeg ERDE w wen res Lo s rs pp} area wu 5 ” Br One “ Vor en wen sr BELA Brenn KLARE ERAE LUG Menu EN ETF tepasıe Fu N A ie tll Srlpme ee teen a iin r Dr ERS Ka De) ln TR ne vi uns hen N PER JE, n BEREIT TEE eye 1 A TRENN- 2 er z SHLIWS S3IMY4AI7T LIBRARIES SMITHSONIAN = & oO N 5 m 5; [2] > z SONIAN INSTITUTION z R= < N = SU (6) Rs N EN N = r (72) SHLIWNS S31UV4911 [73 MN w N _ N & \: vs: e u] 50NIAN 2 9,5 PB ed m (42) SHLIWS S31IYVY4Y917 NVINOSHLIWS INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWNS S3IYYY917 SMITHSONIAN NOILNLILSNI LIBRARIES INSTITUTION _ NOILNLILSNI LIBRARIES SONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI zZ MM: © 2 2 RS = 477° 4 [e) 2 SHLIWS S3I4UYA4HI1 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION SMITHSONIAN dikz, DH: SHLIWS S31UVY817 LIBRARIES NYINOSHLINS S314Y4Y917 NOILNALILSNI NOILNLILSNI INSTITUTION SMITHSONIAN Ei S313V4911 ( I ( u —— Ex ur - LE er INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS S3IUVYYSIT LIBR, INSTITUTION NVINOSHLINS. S31IUVMAII_LIBRARIES NVINOSHLINS S31IYV48917 z [42] = =: = < Sg = 3 z N 5 = EN TE oO’ T \\ E = E N = > = (77) = [77] ® SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNALILSNI = .n u (42) ©. D= x = < pn < kur) fe = x - e = = fe) E s JS =, —_ z NVINOSHLINS _S318VY4917 LIBRARIES N: = : {ee} N - ev) ni Bu) N = E.) = SEN N E > a N N > > = N N 7% ze rz PD 2 2 2 SMITHSONIAN INSTITUTION NOIANALILSNI wn 7 . 1%) 2 zn 2 4 z z & 5 N N 5 [e) a TAN z E 8 \ 3 > s N >: = [7] en = NYINOSHLINS S314UY4YgaI7 LIBRARIES NOILNLILSNI INSTITUTION LIBRARIES SMITHSONIAN SONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI 177} N = N we N x N @ = me D, 5 WE WE DR ü m [47] SHLIWS S31uvaa17 4 = aB [43 fe) zZ 2. 2 INSTITUTION SMITHSONIAN LIBRARIES RN SONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI SAD N NLILSNI ‚rır 5 ION ® | 3: Ss WAND ZARIES NYINOSHLINS » S31IYVYY9II_LIBRARIES SMITHSONIAN NYINOSHLIWS NVINOSHLIWS NLILSNI SJ3ISVY811” LIBRARIES RARIES SMITHSONIAN NOILNLILSNI NVINOSHLIWS INSTITUTION NOILNLILSNI INSTITUTION NOILNLILSNI INSTITUTION NVINOSHLINS S31IUVYUAII_LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI LIBRARIES SMITHSONIAN ? 7 NVINOSHLINS S31Y4V4911 z I je) fe = >.) = = 5% jEeR z 2 INSTITUTION ., zn. z DIN 4 N io N, EI 2 => .tB [77] . ee NVINOSHLIWS, S31UVYaI1_ N = = N [04 N Q = = NE) z SMITHSONIAN, INSTITUTION _NOILN 7, © > IE S » z 1 a — 7) 7) zZ NVINOSHLINS, S31UV3817 LIBR/ SMITHSONIAN NVINOSHLIW SMITHSONIAN INSTITUTION NOI1N G FR 07 N N NOILNLILSNI LIBRARIES NVINOSHLINS S31IUYYAIT LIBR Pin, Er INSTITUTION SMITHSONIAN INSTITUTION NYINOSHLINS S314VY4Y811 SMITHSONIAN 24 NVINOSHLINS S31UVY8171 LIBR (77) = [7,) = [79] rn RER fen 2= = a N 5 2 = S N = S —z oO = [eo] A 2 ® er! = S314Y49171 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILf = 5 2 5 [00] _ 0, je} — Er II E 3 z FR: = ” MH: = m on’ j m o o = 17) = INSTITUTION NOILNLILSNI NYVINOSHLIWNS S3IYUVYY917 2 [42] 2: [2] F 2: = < Z z N er) == 4 z En 2 © SE [o} ö ‘2 8 2 N E = E 3 = 3 = NALILSNI TR 3 yash\ ARIES LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOIiN N EN NLILSNI SUN WET RARIES lt a ae A en = m. c ——ı m —; E MITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS S31IUVYYAIT LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NC (m z = [7 zZ [a z m S =) o O .® S >.) ler Fr >) = >) > z - > 3 = > 2 ( _ = H = = = N 5 = 2 2 2 iR 2 JINOSHLINS S31UVYAIT LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS S31IUYYAI_ LI NVINOSHLIWS S31YV49171 [42] = SE = N z = z = < S ZN, zZ = = er 2 I. SIUN (e) 7 [e) IE OÖ: a: N 2 2: 2 3 os = E N = = E z = > = = > = > = z [77) > 177) kn z [75) 2 [77) NTHSONIAN_ INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLIWS S31ISVYAI7 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION Nc z Wu 2 SE, = z “ z . os = Nr . = rS = = < 4 IN < =) <; = < = 2 S DaN x = [14 = 3. = {es} —_ fe} _ {00} — a FE (®} —_ [®) = [®) = (©) = z | 2 b | zZ = = — IINOSHLIWS S3IUVYYHI1 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS S31IUVYSIT L 5 s = 5 & z zus & = N — fen) = GE, {0 ) = [es] — o N = E) 5 In E) E E) N = E) N E = = Ed? 2 E zZ 08 5 = \ > 5 > se = ai =; S NND 2 5 2 m 2 = SD 2 = == =—_ = —_ [4>) AITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NYINOSHLINS S319YY4g17 _LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION N« zZ ix 1%] zZ 142] = a er] = x [7,) u = < = ze = Ze zZ X = = = z x = s N = n = - : = N: De N [77] 2] 2 2] Q 2) S IR [7 — x N >) we [®) an [®) 32 IN N 0 ESS 2 E z = = EN =, ee 3 3 > ee /INOSHLIWS S31UVYAIT LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_ NVINOSHLIWS S31UVYAIT L 2 2 2 3 a DEN. 5 ST = < | < = NN < = < S x S = S RS = S\ = (6) a: [e) & [e) In a o =) = 2 zZ =) = | 7 VITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NYVINOSHLINS S3IUVMAIT LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION Ni = z r z = = = = :@ = en =) S en =) > 5 = 5 > 5 ‘2 E 3 E =, = = => 3 = = - 2 E 2 = = E m z # re 7 z D z VINOSHLINS S31IUVUAII_LIBRARIES SMITHSONIAN NOILNLILSNI NVINOSHLINS S3IUVYAII L (72) 2 ER 7) z 2) = o = < zZ & = < z .< < „Z 3 = N S z =) z =\ ‘zZ zZ E N = = zZ E zZ = > ' = > = > MITHSONIAN _ INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLINS S31UVYAIT_LIBRARIES SMITHSONIAN _ INSTITUTION N = a [77] = {75} > 3 © N 3 2 3 5 = = = IN = e = =) = < 4 \ a < — <<} I < = B EN E e 2 e B = m _ \ m — m = m E jo} _ oO e [©] = / [®] = z = zZ 2 _) zZ =; = es VINOSHLIWNS S31IUVY4AI1 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLIWS _S31IUVYAIT L . = Urs Pr FE = Um > zZ [gm ° = ° ce = = © 5 2 = $ Hy, > E 5 2 m > = PRE = = > = a SER ale = = D 2 m an m m 2 m = o z 7) z = 7) NVINOSHLINS S31I4VYYg17 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION N NVINOSHLIWNS S31YY4ä&l z 2) zZ (0) re zZ 2) < Ss x = = = = z 4 z 4 = z N er) [e) SE ; © ER [e) e) N se 17) oO [7] [72 2) 7) & N © = © T [e) za: ET UNO © E = E zZ = N EV = = = > ZEHN, = Se. 05 o zZ [7 zZ (7) * (7) 35 z LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLINS S3IYUYYAIT L 5 == a 1 3 (02) = ° (92) = w n RUND, 2 GR on ARNO n [7) u 7) = S, > = —_ S, 9, => — =E —_ < IE DES NE = = E u ce \ä 3: < Li" co \e 39] < & = eu Dr 1 un u h ee ME = Ko fi ihr ı Mi Ü { NL il I u } ü A! 2 5 ee rn . m u u 5 I ann m Man | | Ai Da Eee) \\ ID er Bin Pr en 2 , Bi | PL Kurz i a n u F | A 2 g2a- N as Z/itteliana Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie 10 2. SYMPOSIUM KREIDE München 1982 si er MÜNCHEN 1983 SEP 1719897: } f ISSN 0373-9627 München, 1. Juli 1983 Zitteliana Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie 10 2.SYMPOSIUM KREIDE MÜNCHEN 1982 MÜNCHEN 1983 | Zitreliana | 10 | 2. Symposium Kreide München, 1. Juli 1983 ISSN 0373-9627 Gedruckt mit Unterstützung der Deutschen Forschungsgemeinschaft und der Alexander von Humboldt-Stiftung Herausgegeben von Prof. Dr. Dietrich Herm, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie, München Redaktion: Dr. Peter Wellnhofer, Dr. Harald Immel, Dr. Reinhard Förster ISSN 0373-9627 Gesamtherstellung: Druck- und Verlagsanstalt Gebr. Geiselberger, Altötting VORWORT DES HERAUSGEBERS Vom 1.-7. Juni 1982 fand in München unter starker inter- nationaler Beteiligung das 2. Symposium Kreide statt. Die Kreide-Subkommission der Stratigraphischen Kommission der BRD hatte hierzu eingeladen. In den vier Jahren seit dem 1. Symposium Deutsche Kreide in Münster 1978 wurden zahlreiche Arbeiten abgeschlossen, neue Projekte wurden begonnen und die internationale Kor- relationsforschung hat in zahlreichen Arbeitsgruppen wich- tige Fortschritte erzielt. Während in Münster bereits besonderes Gewicht auf die Korrelation zwischen Boreal und Tethys innerhalb Mitteleu- ropas gelegt wurde, sollte nun noch weiter ausgegriffen wer- den und der gesamte europäische Tethysraum vom Kaukasus bis Iberien mit erfaßt werden sowie der Anschluß an die Süd- tethys in Nordafrika gesucht werden. Es war beabsichtigt, durch Referate und Diskussionsrun- den die multistratigraphische Korrelation voranzutreiben, um mit verschiedenen Fossilgruppen eine noch feinere bio- stratigraphische Zonierung zu erreichen und die Ost-West- Korrelation zu perfektionieren sowie die bestehenden Pro- bleme in der Nord-Süd-Korrelation zu überwinden. Der Behandlung paläo-geographischer Entwicklung ein- zelner Gebiete unter Einschluß des Paläoklima wurde breiter Raum geboten. (Vergl.: Abstracts, 2. Symposium Kreide München 1982. -96 S., Institut für Paläontologie und histori- sche Geologie, München). Es war uns eine Freude, einer großen Zahl von Kollegen auf vier je zweitägigen Exkursionen die Entwicklung der nord- bayerischen Kreide und der Kreide der Nördlichen Kalkalpen und ihres Vorlandes in ausgewählten Profilen zeigen zu kön- nen. (Vergl.: Exkursionsführer, 2. Symposium Kreide, Mün- chen, 1982. -292 S., 78 Abb., Institut für Paläontologie und historische Geologie, München). Dem Beispiel des 1. Symposium Münster 1978 folgend, die wissenschaftlichen Beiträge in einem Sammelband herauszu- geben (WıEDMAnN, J. [Herausgeber], 1979: Aspekte der Kreide Europas. — Intern. Union Geol. Sciences, Ser. A, 6, 680 S., 182 Abb., 43 Tab., 33 Taf., [Schweizerbart] Stutt- gart), sollen auch diesmal die Beiträge in einem Symposiums- band vorgelegt werden. Die Fülle und das breite Spektrum der dargebotenen The- men macht eine Gliederung notwendig. Die erste Gruppierung mit 21 Artikeln ist regional abge- grenzten Gebieten gewidmet, in denen die paläogeographi- schen Konstellationen und die geodynamischen Entwicklun- gen aufgezeigt werden. Es beginnt im hohen Norden mit Nordgrönland, bringt Beispiele aus Mittel- sowie West- und Osteuropa, es folgen die Nordalpen, die Karpaten und die Dinariden. Darstellungen von Kreide-Entwicklungen aus dem iberischen Bereich und dem tethysbeeinflußten Nord- afrika sowie aus der Kreide Brasiliens schließen sich an. Eine 2. Reihe mit 15 Beiträgen beschäftigt sich mit der ver- gleichenden Paläobiogeographie, wobei besonders die Kli- maentwicklung in der Kreide herausgearbeitet wurde. Ein wichtiger Schwerpunkt des Symposiums war die Dis- kussion der biostratigraphischen Korrelation; hierzu konnten bedeutende neue Ergebnisse, insbesondere aus der multistra- tigraphischen Forschung in 20 Artikeln vorgelegt werden. Fast alle Stufen der Kreide vom Berrias bis zu Kreide/Ter- tär-Grenze werden behandelt. Ergebnisse aus der Arbeit ei- nıger Kommissionen werden vorgestellt. Besonderer Wert wurde auf synoptische Darstellungen gelegt, um weitrei- chende mehrere Faunenprovinzen überspannende Korrela- tionen aufzuzeigen. Schließlich behandeln 6 Artikel taxonomische und phylo- genetische Probleme stratigraphisch wichtiger Fossilgrup- pen. Naturgemäß ist die Ausgestaltung der Beiträge sehr unter- schiedlich; manche lassen noch den Stil eines Referates erken- nen, kurze Mitteilungen wechseln mit längeren Abhandlun- gen. Es wird so die ganze schillernde Vielfalt eines solchen in- ternationalen Symposiums spürbar. Die Manuskripte wurden redaktionell nur wenig überarbeitet. Die Autoren sind nicht nur für den Inhalt, sondern auch für Stil und Ausstattung ih- rer Artikel verantwortlich. Wir hoffen, daß die gesammelten Beiträge einen reprä- sentativen Ausschnitt aus der modernen Kreideforschung darstellen und zur verstärkten internationalen Zusammenar- beit anregen. Möge dieser Band eine Art Nachschlagewerk sein. Er bietet Informationen über paläogeographische-geo- dynamische Entwicklungen in der Zeit des Umbruchs vom Mesozoikum zur Neuzeit aus den Aufbruchszonen des At- lantiks und aus alpidischen Bereichen. Weitreichende biostra- tigraphische Korrelationen werden dargestellt und Differen- zierungen im paläobiogeographischen Bild erörtert. Mein herzlicher Dank gilt den Kollegen Dr. R. FORSTER, Dr. H. Immer und Dr. P. WELLNHOFER für die redaktionelle Arbeit. Die Drucklegung dieses Bandes wurde ermöglicht durch finanzielle Zuwendungen der Deutschen Forschungsgemein- schaft, des Bayerischen Staatsministeriums für Unterricht und Kultus und der Alexander von Humboldt-Stiftung. Hierfür sind wir zu großem Dank verpflichtet. München, Dezember 1982 Dietrich Herm Vorsitzender der Kreide-Subkommission der stratigraphischen Kommission der BRD REGIONALE BEITRÄGE ZUR PALÄOGEOGRAPHIE UND GEODYNAMIK BirRKELUND, T. & HAxkansson, E.: The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and biogeographi- Eal,analysısı =... Kdaıne walserlten en nern 7 MORTIMORE, R. N.: The stratigraphy and sedimentation ofthe Turonian-Campanian in the Southern Province ofEngland »u.....n.00 2a aan aeaen eo nee mer 27, Hıss, M.: Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und Möhneseen... 20 een enelen velerenen ern neleiere 43 MAREK, $.: Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen in’Polen. iesizansernendeieheibnneneien mager ee aa 55 MARcINowsKI, R. & Rapwanskı, A.: The Mid-Creta- ceous transgression onto the Central Polish Uplands (marginal partof the Central European Basin) ... 65 Pozaryska, K. & Wirwicka, E.: Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in CentralPoland ........ 97 Naıpın, D. P.: Late Cretaceous transgressions and re- gressions onthe Russian Platform ............ 107 Yang HEnG-Ren, Tang Tian-Fu, LAn Xıu, Hu Lan- Ymc, Yu Cons-Liüv, ZHuanG Yı-Yong, ZHONG SHI- Lan & Weı Jms-Minc: A preliminary study of the Upper Cretaceous ofthe Western Tarım Basin (South Xinjiang, China) with special reference to its trans- FTESHIONS na Heiner anne A ae Die 115 FORSTER, R., MEvEr, R. & Rısch H.: Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mer- geln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) ... 123 RıscH, H.: Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreiden 2. seele Bene ee 143 Gaurr, R.: Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb, NördlicheKalkalpen) Wa... u. ae een 155 Sara], J. & Besan, A.: Senonian to Paleogene palaeo- geographic and tectonic development of the Myjavskä Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslo- vaka)ı f. erelsarelesaerereie ie ea eerere 173 CzasaLAv, L.: Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete ............... 183 Pıenıcar, M. & Premru, U.: Die Entwicklung der Krei- deschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) .... 191 Pavıovec, R. & Prenıcar, M.: Der ältere Teil der Li- burnischen Formation inden NW-Dinariden .. 195 TIiSLJaR, J., VELIC, I. & Sokac, B.: Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste ............... 201 WIEDMANN, J., REITNER, J., ENGESER, T. & SCHWENTKE, W.: Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzge- schichte des baskokantabrischen Kontinentalrandes während Kreide und Alttertiär ............... 207 INHALT Vıras, L., ALonso, A., Arıas, C., GarcIa, A., Mas, ]. R., Rıncon, R. & MELENDEZ, N.: The Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges (Spain) ...... 245 BUROLLET, P. F., MEmMI, L. & M’RasET, A.: Le Cretace inferieur de Tunisie - Apergu stratigraphique et sedi- mentologique.ter nrne era 255 Asumus, H. E.& Camros, D. A.: Stratigraphic division of the Brazilian continental margin and its paleogeogra- Phiessienificance 2 een en ee 265 Brıto, I.M. & Camros, D. A.: The Brazilian Cretaceous BE RE VEIEBER RENNER Hr IETPEENER BE RERERFPFLERFICHFAERERF PER ERSILSTRE 277 FAUNENVERGESELLSCHAFTUNGEN, PALAÄOBIOGEOGRAPHIE, KLIMAZEUGEN Kerry, S.R. A.: Boreal influence on English Ryazanian Bivalves: unse name nase Renee er 285 MUTTERLOSE, J., SCHMID, F. & SPAETH, Chr.: Zur Paläo- biogeographie von Belemniten der Unter-Kreide in NW-Europa neuen een 293 PoIGNnanT, A.-F.: Les Algues cretacees (Barremien A GOnIacien)I nee ee ee 309 DAmoTTE, R.: Les Östracodes du Cenomanien et du Tu- ronien des regions stratotypiques. Relations avec les falınessmesogeennes, „u. ren 313 Voıist, E.: Zur Biogeographie der europäischen Ober- kreide-BryyoZoenfaiuna. ass era nnegeuenenstehsusginetege 317 SLaDEn, C. P.: Trends in Early Cretaceous clay minera- logy. in NW Europe . .un. am. ae ae 349 Kemper, E.: Über Kalt- und Warmzeiten der Unter- Kreide ne EN 359 Kemper, E. & Weiss, W.: Synchrone Kaltwasser-Abla- gerungen: Die Grenzschichten Cenoman-Turon in Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg (Süd- deutschland) eo a0 371 Korerichvini, E. V.: Sur la paleozoog£ographie des bas- sinseocretacesdwCaucaser ...n..n 0 2 een 37582 AKIMETZ, V. $., BENJAMmovskv, V. N., KoraevicH, L. F. & Naipın, D. P.: The Campanian of the European palaeobiogeographical region ................ 387 Lin Qı-Bin: Cretaceous succession of insect assemblages inChinav nannte gersee dleatneirgistelerstebtete 393 YE CHhun-Hui: Non-marine Ostracod biogeographical regions ofthe early CretaceousinChina ....... 395 CRAME, J. A.: Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy ORAÄNLALCEICaN ee 399 Thomson, M. R. A.: “European” ammonites in the Lo- wer Cretaceous of Antarctica .........22.2.2.2.. 407 Kımeer, H. C. & WIEDMAnN, J.: Palaeobiogeographic affinities of Upper Cretaceous ammonites of Northern@ermany sem seen 413 BIOSTRATIGRAPHIE UND KORRELATIONSPRO- BLEME Zeıss, A.: Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Ti- thon/Berrias/Wolga/Portland in Eurasien und Ame- rika. Ein Beitrag zur Klärung der weltweiten Korrela- tion der Jura-/Kreide-Grenzschichten im marinen RI RE RER N 427 SAsSONOVA, I. G. & Sasonov, N. T.: The Berriasian of the IEUropeanIneal IT ee 439 HOEDEMAKER, P. J.: Reconsideration of the stratigra- phic position of the boundary between the Berriasian and the Nemausian (= Valanginian sensu stricto) 447 GoRBACHIK, T. N. & Kuznersova, K. I.: Jurassic and Early Cretaceous planktonic foraminifera (Favuselli- dae). Stratigraphy and paleobiogeography ..... 459 VaSsiCER, Z., MICHALIK, J. & Borza, K.: To the “Neo- comian” biostratigraphy in the Krizna-Nappe of the Strazovsk& Vrehy Mountains (Northwestern Central Carpathians)e. Base near ee 467 VELIC, I. & Sokac, B.: Stratigraphy of the Lower Creta- ceous index fossils in the Karst Dinarides (Yugoslavia) re ee ee ee heiten 485 Rawson, P. F.: The Valanginian to Aptian stages — cur- rent definitions and outstanding problems ..... 493 KakaBADZE, M. V.: On the Hauterivian-Barremian cor- relation between the South of the USSR and certain Southernand Northern regions ofEurope ..... 501 Avram, E.: Barremian ammonite zonation in the Carpa- aa a A ee 509 MOöRrTER, A. A. & Woop, C. J.: The biostratigraphy of Upper Albian - Lower Cenomanian Aucellina in Eu- ROD® 0000080 0000u0000000.00089080000000000 515 ERNST, G., SCHMID, F. & SEIBERTZ, E.: Event-Stratigra- phie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland 6.9,6.0, of NR 531 WEIDICH, K. F., SCHwERD, K. & Immer, H.: Das Helve- tikum-Profil im Steinbruch ‚‚An der Schanz“ bei Burgberg/Allgäu. Lithologie, Stratigraphie und Ma- krofaunat a ae ee 555 Peryt, D.: Planktonic foraminiferal zonation of Mid- Cretaceous of the Annopol Anticline (Central-Po- a ee lenken. 575 Ropaszynskı, F.: Conclusions to the Colloquium on the Turonian stage: Integrated biostratigraphic charts and faciesmaps (France and adjacent areas) ........ 585 SALAJ, J. & GasPparıKkova, V.: Turonian and Coniacıan microbiostratigraphy of the Tethys regions on the ba- sısofforaminiferaandnannofossils ........... 595 BELLIER, J.-P., Caron, M., Donze, P., Herm, D., Maa- MOURI, A.-L. & Sara], J.: Le Campanien sommital et le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septen- trionale): zonation sur la base des Foraminiferes Planetoniquesı 2 een ae 609 Hacn, H. & Herm, D.: Die Foraminiferen der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayenn)te ne 613 Crper, P.: Kalzitisches Nannoplankton der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf: (Oberbayern) rer 637 SCHULZ, M.-G. & ScHMiD, F.: Die Belemniten der Inoce- ramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigraphische Bedeutung nebevereetegeferersyerayetekoschesene el ekakefkatefeheretekna tie 653 LAMOLDA, M. A., ORUE-ETXEBARRIA, X. & PrOTo-Decr- MA, F.: The Cretaceous-Tertiary boundary in Sope- lana (Biscay, Basque Country) ......2222220.. 663 PALÄONTOLOGIE: TAXONOMIE UND PHYLO- GENIE Caron, M.: La speciation chez les Foraminiferes planc- tiques: une reponse adaptee aux contraintes de l’envi- KO RLEREERE 0.0.0:0.0.0.0.0.0.0.0 0.09 0.8.0.0.0.0.00.00.0.0000.0% 671 Caron, M.: Taxonomie et phylogenie de la famille des Globotruncanidaerr ee 677 Rosaszynskı, F.: Project of an atlas of Late Cretaceous Globotruncanids. (Results of the European Wor- king-Group on planktonic foraminifera) ...... 683 DHonprt, A. V.: Campanian and Maastrichtian Inoce- tamids-HATeviewi ernennen 689 Kvanrtauıanı, I. V.: On the systematic position of the Early Cretaceous Mathoceratinae Casey (Ammonoi- NER 703 Schulz, M.-G.: Die Echinodermen der Inoceramen- Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter- Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Ober- bayern) ee ee 715 VERZEICHNIS DER AUTOREN ALONSOSA. aucıaleleiele sn eneuenane ansan mer alerenerareneren ne ere ee 245 ARIMETZINV.IS.. er alaeneee tdeeelahereeere Ka ler ekerekekerete 387 ARTRS HG ne ee aeheneee e eler ee seelerensarnshe ehe 245 IASMUSS EIS BR esta a aaa 8.skeherie mrreunte wine eheheserehn earsetehaere 265 VRR ee ee Ares teife 509 BEGAN; Aus aa a aa aa aaa sr won ernennen De anne 173 BELWIER, EB ee sat eg oryereraperatsteh sage 609 BENTAMOVSKT VEN aaa arnansse.e. rear ee eneree eeere 387 BIRKELUNDSSTe ne sea resorts een een 7 BORZASJKEn een etel a arararane elaHep age keharan «aaa age eneiare 467 BRTTOTN T eerstemsihei 27.7. BeROrEEI ne 255 CANON ae 265,277 GARONZM u unseren are. aa een 609, 671,677 ee 637 ERAME}. |]. Auyesaretasenacanasaraneaeheternteneraarenetn ea ara sianarare 399 EIABADAY Sa a ernennt ae ae ee na ee pre 183 DDAMOTTE, Rs denn anenrneeteneretähere ke ee 313 DHONDRHÄRN.G wa Sara hear Defense wassneete Ya Care 689 DONZENE,, ae ne ee 609 ENGESER An eltern rettete 207 BRNSWIG ee ee 531 FORSTERSR;, en. eien.nene.c Bene ee erneeen here 123 GARCTASAR, anal ce Sarauserauanzaenee eune are lnsnenarene east ee 245 EASPAÄRTKOV AS ee ee 595 RUPESIRE a ee N ansreeerere 155 GORBRCHIKS TS rast a ra Sea never ar ekeeneratarete 459 HAGEN, EL: sense ee netesnsefeine nee ne 613 TIARANSSONJE: aaa sonne sehen a arena Suse 7 EIERMT een 609, 613 EIISSYM ne een ee ee 43 FIOEDEMAERER, DJ, sense need ae 447 EIUHTANZYING aa nase een ee an 115 IMMER le. esavasanatann enaraaan antenne ge. Orausran arena derer 555 KARABADZE, MV. see oa een ee nd een 501 REITS ERS SAN Bere nee ee ee 285 CE MPER SE a N az IKTINGER ETAGE re re rs ee 413 KOBABNICH SLR een was ebene re reraereeeen 387 IKOTERICHVIERJE Vie ee eh 375 KUZNETSOVA, RI essen ee aarere nee ee fe 459 RVANTADIANIL..VA, onseretseensee ee arena ana sense ya 703 EAMOLDAAM Ar een neue tee ee re 663 TAN SRIUE ee rn nee ee ren 115 LINORBINSE ee eltern elektr 393 IMAAMOURTS ARSTER irren auslesen Annette nensio shersehewer zer 609 MARSINOWSKIRR ee ee 65 IARER Sa Ne ren 55 MASS ER nase ee einer 245 MERENDEZIN Sr ser rear 245 IMEMMIRTR ee ee ee, 255 MEYERS Ryan Dre ae ee 123 MICHAEL, |: ee een ee een 467 MORTERSA een re ee 515 MORTIMORE IR Nee ee 27 MUTTEREOSE,.J. 2 220.000 en ne agree anne er gene 293 INATDINSDD SDR Be le re 107,387 (ORWES EIEKEBARRTA Re 663 NE EN 195 PERYTS DS ee ee ee ee ee 575 PIENTCARA Ve 191,195 BOIGSNANTIA SB nee nee ee 309 POZARYSASR: nee seien 97 PREMRUSÜ), 120 nern en ne ee 191 PROTO-DESMASE, ass na re ee 663 RABETSA MEN. een ern een ee ee 255 RADWANSKL.A.. acc nenne ers einer nnerenenerere age 65 RAWSON DENE een san eran sn afeee: akerar teen nern 493 REITNER, |]. 2.8506: aan ernten we ee ereteheree 207 RINGONSR. ne seen nee 245 IRISCHEEHTN voereene eeer ee ee 123, 143 ROBASZUNSKIN A ee 585,683 SATEATSU] areas nenne nee rk een 173, 595, 609 SKSONOVI NA A ee 439 SASONOYASI. G., wreramsenesıe sfee ensure 439 SCHMIDE ES Asse. leere eek heche 293553151653 SCHWENIKE, Wu essen. ee 207 SCHWERDSK.. 40. nee ee 555 SCHURZS.MF-G. 2.5.2. 2er er nareteselee ee 653,715 SEIBERTZ,E as alas esnageee een ee 531 SEADENS CB. a een nenne entre eeke eg en er 349 SORKCH DES ren aa nern area ee a RER NT 201,485 SPARTE HT ee ER RE 293 TANG-HAN-EV. eat ee 115 TREMSON, MR. Wen 407 TISLJARS I], en ae ae ee 201 VASTCER Zi, va ers aeee ereeerree 467 VERIG, Isar 201,485 VIEASSE ee ee er 245 VOIcWE.e nee re 317 WELIINE-MING Msn ass. Buena sine anne er 115 WEDIEHNK-E 00000 een are 555 WEISS We aan ar ed eetenensansen agere reverse eng Sr 371 WIEDMANN; |]: een re ne ee 207, 413 WINWICKA, IE. au se 97 WOOD,Ce |: nee ee ee 515 YANGIIIENG-REN: ernennt ee 115 VEICHUN-HIUI. 0.2 er 395 NUIGONG-LIU Einerseits he 115 ZIEISSIUNN, dena chend: san are er 427 ZHANGNIEYONG. see 115 ZHONG.SHISLAN raye srakanstennse are ee ne ee 115 The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and biogeographical analysis By TOVE BIRKELUND & ECKART HÄKANSSON*) With 6 text figures and 3 plates INBSIRACT Mapping of the Wandel Sea Basın (81-84°N) has revealed an unusually complete Late Jurassic to Cretaceous sequence in the extreme Arctic. The Cretaceous part of the sequence in- cludes marine Ryazanian, Valanginian, Aptian, Albian, Tu- ronıan and Coniacıan deposits, as well as outliers of marine Santonian in amajor fault zone (the Harder Fjord Fault Zone) west of the main basin. Non-marine ?Hauterivian-Barremian and Late Cretaceous deposits are also present in addition to Late Cretaceous volcanics. An integrated dinoflagellate-ammonite-Buchia stratigra- phy of the Jurassic to Early Valanginian part of the sequence shows that the Early Cretaceous dinoflagellate assemblage appeared later in the Wandel Sea Basin than further south, and that a discrete “Jurassic” dinoflagellate assemblage existed for some time in the Early Cretaceous, unaffected by the general turnover at the Jurassic-Cretaceous boundary. Ammonite occurrences show interesting palaeobiogeogra- phical trends. Ryazanıan-Valanginian ammonite faunas (Bo- realites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieripty- chites) are Boreal and Sub-Boreal, related to forms primarily known from circum-arctic regions (Sverdrup Basin, Svalbard, Northern and Western Siberia), but they also have affinities to occurrences as far south as Transcaspia. The Early Albian contains a mixing of forms belonging to different faunal pro- vinces (e. g. Freboldiceras, Leymeriella, Arcthoplites), linking North Pacific, Atlantic, Boreal/Russian platform and Trans- caspian faunas nicely together. Endemic Turonian-Coniacian Scaphites faunas represent new forms related to European species. The Valanginian and Albian ammonites are briefly described and the Early Albian correlation of North Pacific and Boreal zonations is revised. A Late Cretaceous to Early Paleocene phase of movement has been verified by the setting of Late Cretaceous deposits in pull-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt and by pre Late Paleocene deformation of the deposits. This has an important bearing on the early evolution of the North Atlantic and Arctic Oceans. KURZFASSUNG Die geologische Kartierung des Wandel Sea Basın in Nord- grönland (81°-84°) lieferte eine ungewöhnliche vollständige Abfolge des oberen Jura und der Kreide mit marınen Ablage- rungen des Ryazan, Valangın, Apt, Alb, Turon und Coniac und in der Harder Fjord Störungs-Zone westlich des Haupt- beckens auch des Santon, sowie nicht-marine Serien des ?Hauterive-Barreme und einen oberkretazischen Vulkanıs- mus. Eine kombinierte Dinoflagellaten-Ammoniten-Buchia- Stratigraphie vom höheren Jura bis ins untere Valangiın zeigt, daß im Wandel-See-Becken die ersten Kreide-Dinoflagella- *) Institute of historical Geology and Palaeontology, Öster Voldga- de 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark. ten-Vergesellschaftungen später auftreten als weiter im Sü- den, und daß sich eine eigenständige ‚‚jurassische‘“ Dinofla- gellaten-Vergesellschaftung unbeeinflußt vom allgemeinen Umschwung an der Jura-Kreide-Grenze in die Unterkreide hinein fortsetzt. Bei den Ammoniten zeigen sich interessante paläobiogeo- graphische Tendenzen. Die Ryazan-Valangin Ammoniten- fauna (Borealites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieriptychites) sind boreal und subboreal mit engen Bezie- hungen zu Faunen anderer zirkumpazifischer Gebiete (Sver- drup Basin, Svalbard, Nord- und Westsibirien); aber sie ha- ben auch Ähnlichkeit mit südlichen Vorkommen wie z. B. vom Kaukasus. Das tiefere Alb enthält Mischfaunen ver- schiedener Faunenprovinzen (z. B. Freboldiceras, Leyme- riella, Arcthoplites) und zeigt Verbindungen zwischen dem Nordpazifik, dem Nordatlantik, der borealen russischen Plattform und dem transkaspischen Bereich auf. Endemische Scaphiten-Faunen des Turon und Coniac führen neue For- men mit Beziehungen zu europäischen Arten. Die Ammoni- ten des Valangin und des Alb werden kurz beschrieben und die Korrelation der Zonen des unteren Alb im nordpazifi- schen und im borealen Bereich wird revidiert. Es kann eine Phase spätkretazischer-frühpaläozäner Bewe- gungen nachgewiesen werden anhand von spätkretazischen Ablagerungen in Senkungsräumen des Wandel Hav Strike- Slip Mobile Belt und anhand einer prä-oberpaläozänen De- formation dieser Sedimente. Sie sind von großer Bedeutung für die frühe Entwicklung des Nordatlantıks und des arkti- schen Ozeans. 1. INTROBUGEION The geological history of the North Atlantic region for the period leading up to the separation of the Eurasian and North America/Greenland continents naturally should be based on as much information as possible from strata on both sides of the ocean. In the extreme north, the Wandel Sea Basin in North Greenland and Svalbard constitute a pair of depositio- nal centres, which were dissected and subsequently separated from each other by more than 500 km in connection with the complex movements along the Spitzbergen Fracture Zone and the generation of oceanic crust from the Nansen and Mohns Ridges (Fig. 1). Since actual separation along both the north- ern part of the Mohns Ridge and the “southern” part of the Nansen Ridge is documented by ocean crust formation at or somewhat prior to anomaly 24 time (Tarwanı & ELDHOLM 1977, Vogt et al. 1979), Cretaceous and Paleocene strata in particular are relevant in this context. Early Cretaceous sediments are abundantly preserved in both areas, whereas Late Cretaceous strata are completely ab- sent in theSvalbard archipelago (although recently encounter- ed in the Troms Basin just off the Norwegian north coast [NıLs FAGERLAND, pers. comm. 1982]). In the Wandel Sea Ba- sin, on the other hand, recent investigations have revealed the presence of substantial on-shore Late Cretaceous deposits (Hakansson et al. 1981b), and although work is still in prog- ress, a fairly complete biostratigraphic outline ofthe Cretace- ous has now been established here. North Greenland, therefore, should attain a central position in attempts to esta- blish a better understanding of the early phases in the forma- tion of both the Atlantic and Arctic Oceans. Ih. GEOLOGICATPFRAME The eastern part of North Greenland has undergone a long and complex structural history prior to the formation of the Atlantic and Arctic Oceans (HAKANssoN & PEDERSEN in press), resulting in a high degree of patchiness in the distribu- tion of most sediments in the Wandel Sea Basın. Cretaceous spmzBenseN deposits in particular display an extreme separation into small, structurally determined units (Fig. 2). However, wit- hin this erratic pattern the effect of two distinctly different geological regimes is apparant. == — —- zeit ——. ZONE — nr, 2 39014 SNHOW Fig. 1. Eastern North Greenland and adjacent parts of the North Atlantic and Arctic Oceans; main tectonophysic structures indicated. Early Cretaceous deposits, in general, are characterised by high sediment maturity reflecting deposition in a comparati- vely quiet period subsequent to the last pulse of the Late Pala- eozoic to Mesozoic episodes of transcurrent faulting (HA- KANSSON & PEDERSEN in press). In strong contrast to this pictu- re, Late Cretaceous sediments are mainly immature, rapidly accumulated infill in pull-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt which, furthermore, contain the only magmatic rocks known from the Wandel Sea Basin (HAKAns- soN & PEDERSEN in press). LATE JURASSIC - EARLY CRETACEOUS DEPOSITS Ladegärdsäen Formation (Fig. 2, locs 5 & 6). This formation is restricted to east Peary Land and has been consi- dered in some detail by HAkansson etal. (1981a), who presen- ted an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate stratigra- phy for the marine intervals. The formation records a Middle Oxfordian transgression, followed by gradually shallowing marine conditions which prevailed in Late Jurassic time and across the Jurassic Cretaceous boundary into the Early Va- langinian, terminated by pre-Aptian limnic deposits. Sedi- mentation in the Ladegärdsäen Formation amounted to a thickness of some 250 m. Kilen (Fig. 2, loc. 10). A parallel, apparently unrelated Late Jurassic — Early Cretaceous sequence, which has yet to be formally described, is located in part of the large semi-nu- natak Kilen (HAkansson etal. 1981b). The moderately folded sequence comprises some 900 m of marine sandy and silty se- diments from which scattered ammonite faunas have establis- hed the presence of Kimmeridgian, Volgian, Valanginian, and Middle Albian strata. Previous reports on the presence of Ba- thonian strata in Kilen (Greenarctic Consortium in Dawes 1976; Dawes & PEEL 1981) were based on erroneous determi- nation of these Middle Albian ammonites (see p. 13). The Kimmeridgian — Valanginian part of the sequence constitutes a mainly transgressive phase in which sediments accumulated ICE CAP BOUNDARY--—_ in amuddy, sheltered, coastal environment, whereas subse- quent sediments are dominated by shelf mud with increasing amounts of storm sand layers (HAkansson et al. 1981b). Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). Here, at a considerable distance from all other sediments of the Wandel Sea Basın, 85 m ofcoarse sandstones gradually giving way to mudstones have been preserved. The sediments apparently rest directly on Ordovician sediments. Very thin coal seams and root hori- zons together with the very low diversity assemblages of di- noflagellate cysts suggest a prevailing near-coastal and lagoo- nal, mainly restricted marine environment with associated protective bar systems (HAkansson etal. 1981b). The dinofla- gellate floras indicate an Aptian age for most of the sequence (Pıaseckı in HAkansson et al. 1981b); no macrofossils are known. East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). From a very restricted, fault-bound locality next to the Ladegärdsäen Formation, Rote (1981) recorded about 100 m of black mudstones with thin sandstones and shell conglomerates at the top of the se- quence. Dinoflagellates from the mudstones in general indi- cate Aptian ages (Pıaseckı in RoıL£ 1981), whereas ammonites from the top conglomerates are of early Albian ages. HAkans- son et al. (1981b) considered the sequence a deeper water, open marine equivalent to the Aptian nearshore sediments at Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). LATE CRETACEOUS DEPOSITS Kilen (Fig. 2, loc. 9). At least 550 m of fairly strongly folded organogenic shale and fine-grained sandstones with minor redeposited biogenic conglomerate sheets are located in the northern, downfaulted part of the semi-nunatak Kilen (HAxansson et al. 1981b). Marine faunas dominated by sca- phitids and inoceramids are frequent through most of the se- quence, whereas dinoflagellates have been severely altered due to significant thermal activity (HAKANssoN et al. in prep.). Fig. 2. Distribution of Cretaceous deposits in relation to the structural elements of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt in North Greenland. (NB: the distribution of outcrops shown by SOPER et al. (1982, fig. 2) is incorrect.) M.Y KAP CANNON THRUST ZONE 50 HARDER FJORD FAULT ZONE TROLLE LAND KRONPRINS CHRISTIAN FAULT SYSTEM LAND YPRESIAN THANETIAN MAASTRICHTIAN CAMPANIAN SANTONIAN CONIACIAN TURONIAN CENOMANIAN ALBIAN APTIAN 60 TERTIARY 70 80 90 100 CRETACEOUS BARREMIAN HAUTERIVIAN VALANGINIAN RYAZANIAN VOLGIAN KIMMERIDGIAN OXFORDIAN CALLOVIAN 130 Depositional boundary RR Continental volcanics GZ— Marine clastics 140 2,00°2%.°] Continental clastics dk, Palaeozoıc basement JURASSIC SET Inferred structural boundary/surface Ze>SS- Dated structural boundary/surface >435 m © © Fig. 3. Lithostratigraphy of Late Jurassic — Early Tertiary Strata in North Greenland. Encircled numbers refer to location in Fig. 2. Partly based on information from HAKANSSON & PEDERSEN (in press), HAKANSSON et al. (1981 b) and BATTEN et al. (1981). The depositional environment probably was a shallowing shelf, and the inoceramid fauna indicates the presence of Middle Turonian to very Early Coniacian strata (KAUFFMAN in HaAxansson et al. 1981b). Among stratigraphically important species should be mentioned /noceramus cuvieri, I. lamarcki and Platyceramus mantellı. Nakkehoved Formation (Fig. 2, loc. 8). A gently dı- sturbed sequence comprising at least 600 m of rapidly accu- mulated, monotonous, fine-grained greywackes is exposed in the complex of nunataks and semi-nunataks in northern Kronprins Christian Land (HAkansson et al. 1981b). A ma- rine bivalve fauna including posidoniid and trigoniid forms generally indicates a Late Cretaceous age of the sequence, but more precise age determinations are lacking so far. Low grade thermal metamorphism has caused pervasive recrystallisation as well as complete degradation of organic walled microfossils (HAKAnNSssoN et al. in prep.). Herlufsholm Strand Formation (Fig. 2, locs 3 & 4). Variously folded and thrusted, mainly fluvial sequences refer- red to the Herlufsholm Strand Formation occur in two sepa- rate areas (HAkansson 1979; HAKANSssoN et al. 1981b). At Herlufsholm Strand (Fig. 2, loc. 4) at least 435 m and at De- potbugt (Fig. 2, loc. 3) more than 500 m of sediments domi- nated by conglomerates, greywackes, and coaly shales with poorly preserved plant remains have been preserved. Only little direct evidence is at hand to document a Late Cretaceous age of the Herlufsholm Strand Formation. Palynomorphs have consistently been degraded beyond recognition, and only the presence of angiosperm wood gives an indication of the Late Cretaceous — Early Tertiary age suggested by TROEL- sen (1950) for the sequence at Herlufsholm Strand. However, an additional, isolated occurrence of organogenic shales very close to the Herlufsholm Strand Formation at Depotbugt contains a very restricted, possibly Early Tertiary palyno- morph assemblage (CroxTon et al. 1980). Since the thermal alteration of these shales is far less severe than recorded in the shales of the neighbouring Herlufsholm Strand Formation (Praseckı in HAKansson etal. 1981b), a Late Cretaceous age of this formation is substantiated. As discussed by HAkansson & PEDERSEN (in press), the tectonic disturbance of both Herlufs- holm Strand Formation sequences is consistent with the re- gional pattern of Late Cretaceous deformation in the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt. North-eastofFrigg Fjord (Fig. 2, loc. 2). Centrally ın the long-lived Harder Fjord Fault Zone, marine Late Creta- ceous sediments have been preserved in more or less vertical positions in afew small fault-bound wedges (HAKANssON et al. 1981b). The sediments are fine-grained and dominated by greywackes and feldspar rich sandstones, and they contain a sparse fauna of protobranch and inoceramid bivalves. A se- quence more than 400 m thick apparantly constitutes the most extensive interval preserved within a single wedge, and from this sequence the Late Santonıan Sphenoceramus pinni- formis has been identified (Kaurrman in HAkanssoN et al. 198 1b). Kap Washington Group (Fig. 2, loc. 1). More than 5 km of extrusive volcanics and subordinate continental cla- stics makes up the Kap Washington Group, which is known only from a number of thrust sheets in the Kap Cannon Thrust Zone on the north coast of Peary Land (Brown & PAr- sons 1981; BaTTen et al. 1981). The volcanic suite is peralka- line and include air-fall tuffs and breccias, as well as basaltic, trachytic and rhyolitic lavas (Brown & Parsons 1981; SOPER et al. 1982); little is known about the clastic constituents of the group. Inaddition to the Kap Washington Group volcanicity, northwest Peary Land is also the centre of an intense swarm of Cretaceous basaltic dykes (Dawzs & Sorer 1979; Hıcaıns et al. 1981). BATTEN et al. (1981) and Soper et al. (1982) adopted an age ofthe Kap Washington Group volcanicity at or just before the Cretaceous-Tertiary boundary, and Soper et al. (1982) refer the dyke swarm to a separate episode, entirely preceding the Kap Washington Group. However, as pointed out by HA- KANSSON & PEDERSEN (in press) these age indications are not fully substantiated. Thus, the basal, partly intervolcanic se- diments of the Kap Washington Group contain an angio- sperm flora of Cenomanian or later Cretaceous age (BATTEN et 11 al. 1981); palynomorphs approximately 3 km higher in the sequence indicate aCampanıan — Maastrichtian age (BATTEN et al. 1981; BATTEN in press); and, finally, whole rock Rb/Sr age determination of extrusives from the top of the group yields ages of 63-64 m. y. (LArsen et al. 1978; Larsen ın press). The available evidence, therefore, suggests a general Late Cretace- ous age for the Kap Washington Group with a termination of the volcanıcity approximately at the Cretaceous-Tertiary boundary. Furthermore, HAKANssoN & PEDERSEN (in press) argue against a clear distinction between the dyke-swarm and the extrusives of the Kap Washington Group and consider them intimately related and at least partly synchronous. IIl. AMMONITE STRATIGRAPHY Up to now, the age determinations of the Cretaceous depo- sits of North Greenland have been based on ammonites, dino- flagellates, Buchia and Inoceramus species, as well as pollen and leaves. In addition, Cretaceous radiometric ages have been obtained from a number of dykes and extrusive volca- nics. For the Jurassic to earliest Cretaceous part of the se- quence an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate strati- graphy has already been worked out (HäAkansson et al. 1981a), and studies of dinoflagellates and inoceramids from later parts of the sequence by $. Pıaseckı and E. KAUFFMAn, STAGES/SUBSTAGES| AMMONITE ZONATION | NORTH GREENLAND E. lautus MIDDLE ALBIAN E. loricatus H. dentatus D. mammillatum LOWER L. regularis ALBIAN HEEESEHEESSSHEEESSFEEEN PAIR L. tardefurcata EEE BE L. schrammeni P. michalsküi Ei HH LOWER E VALANGINIAN T. syzranicus N. klimovskiensis BEER B. mesezhnikowi S. analogus RYAZANIAN H. kochi C. sibiricus C. chetae UPPER VOLGIAN C. taimyrensis C. okensis Fig. 4. Upper Volgian - Lower Cretaceous ammonite zones in North Greenland. 12 respectively, are in progress. The hitherto undescribed Early Cretaceous ammonites have now been studied in detail and are presented here in the Appendix (p. 16). A short account of the ammonite stratigraphy of the Creta- ceous ın North Greenland is given below (fig. 4). RYAZANIAN Hectoroceras kochi Zone: The ammonite Borealıtes sp. aff. fedorovi Kıımova, 1969, and the Buchia species B. fischeria- na, B. unschensis, B. terebratuloides, B. okensis and B. vol- gensis characterize this zone (see HAkansson et al. 1981a). The genus Borealites appears in the C'hetaites sibiricus Zone of northern Siberia and becomes more diversified in the lower part of the H. kochi Zone according to Casey (1973). The specimens from North Greenland are closest to forms from northern and western Siberia from the H. kochı Zone. Among the Buchia species, B. okensis and B. volgensis are thought to appear at the base ofthe H. kochi Zone and only two of them, B. okensis and B. volgensis, occur above the H. kochi Zone to the top of the Ryazanian according to Zak- HAROV in HAKANSssoN et al. (1981a). Bojarkia mesezhnikowi Zone: Only Peregrinoceras sp. aff. albidum Casey, 1973, ıs known from this level (HAkans- son etal. 1981a). The genus Peregrinoceras appears late in the Ryazanıan and is not known from the Valanginian. P. albi- dum characterizes a zone at the top of the Ryazanian in eastern England (Casey, 1973) and P. aff. albidum Casey, 1973, has also been found in the top Ryazanıan of Kashpur (Casey, MESEZHNIKOV & SHULGINA, 1977). LOWER VALANGINIAN Neotollia klimovskiensis Zone: A few fragments of Neotol- lia sp. and a Buchia specimen, possibly B. keyserlingi, are known from this level (HAkansson et al. 1981a). Polyptychites michalskii Zone: The presence of this zone in the sequence of Kilen ıs verified by the find of a small, poorly preserved fauna of Polyptychites michalsku (BOGosLovsKY), P. middendorffi Pavıov, P. (Astieriptychites) sp. and inde- terminate fragments of ‚„‚Euryptychites“ (pl. 1). LOWER ALBIAN The early Lower Albian is here divided in three Zones: L. schrammeni Zone, L. tardefurcata Zoneand L. regularıs Zone in accordance with German usage. Leymeriella tardefurcata Zone: In eastern Peary Land Leymeriella trolleı n. sp. and Freboldiceras praesingulare n. sp. occur together a few metres below concretions containing Arcthoplites jachromensis (Nıkırın) and Anadesmoceras sp. The evolutionary stage of the Leymeriella species, being a progressive form ofthe L. schrammeni stock, seems to indi- cate that the assemblage belongs to the very base of the L. tardefurcata Zone or — possibly - the topmost part of the L. schrammeni Zone. Freboldiceras praesingulare n. sp. is very close to Freboldiceras singulare ImLay from southern Alaska. On the basis of morphology it is supposed to belong to a slightly earlier evolutionary stage than F. singulare (see p. 17). The early Lower Albian age of F. praesingulare n. sp. is well documented on the basis of its occurrence together with Leymeriella trollei n. sp. The Alaskan occurrences of Frebol- diceras singulare ImLay, on the other hand, belong to the so- called Brewericeras hulenense Zone of the North Pacific Pro- vince. Besides F. singulare and Brewericeras hulenense (An- DERSON), this zone also contains (according to JoNEs & Grantz 1967) e. g. Arcthoplites talkeetnanus (Imıav), Ana- gaudryceras sacya (FORBES), Grantziceras affıne (WHITEA- ves), G. glabrum (WHITEAVES), Parasilesites bullatus ImLav and Puzosia alaskana ImLay. It overlies the Moffites robustus Zone of early Albian age and is referred to late Early Albian by Jones & Grantz (1967). The close relations between Fre- boldiceras singulare and F. praesingulare n. sp., together with the occurrence of early forms of Arcthoplites in the Brewericeras hulenense Zone (see below), suggest an earlier Lower Albian age ofthe B. hulenense Zone than is generally supposed. A rich assemblage of Arcthoplites jachromensis (Nıkırın) and a single fragment of Anadesmoceras sp. occurs a few met- res above the Leymeriella — Freboldiceras assemblage. The exact age of Arcthoplites Jachromensis ıs not known, either in the type area on the Russian platform, or in other oc- currences in Svalbard and Arctic Canada. Nacy (1970) indica- tes a find of Brewericeras cf. hulenense (ANDERSON) together with A. jachromensis ın Svalbard, but the affinity of that Brewericeras specimen is very uncertain. The Svalbard Arc- thoplites faunas asa whole (A. birkenmajerı Nacy and A. ja- chromensis) can be dated to levels between the middle part of the Z. tardefurcata Zone s. |. and the upper part of the Dou- villeiceras mammillatum Zone according to Nacv (1970). Species intermediate between Freboldiceras and Arcthoplites (Freboldiceras remotum Nacy, Arcthoplites birkenmajeri Nagy) occur together with Zeymeriella germanica. In Arctic Canada JELETZKY & STELCK (1981) tentatively correlated Arc- thoplites bearing beds (e. g. containing A. jachromensis) with the upper part of the L. tardefurcata Zone s. |. and the D. mammillatum Zone of the Western European standard zonation. The rich Arcthoplites fauna from Mangyschlak, described by SaveLıev (1973), belongs to the /. tardefurcata Zone and does not penetrate into the Z. regularıs Zone. The Mangy- schlak fauna seems to be fairly closely related to Arcthoplites Jachromensis. Considering all these data, combined with stages of evolu- tion of the Freboldiceras - Arcthoplites stock of the faunas in question, it is concluded that the A. jachromensis fauna still belongs to the L. tardefurcata Zone and that characteristic Freboldiceras/Arcthoplites faunas from Alaska, Svalbard, North Greenland and Mangyschlak can be arranged tentati- vely in the following stratigraphie order: The genus Anadesmoceras appears in the L. tardefurcata Zone in Germany and is also known from the Z. tardefurcata Zone in Mangyschlak (SaveLıev, 1973). In England it appears in the equivalent Farnhanıa farnhanensis Subzone. Its single occurrence together with Arcthoplites jachromensis in North Greenland is thus in good accordance with the scheme above. L. regularıs no Arcthoplites Zone Arcthoplites spp. L. tardefurcata Zone L. schrammeni Zone MIDDLE ALBIAN Euhoplites lautus Zone: Two fragments, figured in Pl. 3, one a gastroplitid, the other an Anahoplites comparable to A. daviesi ornata SparH, 1924 are of particular interest be- cause the presence of Middle Jurassic (Bathonian) strata in Ki- len was postulated on the basis of these fragments (Greenarc- tic Consortium in Dawes, 1976; Dawes & Peer, 1981). Until now these fragments have been the only indication of the Middle Albian in North Greenland. (e. g. A. subjachromensis SAVELIEV) Arcthoplites Jachromensıis Freboldiceras remotum/ Arcthoplites birkenmajeri Freboldiceras singulare/ Arcthoplites talkeetnanus of the B. hulenese Zone Freboldiceras praesingulare 13 Mangyschlak N. Greenland/ Spitsbergen Svalbard Alaska N. Greenland MIDDLE TURONIAN - EARLY CONIACIAN In Kilen the lower 300 m of the Late Cretaceous sequence in particular has yielded a number of faunas containing rich assemblages of inoceramids and scaphites. On the basis of the inoceramids, E. Kaurrman has dated the deposits to Middle Turonian — Early Coniacian. The scaphites belong to an en- demic stock related to the Scaphites geinitzi group, and Otos- caphites spp. may also be present. These faunas will be descri- bed in detail elsewhere. IV. PALAEOBIOGEOGRAPHY RYAZANIAN The Ryazanian in North Greenland is dominated by Boreal and Sub-Boreal ammonites and Buchia species. The stage is further characterised by long-ranging species of dinoflagella- tes which are also present in Jurassic deposits below and be- long to an extreme northern flora (HAkansson et al. 1981a). The early Ryazanıan ammonite genus Borealites is known primarily from northern regions (the Sverdrup Basin, Sval- bard, Northern and Western Siberia), but has also been found in England. The late Ryazanıan genus Peregrinoceras, on the other hand, has up to now only been recorded from the Man- gyschlak Peninsula (Transcaspia), the Volga Region, and eastern England (Casey, 1973), and the occurrence in North Greenland is the first find of this genus in northern regions. Fig. 5. Distribution of the “borealis” and North Atlantic dinoflagellate assemblages in Late Jurassic - earliest Cretaceous time. 14 Allthe Ryazanıan Buchia species have a wide distribution in the Boreal realm from Arctic Canada to Svalbard and northern USSR. In addition, some are fairly common in the Sub-Boreal province (e. g. B. volgensis) and a few ofthem are even known from Alaska, British Columbia and California or have close allies in these areas (e. g. B. fischeriana and B. okensıis). The restricted distribution of the dinoflagellate assemblage of the Ryazanian constrasts with the macrofauna. The assem- blage belongs to an “extreme arctic” flora of long-ranging species which appeared in the late Oxfordian and continued into the Early Valanginıan. This “borealis assemblage” was recognized by BRIDEAUX & FisHER (1976) from Arctic Canada, extending from the McKenzie River delta to Ellef Ringness Is- land in the Sverdrup Basın. The assemblage further extends to East Greenland, where it is mixed with the widely distributed North Atlantic flora (Pıaseckı, 1980) (Fig. 5). VALANGINIAN The biogeographic pattern in the Neotollia klimovskiensis Zone of the Early Valanginian is more or less unchanged from the Ryazanıan. Poorly preserved Neotollia and ?Buchia key- serling:! both belong to the Boreal and Sub-Boreal province, while the dinoflagellates belong to the restricted extreme northern “borealis assemblage””. A few metres above the Neotollia level the dinoflagellate assemblage changes drastically: The “borealis assemblage” was replaced completely by typical Early Cretaceous forms known from the entire North Atlantic region, including NW Europe. As this flora is known from earlier deposits both in NW Europe and the Atlantic, the appearance in North Greenland must be explained by a delayed migration to the north caused for instance by suddenly improved physical connections or by a rise in temperature (HAkansson et al. 1981a). A similar invasion of southern forms apparently took place also in the Arctic Canada in the Valanginian (MCInTYyrE & BrıpEaux 1980). Ammonites from the Polyptychites michalskii Zone in Ki- len are completely identical with forms known from the Sver- drup Basın (pers. comm. E. Kemper, 1982) and from north- ern USSR (see e. g. Pavıov, 1914; BocosLovsky, 1902; Bopy- LEVSKY, 1960). This fauna has a restricted, high northern Bo- real distribution as distinct from “Polyptychites tscheka- nowski Beds” of Kemper & JeLerzky (1979), which in the Sverdrup Basin contains forms closely related to the NW German province (KEMPER, 1977; KEMPER & JELETZKY, 1979). It is not possible to tell if the dinoflagellate invasion from the south, mentioned above, is earlier or later than the P. mi- chalskii fauna, as no dinoflagellates are preserved in this part of the Wandel Sea Basin (cf. HAkansson et al. in prep.). LOWER ALBIAN The ammonite faunas of that time from North Greenland represent a mixture of forms belonging to different provinces and showing a fairly surprising, characteristic pattern of mi- gration routes. The composition of Lower Albian faunas from Svalbard (described by Nacy, 1970) and from East Greenland (summarized by Donovan, 1957) are similar ın a number of respects. Leymeriella: The early representatives are only known from Svalbard, North Greenland and NW Germany, but la- ter representatives are widely distributed in NW Europe and connected with occurrences in Transcaspia (see SAVELIEV, 1973) and Iran (see Seyen-Emanı, 1980) via a mid-European sea-way marked by occurrences of leymeriellids in Austria, Bulgaria, Rumania, southern Russia and Kaukasus, (OWEN, 1973, 1979; Sevep-Emanı, 1980). This distribution is nearly identical with the hoplitinid province of the Middle Albian. Freboldiceras ıs known from the American Northern Pacı- fic Province of Alaska, Arctic Canada, North Greenland and Svalbard. Other characteristic forms, first described from the Pacific province: Grantziceras, Brewericeras and Grycıa, are known as far as Arctic Canada, Svalbard and East Greenland (Brewericeras), but have not been found in North Greenland. LEYMERIELLA O As FREBOLDICERAS® >? ARCTHOPLITES # Fig. 6. Distribution of the Early Albian genera Leymeriella, Freboldiceras and Arcthoplites. Arcthoplites is known from the American Northern Pacific Province of Alaska (early forms), Arctic Canada, North and East Greenland and Svalbard, and further from the Russian Platform, Mangyschlak (Transcaspia) and Iran (see e. g. Nav, 1970; SavELIEv, 1973; SEYED-Emanı, 1980). The non- occurrence of Arcthoplites in western Europe, and the non- occurrence of Leymeriella in central Russia, taken together with the occurrence of both genera in two regions far apart: the high northern Atlantic region and Mangyschlak — Iran, indicates two different routes of distribution of these two ge- nera: An Atlantic — European sea-way for Leymeriella and a Russian-Arctic sea-way for Arcthoplites (omitted in Owen’s palaeobiogeographic maps from 1973 and 1979) (Fig. 6). It is difficultto explain this pattern satisfactorily, but itmay be mentioned that the distribution of Arcthoplites shows some similarity to the distributional pattern of Upper Volgian Craspedites. The home of Craspedites is the Russian Plat- form, but whereas the genus is apparently also widely distri- buted in northern Boreal regions (northern Siberia, Svalbard, North Greenland, Sverdrup Basın), it is never found ın we- stern Europe. The genus Leymeriella’s close connection with the Mid-European - Atlantic sea-way, and the lack of this ge- nus in circum-Arctic regions indicate that it does not belong to the Boreal stock, but is better regarded as a primarily Euro- pean form which migrated far to the north as did the hopliti- nids of the Middle Albian. On the basis of the distribution of glendonite, Kemper & Schaitz (1981) and Kemper (1982, herein) proposed the exi- stence of Lower Valanginian and Aptian-Albian glaciations. The strong circum-arctic provincialism still present in Early Valanginian time could be considered as support for this hy- pothesis, but this can hardly be justified, as a similar provin- 15 cialism is also seen in large parts of the Middle and Upper Ju- rassic. Furthermore, also the wide distribution of the Early Albıan ammonites occurring in North Greenland is hardly compatible with Kemper’s hypothesis. MIDDLE ALBIAN The occurrence of agastroplitid ammoniteand Anahoplites cf. daviesi ornata Spark in North Greenland is complemen- tary to occurrences of earlier Middle Albian and basal Upper Albian in East Greenland (Donovan 1957) and Svalbard (Nacy 1970), belonging to the northern part of the Middle Albian hoplitinid province, described by Owen (1979). LATE CRETACEOUS The fairly sporadic macrofauna from the series of local pull-apart basins developed across North Greenland through the Late Cretaceous is characterised by the occurrence of wi- despread Boreal inoceramids through the Turonian - Santo- nian interval. On the other hand, a comparison of the Middle Turonian — Early Coniacian scaphites with faunas of similar age from North America and Europe seems to show that most of the North Greenland scaphites belong to an endemic stock related, most likely, to the European Scaphites geinitzi group. Considering the general provincialism characterising the Late Cretaceous scaphites this result is not in any way sur- prising. Rare, poorly preserved scaphites from East Green- land referred to Scaphites sp. cf. geinitzi D’Orsıcny and S. aff. morrowi JELerzkv by Donovan (1953) may be related to the North Greenland stock. V.CONCLUDING REMARKS ON OCEAN DEVELOPMENT Late Cretaceous geology in North Greenland was control- led by the series of events in the Wandel Hav Strike-Slip Mo- bile Belt, in which activity ceased just after the Cretaceous — Tertiary boundary. The detailed relations between these events have yet to be determined, but it would appear from the present data that 1) formation of all pull-apart basins cha- racterising the mobile belt was initiated som time subsequent to the Albian; 2) the oldest strata so far determined from any of the basins are of Middle Turonian age, while the youngest strata correspond to the Cretaceous — Tertiary boundary; and 3) compressional deformation in all basins was apparently terminated prior to renewed deposition in the Late Paleocene (HAKANsSON & PEDERSEN in press). In addition, the rather poorly dated dyke-swarm associated with the Kap Washing- ton Group volcanics (K/Ar ages of 130-66 m. y. according to Dawes & Soper 1979) may be regarded in part as precursor of the mounting transtensional forces that subsequently gave rise to the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt. Perhaps the most intriguing new result concerningthe early history of the North Atlantic and Arctic Oceans is the appa- rent lack of evidence of post-Cretaceous compressional forces in North Greenland (HAransson & PEDERSEN in press). In both Svalbard and the Sverdrup Basın, significant Eocene and Oligocene - Miocene deformation took place - the Eurekan Orogeny in the Sverdrup Basin and the West Spitsbergen Orogeny in Svalbard (see e. g. Christie 1979) -and in spite of the general lack of observation, such phases have often been more or less customarily attributed to North Greenland as well. However, as pointed out above, the recent field work has failed to provide the anticipated evidence here. The trend in the major faults of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt in eastern Peary Land and northern Kronprins Christian Land (Fig. 2) largely parallels the complex Spits- bergen Fracture Zone separating the Mohns and Nansen Rid- ges (HAkansson 1979). However, the age of the Spitsbergen Fracture Zone has yet to be settled, and associated oceanic crust formation did not commence until around the time of anomaly 24 (Vor et al. 1979), i. e. distinctly after the ceasing of activity ofthe on-shore part of the Wandel Hay Strike-Slip Mobile Belt. As long as the broad shelf off eastern North Greenland is still virtually unexplored, a direct relationship between these two major structural elements therefore must remain speculative (HAKANssoN & PEDERSEN in press). One possibility is that the activity of the Wandel Hav Stri- ke-Slip Mobile Belt affected both the on-shore part of the Wandel Sea Basin that has now been investigated, as well as 16 the Greenland and southern Barents shelves (with the possible continuation in the Troms Basin area). Subsequently, the me- gascopic shear system causing the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt was released in the Spitsbergen Fracture Zone in which the majority of the actual dislocations has taken place during the Cenozoic. The existence of mirror images on the Greenland plate of the Tertiary wrench faulting in the West Spitsbergen Oroge- ny, implied by for instance Loweıı (1972), STEEL et al. (1981) and Soper et al. (1982) has not been directly substantiated by recent investigations. However, their existence on the broad Greenland shelf bordering the Spitsbergen Fracture Zone is quite likely. As pointed out by Krrıocc (1976), transpressio- nal deformation, reflectingthe opposingmovement of Green- land and Svalbard, continued until late Oligocene on the eastern side of the fracture zone. In the outer part of the shelf off northeastern Greenland, it may therefore with some rea- son be expected that structures of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt will be found having an overprint of the West Spitsbergen Orogony. Recently, Soper et al. (1982) developed a detailed model for the formation of the Eurasian Basin in the Arctic Ocean assu- ming a direct connection between the Kap Washington Group volcanicity and the initial opening of the Eurasian Ba- sin. As we do not fully accept these authors’ interpretation of the stratigraphic position of the Kap Washington group and find their assumption that Paleocene strata are folded to be in- supportable (cf. also HAkansson & PEDERSEN in press), we would question their suggested order of events. Consequent- ly, since no convincing evidence has yet been presented, we would advise the consideration of other, presumably older, relationships for the North Greenland volcanicity. VI. APPENDIX VALANGINIAN AND ALBIAN AMMONITE FAUNAS Lower Valanginian polyptychites (pl. 1, figs 16-19) Material: Fragments of “Euryptychites” (GGU216119) have been found in situ together with two loose specimens of Polyptychites michalskii (BoGosLovsky) and one specimen of Pobyptychites middendorffi Pavıov (GGU216118). Two metres above this level two loose fragments of Polyptychites (Astieriptychites) sp. have been found (GGU216117). Mo- reover, a few indeterminate fragments are available. Locality: Kilen, Kronprins Christians Land (Fig. 2, loc. 10). Remarks: The two Polyptychites michalskü specimens, one of which is shown in pl. 1, figs 19a-b, are fragments of microconchs and in good agreement with the type series figu- red by Bocosıovsky (1902, pl. 15) except for a less inflated shape. The phragmocone of P. middendorffi Pavıov, figured in pl. 1, figs 16a-b, shows especially close similarity with the phragmocone figured by Pavıov, 1914, pl. 6, fig. 2. The two poor fragments of P. (Astieriptychites) Bopyıevskv, 1960, fi- gured in pl. 1, figs 17-18 show aribbing pattern similar to the type of P. (A.) astieriptychus Bopvıevsky, 1960 (pl. 39, fig. 1). Leymeriella trollei n. sp. (pl. 1, figs 1-5) Holotype: MGUH15972, figured in pl. 1, fig. 1a-b be- longing to the sample GGU270052A. Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5) Material: Ca. 10 specimens, partly fragmentary, all from same locality and horizon. GGU270052A. Description: All the specimens are somewhat crushed, but otherwise the preservation is good, including the nacre- ous shell. The holotype seems to be mature, having the com- plete, 200° long bodychamber preserved (pl. 1, fig. 1a-b). The diameter of this specimen is 42 mm and the diameter of the phragmocone ca 30 mm. The diameter of the phragmo- cone of other specimens varies from 16 to 25 mm. They may be juvenile as no signs of crowding of the last sutures have been recognized. The cross section of the whorls is compres- sed and slıightly flattened ventrally, but cannot be described in detail because of crushing. The umbilical ratio is 26-29%. Rıbbing can be recognized from a diameter of 4 mm. The ribs are prorsiradiate and strongly projected ventrally. They are usually single and extend to the umbilical edge or they bifur- cate close to the umbilical edge in rare cases. They are sharp on the flanks, but grow broader and flatter ventrally. They usu- ally form a ventral chevron of an acute shape proximally and a rounded shape distally. In certain cases, especially in early and middle growth stages, the ribs may be nearly completely flattened out ventrally, so that the venter tends to become smooth. Theribbing on the venter is more strongly developed on the internal mould than on the surface of the shell, as the nacreous layer tends to smooth out the sculpture. The pre- sence of weak constrictions, best developed on mature body- chambers, gives the ribbing a slightly irregular appearance. The suture lines are not very incised. The external saddle is broad and bifid and the first lateral lobe has a rather symme- trical trifid shape. Discussion: The specimens show fairly close affinity to early Leymeriella forms (Proleymeriella BREISTROFFER, 1947), but also show characters which connect them with the next evolutionary stage of the Leymeriella group. The early stages of the Leymeriella stock are only known from Northern Germany, first and foremost described in the classical work by Brinkmann (1937) and later by KEMPER (1975) and Kemper & ZımmErLE (1978). BRINKMANN showed that the earliest representative, L. schrammeni, evolved from the desmoceratid Callizoniceras and he described two diver- ging lineages evolving from that species: the L. tardefurcata lineage and the L. acuticostata — L. regularis lineage. Breı- STROFFER (1947) established a subgenus, Proleymeriella, for L. schrammeni and other early representatives, later treated as aseparate genus by Casey (1957). Later investigations seem to show thatevery gradation between the two lineages occurs, both in early and later stages of evolution (Kemper, 1975; CA- sey, 1957). On the basis of the presence of constrictions, rare occur- rences of bifurcating ribs, chevrons on the venter and absence of tardefurcate splitting of the ribs on the flanks, the speci- mens here described are believed to belong to early repres- entatives ofthe Leymeriella stock, related to, but not identi- cal with Z. (“Proleymeriella”) schrammeni. The weakness of the constrictions, rare occurrence of bifurcating ribs and slightly flattened venter in early growth stages indicate that the specimens are well on the way to the next evolutionary step, e. g. as represented in part by Z. acuticostata BrınK- MANN. It should further be stressed that the umbilical ratio of the specimens here described is slightly smaller than that of L. (P.) schrammeni (type 31%), but considerably smaller than in L. acuticostata (neotype 37%). The assemblage is thus best regarded as anew species. A fragment ofa Proleymeriella sp., described by Nacy (1970) from Svalbard, differs from the col- lection described here by common occurrence of ribs bifurca- ting on the inner third of the flanks. Anadesmoceras sp. (pl. 3, fig. 2) Material: One fragment in Arcthoplites concretion GGU270052B. Locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). Description: The only specimen consists of an incom- plete bodychamber and parts of the phragmocone. The dia- meter at last suture is 112 mm. The shell is rather scaphitoid and the whorls compressed, having the maximum width at the umbilical edge, from where the flat flanks converge towards the narrowly arched venter. The surface is smooth except for very obscure ribs on the flanks and faint constrictions. Discussion: The fragment shows some similarity to the later Cleoniceras discor SavELıev, 1973 (p. 113, pl. 8, fig. 1; pl. 17, figs 3, 4) from Mangyschlak both in size and cross-sec- tion, but this latter species is more involute and more orna- mented than the Greenland specimen. Freboldiceras praesingulare n. sp. (pl. 1, figs 6-15) ?1967 Freboldiceras singulare ImLay; NaGyY, p. 48, pl. 6, fig. 3% text-fig. 11c. Holotype: MGUH15982, figured in pl. 1, figs I1a-b. belonging to the sample GGU270052A. Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). Material: Ca. 20 specimens, partly fragmentary, all from same locality and horizon. GGU270052A. Description: All the specimens are somewhat crushed. The largest specimen, with most of the bodychamber preser- ved, is 73 mm in diameter, while the diameter of the phragmo- cone is 52 mm. The diameter of the phragmocones varies from 22 to 52 mm and bodychambers seem to attain a length 17 of about half a whorl. No crowding of the last suture lines has been seen and it is therefore assumed that the assemblage re- presents different growth stages, although sexual dimorphism may not be completely excluded. The best preserved speci- mens show a compressed shape with slightly rounded flanks and with the maximum thickness close to the umbilical edge, an evenly rounded venter, a shallow umbilicus and a high ex- pansıon rate. The umbilical ratio is about 21-27 %, but must be considered slightly higher in uncrushed specimens. The mother-of-pearl ofthe shell is preserved, revealing fine preservation of shell sculpture. The ornamentation consists of striae, ribs and rare constrictions. The striae are fine and fle- xuous, bending slightly forward ventrally. The ribs are usu- ally single and most strongly developed at the umbilical shoulder and on the outer part of the flanks. However, the ribs are highly variable in strength, shape, distance and distri- bution on the shell. On the inner whorls very faintribs may be discernible atthe umbilical edge and on the inner flanks from a diameter of6 mm, but some specimens stay nearly smooth to a diameter of about 20 mm. As mentioned above, the ribs are usually single, but in rare cases they bifurcate on the outer part of the flanks. In some specimens the ribs are strongly swollen atthe umbilical shoulder. The ribbing is prominent to a diameter of about 40 mm. Fragments of larger bodycham- bers are smooth except for the fine striation. Rare constric- tions may be seen both on early whorls and on otherwise smooth bodychambers. The suture lines are simple with a broad, shallowly incised slightly asymmerrical first lateral lobe and a small highly asymmetrical second lateral lobe. Discussion: Some of the specimens are rather similar to Freboldiceras singulare ImLAv, 1959, from Alaska, as descri- bed by Imray (1959, p. 182, pl. 30, figs 1-7), ImLay (1960, p. 102, pl. 14, figs 8-17) and JONnEs in Jones & GranTz (1967, p. 37, pl. 7, figs 1-25). Furthermore, suture lines are very close. However, taking the full spectrum of variation into account, the specimens from Greenland usually differ from the species from Alaska by lacking short secondary ribs, the very rare oc- currence of bifurcating ribs, and the apparently more com- pressed shape. According to JONEs (1967) F. singulare trom Alaska includes further transitional forms between F. singu- lare and Arcthoplites talkeetnanus, not met with ın the mate- rial here described. Jones (1967) considered that the genera Freboldiceras Imıay and Arcthoplites SPATH, together with Grantziceras ImLAY, were derived from a common ancestor. The three genera seem to occur together in Alaska. The Freboldiceras described here (dated to the early part of the L. tardefurcata Zone on the basis of occurrence together with Leymeriella trollei n. sp.) is believed to be slightly earlier than the Alaskan F. singulare (dating discussed p. 14), and the genus Freboldiceras may thus have evolved slightly earlier from a desmoceratid ancestor than Arcthoplites and may pos- sibly have given rise to that genus. A few poorly preserved specimens from Svalbard referred to Freboldiceras singulare by Nacy (1970), may belong to the species described here, as they also are indicated as lacking se- condary ribs. 18 Arcthoplites Jachromensis (Nıxırın, 1888) (Pl. 2, figs 1-10; pl. 3, fig. 1) 1888 Hoplites jachromensis NIKITIN, p. 57, pl. 4, figs 1-5, 7. 1925 Arcthoplites Jachromensis (NIKITIN); SPATH, p. 76. ?1953 Arcthoplites sp. cf. jachromensis (NIKITIN); DONOVAN, p. 117, pl. 25, figs 3, 4, text-fig. 12. ?1964 Arcthoplites aff. jachromensis (NIKITIN); JELETZKY, p. 78, figs 1A-D. 1970 Arcthoplites jachromensis (NIKITIN); NAGY, p. 51, pl. 8, fig. 1. Material: A profusion of specimens in a few large concre- tions. GGU270052B. Locality: East Peary Land (fig. 2, loc. 5). Description: The presence of a large number of speci- mens in the same concretion provides a good opportunity of observing the variability of what must have been a contem- poraneous assemblage. Most specimens are slightly crushed, but are otherwise extremely well preserved, including the na- creous shell. The diameter of the largest specimen is 135 mm, the diameter at the last suture of this specimen is 115 mm and the length of the incomplete body chamber 270°. Except for that specimen, which seems to be mature, the material con- tains growth-stages of all sızes, the smallest one measuring 15 mm in diameter at the last suture. The umbilical ratio shows a wide variation — from 21 to 34 %. The whorl section is evenly rounded to a diameter of 15 mm, and from that stage becomes subquadrangular until an even rounded form returns in mature bodychambers. The umbilıcal slope is gently inclined and the maximum width is close to the umbilical edge. The ratio between whorl width and whorl height varies from 1.0 to 0.8. Ribbing begins at a diameter of about 10 mm. The early ribs are rather weak and flexuous but become gradually more straight, although they continue to develop a slight forward bend ventrally. They vary somewhat in strength and sharp- ness, but otherwise show a very persistent pattern with mar- ked, distant primaries bifurcating high on the flanks or with single ribs intercalated. The ribs are well developed ventrally and they persist to the peristome. The suture line shows a wide, only shallowly incised first lateral saddle, a fairly complex, slightly asymmetrical first la- teral lobe, which is somewhat deeper than the ventral lobe, a second lateral saddle with deep phylloid incisions and a stron- gly asymmertrical second lateral lobe. Discussion: Some of the species here discussed closely match thetype of A. jachromensis figured by Nikırin in pl. 4, figs 1-2. SaveLıev (1973) has referred (with some doubt) other specimens figured by Nikırın to new species which he esta- blished on the basis of collections from the ZL. tardefurcata Zone of Mangyschlak (A. nikitini SaveLıev [NiKıtın, pl. 4, figs 3, 4, 6]; A. meridionalis SaveLıev [Nikıtın, pl. 4, fig 7]). These specimens tend to be slightly coarser-ribbed than spe- cimens from Greenland and are all from other localities than the type. Close knowledge of the stratigraphy is necessary to justify this splitting. The Arcthoplites fauna from Mangy- schlak described by SAvELIEv seems primarily to differ from A. jachromensis in a smoother ribbing pattern. All other Arcthoplites from Alaska, Canada and Svalbard (e. g. A. belli (McLeaArn), A. talkeetnanus (ImLav), A. bir- kenmajeri NaGy) tend to show relations to Freboldiceras in ribbing pattern, e. g. by weakening of the ribbing on venter and bodychamber. Some uncertainty still remains over the delimitation of the two genera. Middle Albian hoplitids (pl. 3, figs 34) Material: Two fragments collected by Greenarctic Con- sortium and placed at our dısposal by Dr. Brıan Jones, De- partment of Geology, University of Alberta. Locality: Eastern part of Kilen, Kronprins Christian Land. Exact locality unknown. Description: One of the specimens (pl. 3, fig. 4) con- sists of a crushed fragment of Anabhoplites, the sculpture of which shows some similarıty to A. daviesi ornata SPATH (1924, pl. 14, figs 5c-d). The other fragment may be a gastro- plitid. It consists of only an outer mould of the flank and um- bilicus, shown as a cast in pl. 3, fig. 3. ACKNOWLEDGEMENT The results described in this paper are based on field work carried out in connection with a mapping programme of North Greenland undertaken by the Geological Survey of Greenland (GGU), in which one of the authors (E. H.) took part in 1978 and 1980. We express our sincere thanks to NIELS HENRIKSEN for the organization of the expe- ditions and to CLAUS HEINBERG and FLEMMING ROLLE, who collec- ted important parts of the material here described. We are grateful to Dr. BRIAN JONES, Edmonton and Dr. ULRICH MAYR, Calgary who made available the hoplitids kept in the Geological Department, Uni- versity of Alberta, and to Dr. E. KEMPER, Hannover, Dr. H. G. Owen, London andDr. D. L. JONES, La Jolla, California for helpful advice on some of the ammonites. We thank also R. G. BROMLEY, K. NIELSEN, |]. AAGAARD, NH. EGELUND, E. NORDMANN and I. NYEGAARD for help in the preparation of text and illustrations. This paper is published with the approval of the Director of the Geological Survey of Greenland. REFERENCES BATTEN, D. ]. (in press): Palynology of shales associated with the Kap Washington Group volcanics, North Greenland. - Rapp. Grönlands geol. Unders., 108; Copenhagen. — — & BROWN, P. E., Dawes, P. R., Hıscıns, A. K., KOCH, B. E., PARSONS, I. & SOPER, N. J. (1981): Peralkaline volcanicity on the Eurasia Basin margin. — Nature, 294 (5837): 150-152. BODYLEvskY, V. I. (1960): New descriptions of ancient plants and in- vertebrates of the USSR. — Vses. Nauchno-Issled. Geol. Inst. pt. II: 172-175 (In Russian). — — (1902): Materialien zur Kenntniss der untercretacischen Am- monitenfauna von Central- und Nord-Rußland. — Mem. Com. Geol. St. Petersb. Nouv. Ser., 2: 1-161; St. Peters- bourg. (In Russian with German summary). BREISTROFFER, M. (1947): Sur les zones d’Ammonites dans !’Albien de France et d’Angleterre. - Trav. Lab. Geol. Fac. Sci. Univ. Grenoble, 26: 17-104; Grenoble. BRIDEAUX, W. W. & FISHER, M. J. (1976): Upper Jurassic - Lower Cretaceous dinoflagellate assemblages from Arctic Canada. — Geol. Surv. Can. Bull., 259: 1-53; Ottawa. BRINKMANN, R. (1937): Biostratigraphie des Leymeriellen-stammes nebst Bemerkungen zur Paläogeographie des norddeutschen Alb. Mitt. Geol. Staatsinst. Hamburg, 16: 1-18; Hamburg. BROWN, P. E. & PArsons, I. (1981): The Kap Washington Group volcanics. - Rapp. Grgnlands geol. Unders., 106: 65-68; Co- penhagen. CaAsEY, R. (1957): The Cretaceous ammonite genus Leymeriella with a systematic account of its British occurrences. — Palaeontolo- gy, 1: 29-59; London. — — (1973): The ammonite succession at the Jurassic— Cretaceous boundary in eastern England. - In: Casey, R. & RAWSON, P. F. (eds): The Boreal Lower Cretaceous. — Geol. J. Spec. Iss., 5: 193-266; Liverpool. — — (1978): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. — Palaeontogr. Soc.; part 8: 583-632; London. — — & MESEZHNIKOV, M. S. & SHULGINA, N. J. (1977): Correla- tion of the boundary deposits of the Jurassic and Cretaceous of England, Russian Platform, the Sub-Polar Urals and Sibe- ria. - Akademia Nauk SSSR, ser. Geol. 1977, 7: 14-33. (In Russian). CHRISTIE, R. L. (1979): The Franklinian Geosyncline in the Canadıan Arctic and its relationship to Svalbard. - Norsk Polarinstitutt, Skrifter, 167: 263-314; Oslo. CROXTON, C. A., DAwEs, P. R., SOPER, N. J. & 'THOMSEN, E. (1980): An occurrence of Tertiary shales from the Harder Fjord Fault, North Greenland fold belt, Peary Land. — Rapp. Gronlands geol. Unders., 101: 61-64; Copenhagen. Dawss, P. R. (1976): Precambrian to Tertiary of northern Green- land. In: ESCHER, A. & WATT, W. S. (eds): Geology of Greenland: 248-303; Copenhagen. — — &PEEL, J. S. (1981): The northern margin of Greenland from Baffin Bay to the Greenland Sea. — In: NAIRN, A. E. M., CHURKIN, M. jr., & STEHLI, F. G. (eds): The Ocean Basıns and Margins, 5 (The Arctic Ocean): 201-364; Plenum Press, New York-London. — — &SOPER,N. J. (1979): Structural and stratigraphic framework ofthe North Greenland fold belt in Johannes V. Jensen Land, Peary Land. - Rapp. Grönlands geol. Unders., 93: 140; Co- penhagen. Donovan, D. T. (1953): The Jurassic and Cretaceous stratigraphy and palaeontology of Traill ®, East Greenland. — Meddr Gronland, 111 (4): 1-150; Copenhagen. — — (1957): The Jurassic and Cretaceous systems in East Green- land. - Meddr Grönland, 155 (4): 1-214; Copenhagen. Hıssıns, A. K., FRIDERICHSEN, J. D. & SoPpEr, N. J. (1981): The North Greenland fold belt between central Johannes V. Jen- sen Land and eastern Nansen Land. — Rapp. Grgnlands geol. Unders., 106: 3545; Copenhagen. HAKANssoN, E. (1979): Carboniferous to Tertiary development of the Wandel Sea Basin, eastern North Greenland. — Rapp. Gronlands geol. Unders., 88: 73-83; Copenhagen. — — & BIRKELUND, T., PIASECKI, $. & ZAKHAROV, V. (1981a): Ju- rassic — Cretaceous boundary strata of the extreme arctic (Peary Land, North Greenland). - Bull. geol. Soc. Denmark, 30: 11-42; Copenhagen. — — &, HEINBERG, C. & STEMMERIK, L. (1981b): The Wandel Sea Basin from Holm Land to Lockwood @, eastern North Greenland. - Rapp. Gronlands geol. Unders., 106: 47-63; Copenhagen. — — 8 KONNERUP-MADSEN, J., PIASECKI, $. & THOMSEN, E. (in prep.): A late thermal event in the Wandel Sea Basin, eastern North Greenland. — — & PEDERSEN, $. A. S. (in press): Late Paleozoic to Tertiary tectonic evolution of the continental margin in North Green- land. — Can. Soc. Petrol. Geol. Mem., 8; Calgary. ImLay, R. W. (1959): New genera of Early Cretaceous (Albian) am- monites from Alaska. — Jour. Paleontology, 33 (1): 179-185; Tulsa. — — (1960): Early Cretaceous (Albian) ammonites from the Chi- tina Valley and Talkeetna Mountains, Alaska. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper, 354-D: 87-114; Washington. Jacos, €. (1907): Etude sur quelques ammonites du Cretace moyen. — Mem. Soc. Geol. France, 15 (38): 1-64; Paris. JELETZKY, J. A. (1964): Lower Cretaceous marine index fossils of the sedimentary basins of western and Arctic Canada. — Geol. Surv. Can. Paper, 64-11: 1-100; Ottawa. — — &STELCK,C.R. (1981): Pachygrycia, anew Sonneratia like ammonite from the Lower Cretaceous (earliest Albian?) of Northern Canada. — Geol. Surv Can. Paper, 80-20: 1-25; Ot- tawa. Jones, D. L. & GRANTZ, A. (1967): Cretaceous ammonites from the lower part ofthe Matanuska Formation southern Alaska. - U. S. Geol. Surv. Prof. Paper, 547: 1-49; Washington. KerLocc, H.E. (1975): Tertiary stratigraphy and tectonism in Sval- bard and Continental Drift. - Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 59 (3): 465485; Tulsa. KEMPER, E. (1975): Die Cephalopoden aus dem Unter-Alb (Zone der Leymeriella tardefurcata) von Altwarmbüchen. — Ber. Na- turhist. Ges., 119: 87-111; Hannover. — — (1977): Biostratigraphy of the Valanginian in Sverdrup Basin, district of Franklin. - Geol. Surv. Can. Paper, 76-32: 1-6; Ot- tawa. — — (1982): Über Kalt- und Warmzeiten der Unterkreide. — 2. Symposium Kreide München, Abstr. p. 42; München. — — & JELETZKY, J. A. (1979): New stratigraphically and phylo- genetically important olcostephanid (Ammonitida) taxa from the uppermost Lower and Upper Valanginian of Sverdrup Ba- sin, N. W. T.-Geol. Surv. Can. Paper, 79-19: 1-25; Ottawa. — — & SCHMITZ, H. H. (1981): Glendonite — Indikatoren des po- larmarinen Ablagerungsmilieus. — Geol. Rundschau, 70 (2): 759-773; Stuttgart. — — & ZIMMERLE, W. (1978): Der Grenz-Tuff Apt/Alb von Vöh- rum. — Geol. Jb., A45: 125-143; Hannover. KENNEDY, W. J., HANCOcK, J. M. & CHRISTENSEN, W.K. (1981): Albian and Cenomanian ammonites from the island of Born- holm (Denmark). — Bull. geol. Soc. Denmark, 29: 203244; Copenhagen. LARSEN, O. (in press): The age of the Kap Washington Group volca- nics, North Greenland. - Bull. geol. Soc. Denmark; Copen- hagen. — — Dawess, P. R. & SOoPER, N. J. (1978): Rb/Sr age of the Kap Washington Group, Peary Land, North Greenland, and its geotectonic implications. - Rapp. Grgnlands geol. Unders., 90: 115-119; Copenhagen. LOWELL, J. D. (1972): Spitsbergen Tertiary orogenic belt and the Spitsbergen fracture zone. Geol. Soc. Am. Bull. 83: 3091-3102; Tulsa. MCINTYRE, D. J. & BRIDEAUx, W. W. (1980): Valanginian miospore and microplankton assemblages from the northern Richard- son Mountains, district of Mackenzie, Canada. — Geol. Surv. Can. Bull. 320: 1-57; Ottawa. 20 NaGr, J. (1970): Ammonite faunas and stratigraphy of Lower Creta- ceous (Albian) rocks in southern Spitsbergen. - Norsk Polar- institutt Skrifter, 152: 1-58; Oslo. NiKıtın, $. (1888): Les vestiges de la periode Cretacee dans la Russie centrale.- Mem. Com. Ge£ol. St. Petersb., 5 (2): 1-205; St. Pe- tersbourg. (In Russian with French summary). OWEN, H. G. (1973): Ammonite faunal provinces in the Middle and Upper Albian and their palaeogeographical significance. In: CasEY, R. & RAWSON, P. F. (eds): The Boreal Lower Creta- ceous. — Geol. Jour. Spec. Iss., 5: 145-154; Liverpool. — — (1979): Ammonite zonal stratigraphy in the Albian of North Germany and its setting in the hoplitinid faunal province. - In: WIEDMANN, ]J. (ed.): Aspekte der Kreide Europas. JUGS Se- ries A, 6: 563-588; Stuttgart. PavLoV, A. P. (1914): Les Cephalopodes du Jura et du Cretace infe- rieur de la Siberie septentrionale. - Mem. Acad. Imp. Sci. St. Pötersb., 8 ser. Cl. Phys.-Math., 21 (4); St. Petersbourg. (In Russian). PIAsEcK1, S. (1980): Middle to Late Jurassic dinoflagellate stratigra- phy from Milne Land and Jameson Land (East Greenland) correlated with ammonite stratigraphy. —- Unpublished thesis, Copenhagen University; Copenhagen. ROLLE, F. (1981): Hydrocarbon source rock sampling in Peary Land 1980.- Rapp. Grönlands geol. Unders., 106: 99-103; Copen- hagen. SAVELIEV, A. A. (1973): Stratigraphy and ammonites of the Lower Albian of Mangyschlak. — Trud. Vses. Neft. N.-Issl. Geol. Inst., 323: 1-338; Leningrad. Plate 1 SEYED-EMANI, K. (1980): Leymerıiella (Ammonoidea) aus dem unte- ren Alb von Zentraliran. — Mitt. Bayer. Staatslg. Paläont. hist. Geol., 20: 17-27; München. SOPER, N. J., DAwES, P. R. & Hıscins, A. K. (1982): Cretaceous- Tertiary magmatic and tectonic events in North Greenland and the history of adjacent ocean basıns. - In: DAWwES, P.R. & KERR, J. W. (eds): Nares Strait and the drift of Greenland: a conflict in plate tectonics. — Meddr Grönland, geosci., 8: 205-220; Copenhagen. SPATH, L. F. (1923-1930): A monograph of the Ammonoidea of the Gault. — Palaeontogr. Soc. 1: 1-311; London. STEEL, R. J., DALLAND, A., KALGRAFF, K. & LARSEN, V. (1981): The central Tertiary basın of Spitsbergen: Sedimentary deve- lopment of a sheared-margin basin. — In: KERR, J. W., FER- GUSSON, A. J. & MACHAN, L. C. (eds): Geology ofthe North Atlantıc Borderlands. — Can. Soc. Petr. Geol. Mem., 7: 647-664; Calgary. TALWANI, M. & ELDHOLM, ©. (1977): Evolution of the Norwe- gian-Greenland Sea. — Bull. geol. Soc. Amer., 88: 969-999; Boulder. TROELSEN, J. (1950): Geology. - In: WINTHER, P. C. etal.: A preli- minary account of the Danish Peary Land Expedition, 1948-9, Arctic, 3: 6-8. VogGT, P. R., TAYLOR, P. T., Kovacs, L. C. & JOHNSON, G.L. (1979): Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic Oce- an. — Jour. Geophys. Res., 84, B3: 1071-1089. WOLLEMANN, A. (1903): Die Fauna des mittleren Gaults von Alger- missen. — Jb. preuss. geol. Landesanst., 24, 1903: 22-42; Ber- lin. All figures natural size, arrows mark last suture. Specimens marked MGUH kept in Geological Museum of the University of Copenhagen and specimens marked UA kept in Geological Department of the University of Alberta, Edmonton. Figs 145. Leymeriella trollei n. sp. All from Sample GGU270052A. Fig. 1. Holotype, MGUH 15972. Complete adult. Fig. Fig. 2. MGUH 15973. Bodychamber incomplete. Fig. 3. MGUH15974. Presumably juvenile. 4. MGUH 15975. Presumably juvenile, bodychamber incomplete. Fig. 5. MGUH15976. Presumably juvenile, bodychamber incomplete. Figs 6-15. Freboldiceras praesingulare n. sp. All from sample GGU270052A. Fig. 6. MGUH15977. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete. Fig. 7. MGUH15978. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete. Fig. 8. MGUH 15979. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. Fig. 9. MGUH15980. Juvenile? specimen, bodychamber apparently complete. Fig. 10. MGUH15981. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. Fig. 11. Holotype. MGUH 15982. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. Fig. 12. MGUH15983. Fragment of adult? bodychamber. Fig. 13. MGUH15984. Fragment of adult? bodychamber. Fig. 14. MGUH15985. Fragment of adult? bodychamber. Fig. 15. MGUH15986. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. Fig. 16. Incomplete phragmocone. Figs 17-18. Polyptychites middendorffi PavLov, 1914. Sample GGU216118. MGUH15987. Astieriptychites sp. Sample GGU216117. Fig. 17. MGUH15988. Fragment of bodychamber. Cast of external mould. Fig. 18. MGUH15989. Fragment of bodychamber. Cast of external mould. Fig. 19. Polyptychites michalskii BOGOSLOVSKY, 1902 [m]. Sample GGU216118. MGUH15990. Zitteliana 10, 1983 BiRKELUND, T. & HAKAnNssoN, E. Plate 1 Figs 1-10. Plate 2 Arcthoplites jachromensıis (NIKITIN, 1888). All from the same concretion, sample GGU270052B. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 18 . MGUH15992. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15993. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH 15994. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15995. Incomplete phragmocone. . MGUH 15996. Incomplete phragmocone. . MGUH 15997. Incomplete phragmocone. . MGUH15998. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15999. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH16000. Incomplete phragmocone. OVvonawmpzuw%Mm MGUH 15991. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. Zitteliana 10, 1983 BiRKELUND, T. & HARANssoN, E. Plate 2 Fig. Fig. Fig. Fig. mn Plate 3 Arcthoplites jachromensis (NIKITIN, 1888). Sample GGU270052B. MGUH 16001. Nearly complete adult. Anadesmoceras sp. Sample GGU270052B. MGUH 16002. Incomplete bodychamber. Gastroplitid. Cast of external mould. UA7027. Anahoplites cf. A. daviesi ornata SPATH, 1924. Fragment of phragmocone. UA7028. Zitteliana 10, 1983 BiRKELUND, T. & HAkansson, E. Plate 3 Zitteliana ISSN 0373 — 9627 The stratigraphy and sedimentation of the Turonian-Campanian in the Southern Province of England RORY N. MORTIMORE*) With 5 text figures and 2 tables ABSTRACT A new lithostratigraphic and revised biostratigraphic scheme for the White Chalk of the Southern Province of Eng- land is proposed, introducing a Sussex White Chalk Forma- tion with six Members, the Caburn, Lewes, Seaford, Newha- ven, Whitecliff and Portsdown Chalks, based on stratotype sections in East Sussex and the Isle of Wight. Isopachyte and lithofacies data indicate that the Turo- nian-Campanian Chalk was deposited in a complex basın with an axial trough surrounded by shelves and containing many local periclinal shaped swells across which condensa- tion occured. Consequently ideal type sections for stratigra- phic purposes are limited. As far as possible the thickest and most complete sections have been chosen as stratotypes but many anomalies occur; these are discussed. KURZFASSUNG Eine neue lithostratigraphische Gliederung und ein revi- diertes biostratigraphisches Schema für den White Chalk der Süd-Provinz Englands wird vorgeschlagen. Es wird eine Sus- sex White Chalk Formation eingeführt mit 6 Unterteilungen: Caburn, Lewes, Seaford, Newhaven, Whitecliff und Ports- down Chalk Member, deren Stratotyp-Profile in East Sussex und auf der Isle of Wight liegen. Isopache Rekonstruktionen und lithofazielle Analysen zei- gen, daß die Turon-Campan-Kreide in einem differenzierten Becken mit einem axialen Trog abgelagert wurde, umgeben von Schelfgebieten. Dieses Becken enthielt viele lokale kup- pige Schwellen, auf denen Kondensation stattfand. Deshalb sind gute komplette Profile für stratigraphische Zonierungen begrenzt. Die komplettesten und mächtigsten Profile wurden als Stratotyp-Profile ausgewählt, obwohl Anomalien auftre- ten, die hier diskutiert werden. EABERTOL CONTENTS I Inrkockeenen 9.0.0. 00.006 0.00 0 0 ua Oh 0.08 100.0.008.0.00.00 00000000000 00000 30.00 000000 O0ONBADE 28 INalsıthostratigraphyareefee Jess. eree 232 etekatetefererckre ale. one ehe Se ehlefe kletterte elete orerekeietefereietete 28 INP@B To stratigrap hy ee ee teste ge: 33 IV. Sedimentation in the Sussex Trough and on itsMargins ...............ucssseesnseeessanenennene 33 VB Stratigraphic/Auoaalie ser Er ee ee re ee efeereerel teten erlernte 36 VL oncluS Ton Sy TE Re Le el jeteketeteieteieretapeferaleteteragengere 40 INC kno wlEdFENTENESEN REEL er leleteVaropelate 40 TEE TUL ER ee etekeleee te eraleleteletelelle et etetehete 40 *) R. N. MORTIMORE, Geotechnical Section, Department of Civil Engineering, Brighton Polytechnic, Brighton, England. I-INTRODUCTION Upper Cretaceous stratigraphy in the Southern Province of England (Figure 1) has altered little since publication of the Cretaceous Memoir by Jukes-BrownE & Hırı (19034), (Table 1). Elsewhere, FL£rcHer (1979; and see also FLETCHER & Woop in Wırson & Manning, 1978) and WooD & SMITH (1978) have introduced new lithostratigraphies for the Upper Cretaceous in Northern Ireland and the Northern Province of England respectively. This paper complements that work with the introduction of a new lithostratigraphy (Table 2) for the Turonian-Campanian of the Southern Province of Eng- land. The biostratigraphy remains largely as introduced from France by H£sert (1874) and Barroıs (1876) with modifica- tions by Bryvone (1914) and GAsTEr (1924). It is suggested that amore refined use can be made of inoceramids, Micraster and Echinocorys. Fig.1 Upper Cretaceous provinces in England and location of strato- type sections in the Southern Province 1. Lewes (Sussex) 2.Sussex coast sections 3. Whitecliffe Isle of Wight The Southern Province (Figure 1) as understood here is both a biogeographic region as defined by Stoxzs (1975) and a tectofacies region (sensu KrumBEın & Sross, 1955) which is determined partly from the isopachyte orientations (Figure 3) and on lithostratigraphical evidence. The Northern Province (Stores 1975; Woop and SmitH 1978) is clearly defined in Yorkshire, Lincolnshire and northern Norfolk but grades both bio- and lithostratigraphically into a transitional region. This transitional region is not as well researched, and on pre- sent evidence provides difficulties in correlation between the Northern and Southern Provinces because both the litholo- gies and the faunas appear to be transitional. These difference are most apparent in the Coniacian and Santonian. E23 Upper Cretaceous IE. LITHOSTRATIGRAPHY Juxes-Browne & Hırı (1903-4) retained two lithostrati- graphic sub-divisions for the Turonian-Campanian in Eng- land, the Middle and Upper Chalk, although the boundary between these implied formations was taken variously at either the base ofthe Chalk Rock (Figure 4a) or the first flints, or the base of the Sternotaxıs (Holaster) planus Zone. Current re-mapping of the Chalk by the Institute of Geological Sciences has shown that, at least in Sussex, the boundary bet- ween these two formations is difficult to recognize in the field and therefore, un-mappable. Thus, the Middle and Upper Chalk have been “lumped” into one unit. PHILLIPS 1818 MANTELL 1822 CALEB EVANS 1870 SURREY TRADITIONAL STRATIGRAPHY DOVER SUSSEX HEBERT 1874 DOVER PENNING 8 1982 JUKES-BROWI & HILL 1881 1903-4 CAMBRIDGE S.ENGLAND BARROIS 1876 (England & Ireland) SUSSEX JUKES- BROW. MORTIMORE BEDS In] Nerovoon TO OXTED RAILWAY CUTTINGS) CAMPANIAN CHALK m: 4 ALUM BAY B FARLINGTON B PCRTSDOWN |MEMBER BEDHAMPTON B cK WHITECLIFF B SOMPTING B WHITECLIFF CASTLE HILL B BASTION STEPSB MEECHING B CHALK WITH BELEMNITES CRAIE DE PORTSDOWN OLD NORE B Zone ä Marsupites Craie de Brighton SPLASH POINTB NEWHAVEN CK CHALK SENONIAN ISANToNIAaN] N m z FLINTS BEDS St.Margarets 28-33 Dover SEAFORD HEADB CUCKMERE B BELLE TOUT B Zone ä SEAFORD CK Craie de Birling Gap UPPER (FLINTY) UPPER OR FLINTY CHALK PURLEY | _CONIACIAN INTERSPERSEI FLINTS AND ABUNDANT ORGANIC REMAINS BEDSatog I hton St.Margarets 23-27 Dover BEACHY HEAD B LIGHT POINT B BEEDING B HOPE GAP UPPER (FLINTY) CHALK UPPER (FLINTY) [ HOPE Gap B Tamm [_ NAVIGATION B_ | FtEWES B | Zone a Craie de Cuckmere CHALK WITH BANDS OF CHALK ROCK 7 m z n Au) z JcHAauk WITH MANY FLINTS |WHITELEAF BEDS z TURONIAN CHALK PARK BEDS CHALK WITH BANDS OF MARL UPPER MARD CHALK WITHOUT FLINTS STRATUM CONTAI "ING NUMEROUS THIN BEDS OF ORGANIC REMAIN MELBOURN RK 5 IM. cortestudin |M.coranguinum SRINDER LEWES CHALK GLYNDE B NEW PITS B SUSSEX WHITE CHALK FORMATION Zone ä T, gracilis Marne de Ranscombe CHALK CHALK HOLYWELL B CABURN CHALK Zone ä I. labiatus Marne de Houghton MIDDLE MELBOURN ROCK MIDDLE MEL ROCK PLENUS M LOWER GREY CHALK Tsrev cr (GR Se Zr] CHALK MARL GREY CHALK MARL CENOMANIAN GREY CHALK LOWER CHALK MIDDLE CHALK | CHALK MARL & GREY CHALK LOWER MARDEN PARK CK MARL GL. MARL + BLUE CHALK MARL G °o UGS or GAULT > > I > c = 1 Table 1 It is proposed to replace this undifferentiated sequence with a Hedbergian lithostratigraphy, recognizing a Sussex White Chalk Formation with six members which are in turn subdi- vided into beds (Table 2). The sections around Lewes and on the coast between Eastbourne and Brighton in Sussex and the coast section at Whitecliff, Isle of Wight, are selected as stra- totypes. The Sussex White Chalk Formation is defined as all the chalk above the Plenus Marls ı. e. starting at the base of the Middle Chalk sensu Jukes-BROwnE & Hırı 19034 as preserv- ed in the Southern Province up to the Tertiary erosion surfa- ce. This term follows Rowe’s concept of the White Chalk in his study of the coast sections (Rowe 1900-1907). The highest preserved chalk in the Province is found on the Isle of Wight and in Dorset and falls within the lower part of the Upper Campanian. On the basis of major lithological changes which neverthe- less do not constitute mappable units, the Sussex White Chalk EVOLUTION OF LITHOSTRATIGRAPHIC CONCEPTS Zone & B-Planus M.de Holywell P MARLS ı GREY =i Zone a Holaster subglobosus Marne d' Eastbourne LOWER CHALK LOWER CHALK LOWER CHALK — TNarne gl [| g'Eastbourne IN THE CHALK OF SOUTHERN ENGLAND Formation is divided into six units of member status. These lı- thologies are sufficiently distinct to be recognized both in the field and in cores and geophysical logs of boreholes. The di- stinctive lithologies are: 1. Griotte texture (Tucker 1973) a term derived from the Pyrennean Devonian and Carboniferous griotte formations used to describe the marl plexus beds which contain augens of chalk surrounded by interlacing network of marl often with horsetails. 2. Nodular and hardground chalks which represent a series in sea floor lithification and burrowing (BromLEY 1975), from indistinct, slightly red iron-stained lumpy chalks with no clear upper surface to well cemented hardgrounds with well defined upper surface which may be mineralised with glauco- nite and phosphate as well as iron. 3. Soft, featureless chalks, locally laminated, containing very few obvious sedimentary discontinuities but often con- taining distinctive seams of nodular or semicontinuous (tabu- 30 lar) flints. The laminae usually contain small lithoclasts deri- ved from the cha truncate burrow structures indicating a post sedimentary ori- gın. 4, Discrete mar or the marly chal primarily on the basıs of scale and structure. For example, Ik and small-scale slump folds and usually marly chalks tend to be massive (1. e. 0.5-1.0 m thickness) while griotte marly layers may range from 0.03 mto 0.5 min thickness but will comprise a heterogeneous plexus. Discrete marls, by contrast, range from 0.03 m to 0.3 m in thickness but on average are between 0.05-0.10 thick. The seam is Is are distinct from either the griotte texture ks which contain less than 80% carbonate, MEMBER BEDS Marker | FAUNULES |SUblTRAD| TIE RITIARY ' Horizon | \noc. [Echin. 2 x |Alum Bay Q = m Beds SE eg EL, 400 © 5 W |Redoubt MO Farlington M O72| Beds } —] Bedhampton 4 Z Portsdown M < Whitecliff 3 Beds , 2 o ggedwnitecliff FI S w hr Whitecliff M Sul S En DB 80% Cotes Bottom en Fe Es 4 5 |Sompting Flint | = | < [5] ® 3 = u W Beds o| _o z Eg> 7, < I oo © |Lancing Flintg : ET a E CastieHi) SH a0 BC = Beds Mr] Pepperbox M @E « n2 Castle Hill M so © won Bastion Er SS © | Steps 177, 5JMeeching M Oplano + S - eeching o 508 © 5 Mesching Emnenfeal = | - balticus = © Peacehaver| /»/:/»/. Pteroides[E.truncatq £.t. | = x Old NoreMarl [E.depressu 2 z Ed [0] a us Old za) z ZJ rer Brighton M SS 2 = Splash is U.s = 22.63 Point Fe a J] o > EI Seaford Marls a = = z ne Seaford un - = a|l- | Zu Head undulato) g 5 N) = je) = n Plicatus E = e3 = | < r = irn Bedwells E = = 5 w a J Columnar Sl » D «|o2 5 o | © a < Cuckmere 8 ° < >3 - 200 = S ° = = m w| Seven j Platycer = 3 | Zu0 ren Sisters Flint |cf involut 8 zZ | W = | BTM M.trans- o | 3 = 7) Tout cfkoen. | ition &3 ° ” Euzenlbesch Hap>>>Shoreham M 4 #| 23 Limo] ehioenmaec] | = e3 - bachi | jens ° Il’ |2le2 : el 3 S [HopeGap| 7 Navigation M 4 S z e3 7) S = 7 Lewes Marl 5 %) (8) Kingston "7377 Er nt 2 0 > Bridgewick 8 ° 7} W + |[Brid ewich 7 ana © 2z Caburn Marı Hotel 22 = w = b KERSELLE, 2 o22 100 - = een Southerham - g= = Zu Glynde } >) o Glynde Marl l.apicalig— — [e 5 New Pits[ 2 NP2 ws NP 1 .o z A yo < r € Beds ® = Kat?! © z [o) a E 4 = x z Lab/lata M =) SIE U = Z . |Holywell 1727.22 & a - v/_/\M S 7} ] no << Beds7 2 42,%, = 3 < T er =0 = L >° IL Melbourn RkgZ 772 EP ZB: [6) as ee 4 Horizon A PlenusM Table 2 Stratigraphy of the Sussex White Chalk Formation: Lewes and Whitecliffe stratotypes much more homogeneous than the griotte marl, has a distinet base and a dark colour and may posess either a plastic or brittle texture. The homogeneous nature of these marl seams (closed seam of Rowe 1900) is maintained over thousands of square kilometres and provides an unmistakable signature on geophysical borehole logs (particularly electrical resistivity and natural gamma). In consequence these marls provide a convenient series of easily recognizable marker horizons within the succession which are used to delimit the bounda- ries between many of the members and beds. Six members are recognized as follows: 1. The Caburn Chalk Member; type locality Mount Ca- burn, Lewes, Sussex; basal marker, base of the Melbourn Rock (see JEFFERIES 1963 Plate 2 P. 7, Holywell coast section Eastbourne [boundary stratotype]). The whole member comprises predominantly griotte chalks both of a nodular type e. g. Melbourn Rock and Middle Holywell Beds, and a more massive soft chalk type in the remainder of the sequen- ce. Discrete marl seams particularly characterise the upper part of the sequence beginning with the Malling Street Marls atthe boundary between the conventional Mytiloides labia- tus and Terebratulina lata Zones and the lower marl which is also the boundary between the Holywell and New Pits Beds. 2. The Lewes Chalk Member; type locality Lewes, Sussex, basal marker the surface beneath the Glynde Marl at Caburn Pit, Lewes (boundary stratotype). Well developed beds of nodular chalk enter above the Glynde Marl and recur in belts separated by softer sometimes griotte chalks. Discrete marls are present in the lower half of the member and the first regu- lar flint seams enter in the Glynde Beds in association with the first nodular chalks. The boundary between the Caburn and Lewes Chalk so de- fined does not equate with the boundary between the Middle and Upper Chalk used by the Geological Survey in the south 31 coast counties of England (Jukes-Browne & Hırı 19034) but falls considerably below it (Table 1). Both the Chalk Rock and the Top Rock (Figure 4a and b), however defined strati- graphically, fall within the Lewes Chalk. These two marker units represent varying degrees of condensation resulting in complex amalgamation of nodular chalks to mature hard- grounds. Various horizons have been identified as the Chalk Rock or Top Rock sensu lato (Hırı 1886). These various le- vels are indicated in Figure 4a and b. The Chalk Rock sensu stricto (1. e. WHITAKER 1861; Hırı 1886) has been investigated by BromL£y & Gate (in press). The bed names proposed for the subdivision ofthe Lewes Chalk are intended to replace the ambiguous terms Chalk Rock and Top Rock particularly in the region of the Chalk Rock sensu lato. Bänderkreide texture, aterm derived from the Maastricht- ian Chalk of north-west Germany (VoıGt & HANTSCHEL, 1956) to describe discrete millimetre-thick lenses of whispy dark clay and silt grade marl occurs at two distinct levels in the Lewes Member. The lower horizon occurs everywhere bet- ween the Lewes Hardground and the Navigation Marl (Figu- re 4a) and the upper horizon between the various hard- grounds and nodular beds comprising the Beachy Head Beds. This streaky marl structure has been referred to the trace fossil Zoophycos and this identification has now been confirmed for the first time in the Sussex White Chalk (R. G. BROMLEY and A. EKDALE, personal communication). 3. The Seaford Chalk Member; type locality Seaford Head, Sussex; basal marker lower Shoreham Marl Seam at Seaford Head (boundary stratotype). Seaford chalk is typical of the featureless lithology but containing numerous laminae at Sea- ford Head and also containing several prominent flint seams of which the Seven Sisters Flint is the most conspicuous. 4. Newhaven Chalk Member; type localities Seaford Head and Newhaven, Sussex; basal marker the Seaford Marl at Sea- Table 2: Note that the column showing faunules shows levels of abundance and not total ranges. Key: Shide M = Marl BTM = Belle Tout Marl; NP 2 = New Pits Marl No. 2; Inoceramids: hercyn hercynicus; lamarc lamarcki; I. w. dorf = waltersdorfensis; cf koen. = koeneni; M. transition group of Micrasterids as yetnot formally identified transitional between M. decipiens and M. coranguinum with affinities to M. intermedius; U. s = Uintacrinus socalıs; M.t = Marsupites testudinarins; E. tectiform = Echinocorys scutata var: tectiformis; E. depressu = Echinocorys scutata var: depressula; ©. plano = Offaster planatus (planoconvexus); E. downend = Echinocorys of particular shape found in the higher Whitecliff Chalk (see also Fig. 4dEE. s. type 6) found at Downend Quarry, Portsdown and not yet formally identified. 3NY (1561 8 6E61 494seH9) sdew jeuoz SI9}seH) WwOA} paljıpow sı sıaquaw JO doı51no Mn ae - VOIEWIOZ YIEYIZ SYUM X9SSNS 9U} 10} X9SSNS }seF ul salJıleIO0] adAL 2514 asnoy ! r f se ng I ee [&:} g deg Sunug usAeH auıyon deg, adoH QGV3H QAYOJV3S Iulod uıngey some] |/ / N3AVHM3N u, puoeas [U ] 2 SIe11J sda}s uoneng ueneymon [1] ]] Oo u aıııaan Buisie] TÜERLER] Sjji ns6l yuoaıum [|] Slid SYIVHI NUNIVIIN / $ 19MAjOH % 6gısv3 y A ZN BE AıngqBu1joH VdsPUAı9 + fl A apukı9 wye T t o 5 — —— R Yd PN auınogqapuA saw z n o ? oqapuk19 weu}jo NY HANIEUI ayıL uoydwnid yI+ ford Head (boundary stratotype). The Newhaven Chalk sees the return of griotte marl lithologies but in chalk of greater purity than the Caburn Member and with greater intervals between the griotte marl layers. Of particular interest are some of the discrete marl seams particularly the Brighton Marl in the Marsupites testudinarins Zone and the Old Nore Marl (Figure 4c). Marl in this part of the sequence is restricted to Wessex and Sussex and is better developed in the central part of the trough around Salisbury and Winchester, where for example the Pepperbox Marls appear butare absent in East Sussex at Newhaven. Consequently the upper limit of marl in the sequence is stratigraphically variable but within limited bounds. 5. Whitecliff Chalk Member; type locality Whitecliff, Isle of Wight; basal marker the upper Castle Hill Marl; Castle Hill, Newhaven and Whitecliff, Isleof Wight (boundary stra- totypes). As stated above the upper limit of marl seams around the junction between the Newhaven and Whitecliff Chalk varies between Sussex and Wessex but the Castle Hill Marls remain, everywhere, a major and easily recognizable marker and are therefore chosen as the boundary between 33 these members. With the exception of the Castle Hill Beds, a distinctive flinty unit at the base of the member, in which marl seams such as the Pepperbox Marls are developed in the we- stern partoftheregion, the Whitecliff Chalk is devoid of good marl seams. The member contains flint seams throughout but at certain levels columnar or paramoudra potstone flint hori- zons (sensu BROMLEY etal. 1975) are present and these are late- rally persistent (see Figure 4d). Paramoudras in association with levels of pelletal phosphate enrichment are a feature of the higher part of the member. 6. The Portsdown Member; type localities Portsdown (Bedhampton and Farlington) Hants and Whitecliff, Isle of Wight; basal marker, the Portsdown Marl at Whitecliff (boundary stratotype). Griotte marl seams return in the Portsdown Member and as in the Newhaven Chalk many of the seams are paired (e. g. BryDone 1914). The upper limit of this member is not defined although in the Scratchells Bay sec- tion the return of marl-free chalk can be recognized. These six members are subdivided into beds (see Table 2) but the delimiting marker horizons for all bed divisions are defined elsewhere (Mortimore in preparation). IITBIOSTRATIGRAPERY An internationally agreed scheme for the boundaries and subdivisons of the Coniacian to Campanian is still not resolv- ed. Criticalammonites and belemnites are either absent or not preserved in sufficient numbers in the chalk facies of the Sout- hern Province of England to contribute to such a discussion. However inoceramid, echinoid and brachiopod assemblages are abundant at many levels, and the first two groups potenti- ally allow a more refined subdivision then the traditional zo- nal scheme suggests (Table 2). Some of the critical taxa also occur in the Paris Basin Chalk associated with ammonites no- tably in the Craie de Villedieu and, therefore, a preliminary statement or their position in the southern English Chalk is considered to be of value. Ranges of the key marker species, both macro-fossils and foraminifera are shown in Baıtey etal. 1982 against the litho- stratigraphical framework defined here. It is hoped that at a later stage modifications to the zonal structure of the Sussex White Chalk can be made based on Micraster (DrUMMOND in preparation). From BaıL£y etal. Figures2 and 3, it will be seen that an inoceramid zonation is implicit in the Coniacian and Santonian. Inoceramids are also of particular use in subdivi- sion of the Turonian (Table 2). IV. SEDIMENTATION IN THE SUSSEX TROUGH AND IN ITS MARGINS Isopachyte data (Figures 3a-d) indicates that the Southern Province Upper Cretaceous was deposited in a broad basin which had an axial trough running close to the northern mar- gin of the South Downs of East Sussex and through Winches- ter and Salisbury to the west. Maximum fluctuation in thick- ness throughout the Upper Cretaceous is concentrated in East Sussex. Isopachyte maps (Figure 3) demonstrate that areas of shoal- ing are present around the western and northern margins of the basın, (Mid-Dorset Swell and the Berkshire-Chilterns Shelf, Figure 3). Local thinning across periclinal-shaped structures is also apparent from the isopachyte data. Many more of these structures probably exist on both the shelves and in the main basin of deposition. The Wessex part of the Lower Chalk isopachytes (Figure 3a) follow those of Drun- MOND (1970) who defined the Wessex Shelf and Mid-Dorset Swell. The Berkshire-Chilterns Shelf is a region of general thinning but also clearly contains swell-like structures (Figu- re 3c). Lithofacies variation is clearly controlled by both the gross basin structure of the region (Figure 3a-d) and the local peri- clinalaxes (e. g. Brighton Dome, Figure 5a). Shelves and local swells tend to be the sites of sediment attenuation and the con- comittant development of nodular chalks and mature hard- grounds. Some marker beds such as marl and flint seams may have been eroded, or in fact never deposited, across such structures as the Brighton Dome. Coarser, calcarenitic chalks are frequently found in the cuvettes associated with local structures, or as in the case of the Kingston Beds, infill the main axis of the trough (Brypone’s Twyford Down facies, Fi- gure 3c, GRIFFITHS & BRYDoNE, 1911 p. 13-14). This facies is now best seen in the upper Kingston Beds in Bridgewick Quarry near Lewes. 34 Coarser sediments on shelves ©, 100 Da5 Zone of maxımum fluctuatıon Fig.3a Lower Chalk Isopachytes (Metres): Wessex data from Drummond 1970 Area of a condensed M.labiatus zone and well developed Melbourn Rock 60 Area of a condensed T.lata zone DJ Intermediate area argate Ir A 7 6 or DE 2% DE IL 40 Is 60 j Zone ot maxımum MR satıon Fig.3b Caburn Chalk Isopachytes Low and Mid Turonian (Metres) Area of typical Chalk Rock (Burghclere Facies of Brydone 1911) Area of Twyford Down Facies (Brydone 1911) 2m 2 II Intermediate area Ä RI Localities with ‘spurious’ Chalk Rocks « Control point - RT “Thu LEGEN echt Fig.3c High Turonian Isopachytes ( Metres) 7 Area of typical Top Rock(Chatwin and Withers 1908 Hope Gap to Light Point Hardgrounds) Southern Top Rock (Navigation Hardgrounds) « Control point \ IN RS N N NN NAN = .s—-. N NE 5 N DET ERST, ERST es Ran 26 ZEITEN RUN 38240 &4, \ 240 SIE NUNIENS % N Sn a0 42 Zone of maxımum fluctuation Fig.3d Upper Lewes Chalk Isopachytes(metres) Low and Mid Ccniacian 7 nQ N DERRY in un V. STRATIGRAPHIGE ANOMATLTES i LEWES COMPTON SHILLINGSTONE MERE DOVER 5 NAVIGATION & CABURN BAY DORSET CHARNAGE DOWN I ANGDON & AKERS ° SUSSEX 1.0.W. WILTS Zoe Navigation M 7—— _ _.— m ao z ie} E 45 o > < Z | Lewes HG } Chalk Rock = 40 A of Dover {=} m ao wo = 35 Chalk Rock 2 Sensu Stricto EI % H—— Lewes M 7 % a Th m 3-r—-- + x ao —,’J [7 «|ö fe z[3l3| & © > 2 == [o} x = 5 BGE U CEIM Spurious Chalk Rock on|2 FIw 30 20 == 2 sa 8 | | eapurn Mm = = SE Chalk Rock Sensu Lato E 8 (Sussex, Hants,Dorset) w a« |2 0 WO |Southerham E 7 un — oO ww L) w 2 5 fr} para Lewes Chalk Rock J Giynde M o Fig.4a Variation in the Lower Lewes Chalk in the Southern Province: England The various horizons of Chalk Rock are only shown on the sections where they were named by previous authors LEWES WITH CULVER SHILLINGSTONE MERE DOVER BED: BEACHY HEAD 1.0.W. DORSET WiLTS LANGDON & ST. MARGARETS Shoreham M z o Bruer ot BH 5 M 25 =? z Beachy Head LP2 ) Sponge Beds Wer w el Light point 20 Beeding S b <« 3 Light point 15 zZ & | Hardgrounds © E en Top Rock of HopsiSap z|u|o u Dorset / Wiltshire \ = = = So S Sl Cliffe HG Q Fr Beeding 23 =] Hardgrounds Mezezen Dover Top Rock z {6} (Navıgation HG) o|x« 2 © & m 3 =) Leu Hope Gap Wa Hardgrounds od Io o 2° |Cliffe Hardgnds = _ Navis an Be Top Rock of Sussex and Kent (Sussex Top Rock) TUR. .» Fig.4b Variation in the Upper Lewes Chalk in the Southern Province: England ,showing the many have been taken as top rock replaced by the bed names proposed here cc 4 SEAFORD BLACK RABBIT PAULSGROVE WHITECLIFF Fr [=] SUSSEX ARUNDEL PORTSDOWN ISLE OF WIGHT W = 2 SUSSEX HANTS r Ira M a w Metres % |Arundel Sp.Bed 20 ö 5 | Telscombe M ns 19 Meeching M 10 Zu °. m z HE —|Peacehaven M / z P — Old Nore M : / 0 A = [-} la IN © © r The so-called flintless B3 y belt of Rowe 1907 ° / o / 2 / ——a Er nt > < H——1 Brighton M > z : ee el. [M] zZ z S z © E z= < n Asaresult of the variation in thickness and lithofacies indi- cated in Figure 3, it might be expected that correlation of li- tho- and biostratigraphic marker beds would encounter diffi- culties. It is clear from Figure 4a-d, however, that some mar- ker beds not only cross all the structures of the basın but also occur on an interbasinal scale from southern England to the North Sea and possibly beyond. A good example of a persi- stent horizon is given by the Glynde Marl (Figure 4a) which survives the attenuation occuring in the high Turonian bet- ween Lewes and Mere and through the Chiltern Hills and continues into the Northern Province. On the other hand, marl seams such as the Southerham, Caburn, Bridgewick and Lewes Marls gradually disappear westwards in the sequences of West Dorset (Shillingstone), Mere and in the Chilterns. These Marls then reappear north- wards in thicker sequences in the transitional and Northern Provinces. Even in the more expanded sections such as Do- ver, the Lewes Marl has been cut out in the development of the “Dover Chalk Rock” (Figure 4a; Hırı 1886).') At Lewes the Navigation Marls are cut out at Offham Chalk Pits 1.5 km west of the type locality, whilst southwards the Lewes and Navigation Beds condense from 17 m to 8 m with the resul- tant loss of most flint seams and many nodular beds. Such a condensed sequence is well exposed in Shoreham Cement Works. Extreme attenuation has reduced the Lewes Chalk from 80 m at Lewes to 20 m at Mere and in the Chilterns area to some 8-10 m. This process of attenuation was not confined to the Turonian-Coniacian sequence but also affected the Campanian Newhaven and Whitecliff Chalks. Part of the 1) Note terms such as “Dover Chalk Rock” or “Top Rock” are in- tended to indicate horizons referred to by previous authors and are in no way intended to be verification of a stratigraphic terminolo- gy. It is intended that such terms should be replaced by the litho- stratigraphy defined in this paper. Fig.4c Variation in the Newhaven Chalk in the Southern Province- England Newhaven Chalk is reduced from 50 m in East Sussex to 20 m at Whitecliff, Isleof Wight while the Whitecliff Chalk ıs reduc- ed from 115 m at Whitecliff to 35 m at Downend (Ports- down) (Figure 4c and d). Altough not shown on the diagram, (Figure 4d), the Whitecliff Chalk in Sussex must have attained a thickness considerably greater than is found on the Isle of Wight based on the evidence from the scatter of quarries in the Worthing District. Not only are many anomalies in thickness of preserved sedi- ment evident in the region but in some cases displacement of sediment has occured. On the swell around Brighton, the Brighton Dome, (Figure 5a), synsedimentary sliding of blocks of sediment downslope can be demonstrated. This slid- ing has produced distinctive sedimentary-tectonic structu- res, particularly flint shard horizons (the roller beds, Figure 5a). At other localities, such as Downend (GAı£ 1980) on Portsdown, the condensed sediments are involved in a com- plex set of structures which are here interpreted as progressi- vely developed downslope slides which ultimately broke away and produced slump folding and displaced bedding (Figure 5b). Both the Brighton and Portsdown structures probably reflect periods of seismic activity which generated sediment instability. These seismic events possible relate to movement in deep-seated horst structures such as those indi- cated by Lake 1975 linking the Pevensey blocks to the Arling- ton Axis. As a result of these sedimentary processes selection of a type section for the stratigraphy of the Province becomes cri- tical. The thickest and most continuously exposed sections around Lewes and the Isle of Wight provide the chance of studying the most complete stratigraphy against which lateral variation can be tested. As an example, it is clear that around Lewes the critical Tu- ronian-Coniacian boundary sequence is more than twice as thick as anywhere else in the province and contains well pre- ON ee} MEMBER BEDS E WHITECLIFF DOWNEND WORTHING z 1.0.W. PORTSDOWN SUSSEX a [e] = == — Side M —ı Felpham Foresh pe2 --], hide N elpham Foreshore F' = & Appledram I = FH 110 = 5 |Farlington M r E3 > | Bedhampton Paır In ° © |Bedhampton M w } o [2] w z H 100 Micro--- & © |Scratchells M HM— | N\ [0] [o} j a rs Pt — 4 Portsdown M 3 o° \ on rn \ E H90 @|Downend 1 —— a w Phosphatic Cks [777] [Main HG — re (Scratchells) [ns [ra | F80 = {2} x 1 Whitechiff or # whitecliffe fing eur a ER Warning Camp F z a 3 e I} 70 w Whitecliffe M eso= — z l N 5 > Cotes Bottom |oao«o | Zoo» Cotes Bottom F <« Flint « Fri + Fr 60 o = ın . a uU z2 | * u E oO w « «5 |z v 3 [e} ° c 50 ° zer S E u o 7 es elle A w - = ° H40 5 |& | 2 |Charmandean Joogag “oood „ | Charmandear. F = = 5 Flint r ° z ° oo ||.» = = = +30 < n | PM Lancing Flint boooo| a hooa b- [7 12 038 = w a H20 ng 52| Pepperbox M —— | er un <ıI S © ze« 20 — I -— CastleH IM F— 2235 . = +10 ugol x |z 7) az] 2 |2» n - Inn ı Zw E F5 © (7) mel) r 7 cc wo . RS Key to Echinocorys identified so far. See also Table 2:- w Sz ES 1 Large forms of Gaster 1924 (E S. gasteri Peake Ms.) IGS Coll ZN SR ES 2 Small forms of Gaster 1924 (ES. cincta/depressula) IGS Coll ZN ES 3 The Charmandean Forms (Mortimore Coll. CL1) ES4 The Cotes Bottom small forms (Mortimore Coll.CB 2) ES5 The Warning Camp round based forms (Mortimore WC 20) ES 6 The Downend forms (Mortimore Coll. D 18) Fig.4d Variation in the Whitecliff Chalk in the Southern Province- England served echinoid and inoceramid taxa either not preserved or poorly preserved elsewhere in the Province but which are an important part of the stratigraphy in Germany and the Paris Basın. These taxa include Micraster praecursor (pars: sensu Row 1899) M. normanniae (Bucauıe) and M. corbovis (FORBES). The inoceramids are dominated by Mytiloides striatocon- centricus (GUMBEL) s. |. and mytiloid forms of the /. walters- dorfensis ANDERT complex (see also BaıL£y et al. 1982). In highly condensed sequences, for example in parts of Dorset, Berkshire and the Chilterns, critical ammonites and other fossils are found occasionally but it has in the past pro- ved difficult to relate individual horizons such as hardgrounds to other more complete stratigraphic sequences. Other differences within the region are particularly well il- lustrated by the Turonian (Figure 3b) showing the M. labia- tus Zone condensed throughout the North Downs associated with an expanded T. lata Zone. A reverse situation is found in Wessex and it is only in the intermediate area where both zones are expanded and of the same order of thickness that a satisfactory study of their stratigraphies can be carried out. S Basin Wide Diastem Hardgrounds 3 HOPE GAP 2 CLIFFE 1 NAVIGATION Tension crack fabric in lithified chalk Calcarenites banked against the Hope Gap Hardground between Seaford Vein injection structures in soft chalk Head and Beachy Head propogating from horizons of sliding ” 2 The Bänderkreide event Small scale slump beds with flint shards the roller beds over which higher hardgrounds N have rafted down slope 10 Km Fig.5a Diagrammatic representation of sedimentary events across the Brighton Dome during Micraster normanniae times (low Coniacian) Oldest beds punched through the main hardground in the centre of the quarry NE J Old quarry unusual dips [ picked out by flints = m / I ut 7 Rafts of hardgrounds 5 rdisplaced across 7 | anticline Pull-apart with contemporaneous 4 Ba5 = hardening along fracture surfaces ee Broken rafted and overturned main SW Box folds, slumping hardground across anticline - 7 Minor diastem Cryoturbation 2 [ w P Parallel bedded flints in beds overlying the slide complex Stratigraphy Succession of hardgrounds Marls (M1,M2) HARDGROUND WITH OVERLYING MARL MAIN HARDGROUND Shale bed-50,, = 16 6 s 5 SS 4 N 1-3 OLDEST BEDS Fig.5b DOWNEND PORTSDOWN -A Sketch Block Diagram illustrating the more important field relations Complex zone, apparent compression interpreted as slumping resultant upon a much larger scale slide inducing under-tow and local diapirism VI. CONCLUSIONS A Sussex trough bordered by areas of general thinning in Dorset and the Berkshire Chilterns region is identified as the major feature of the Upper Cretaceous of the Southern Pro- vince of England. Many local anomalies occur, such as projec- ting swells. Asa result, stratigraphic hiati are present and it is only by studying the thickest stratigraphic sequences which occur around Lewes and on the coast of East Sussex, supple- mented by the coast sections on the Isle of Wight that a com- plete stratigraphic picture can emerge. The South Downs of Sussex are the focus of the maximum fluctuation in thickness in the region. The Wessex Basin of Drummono (1967; 1970) is simply the head of a southeasterly plunging structure which had its main area of deposition in Sussex throughout most of the Upper Cretaceous. This is shown by the parallelism of the isopachyte pattern in the Lower Chalk and the Lewes Chalks (Figure 3). Altough anomalies are present, nevertheless correlation of many of the major marker horizons and chalk members is possible over very long distances. Where attentuation has re- sulted in the loss of a marker bed, renewed expansion usually sees the reappearance of that bed. Many different levels have been called “Chalk Rock” or “Top Rock” (Figure 4a, b) as a result of spurious correlations. The new stratigraphy propos- ed replaces these terms with bed and member divisions. It can frequently be demonstrated that some bedding planes follow marked erosion surfaces and, in many situations, the debris of mixed fossil assemblages scattered through a bed suggests current reworking, transportation and deposition. This clearly suggests that no one locality will necessarily con- tain every aspect of the stratigraphy of the region and that a “type section” will necessarily be a composite. ACKNOWLEDGEMENTS I am particularly grateful to my colleague Dr. Phillip Drummond for his continuous help and encouragement throughout the develop- ment of this research project which was funded by Brighton Poly- technic. The final form of the stratigraphy proposed owes a great deal to discussions with members of the Institute of Geological Sciences, in particular to Ray Gallois, Bob Lake, Roy Shepard-Thorn, Brian Young and Chris Wood. Chris Wood has also been a continuous source of guidance with Chalk palaeontology. My family, Diana, Jamie, Sally and Tom have also proved invaluable field assıstants. Ri- chard Bromley, Chris Wood and Jake Hancock have provided con- structive criticisms of drafts to this paper. LITERATURE BAILEY, H. W., GALE, A. $., MORTIMORE, R. N., SWIECICKI, A. and WOOD, C. J. (in press): The Coniacian-Maastrichtian Stages of the United Kingdom with particular reference to Southern England. — Newsletters on Stratigraphy. BARROIS, C. (1876): Recherches sur le terrain Cretace Superieur de l’Angleterre et de ’Irlande. - Mem. Soc. Geol. Nord., 4-10; Lille. BROMLEY, R. G. (1975): Trace fossils at Omission Surfaces. — In FREY, R. W. (Ed.): The Study of Trace Fossils, 399427; New York (Springer). — — & GALE, A. S. (in press): The Lithostratigraphy of the English Chalk Rock. — Cretaceous Research. — — ‚SCHULZ, M.G.& PEAKE, N. B. (1975): Paramoudras: giant flints, long burrows and the early diagenesis of chalks. -K. dansk. Vidensk. Selsk. Geol. Skr., 20/10, 31 pp. BRYDONE, R. M. (1912): The stratigraphy of the chalk of Hants. — 8 vo., 116 pp., 3 pls., col. Map.; London (Dulau & Co.). — — (1914): The Zone of Offaster pilula in the South English Chalk. — Geol. Mag., 51, 359-369, 405411; 449-457, 509-513. CHATWIN, C. P. & WITHERS, T. H. (1908): The zones ofthe Chalk in the Thames Valley between Goring and Shiplake. — Proc. Geol. Ass., 20, 390-419. - Dixon, F. (1850): The geology and Fossils of the Tertiary and Creta- ceous Formations of Sussex; London, New Edition, 1878. — — (1878, 2nd Edition): The geology of Sussex. — Edited by Prof. T. R. JONES, 4to Brighton. Geol. Map., 65 plates. DRUMMOND, P. V. ©. (1967): The Cenomanian Palaeogeography of Dorset and adjacent counties. - Ph. D. Thesis, Univ. London. — — (1970): The Mid Dorset Swell. Evidence of Albian-Cenoma- nıan movements in Wessex. — Proc. Geol. Ass., 81, 679-714. Evans, C. (1870): On some sections of Chalk between Croydon and Oxtead. — Proc. Geol. Ass.; Lewes, 1870. FLETCHER, T. P. (1979): The lithostratigraphy of Upper Chalk sedi- ments in Northern Ireland. — Rep. Inst. Geol. Sci. GALE, A. S. (1980): Penecontemporaneous folding, sedimentation and erosion in Campanian Chalk near Portsmouth, England. — Sedimentology, 27, 137-151. GASTER, C. T. A. (1924): The Chalk of the Worthing District, Sus- sex. - Proc. Geol. Assoc., 35, 89-110. — — (1939): The stratigraphy of the Chalk of Sussex. Part II. Eastern Area. Seaford to Cuckmere Valley and Eastbourne, with zonal map. - Proc. Geol. Ass., 50, 510-526. — — (1951): The stratigraphy of the Chalk of Sussex. Part IV. East Central Area — between the Valley of the Adur and Seaford, with zonal map. — Proc. Geol. Ass., 62, 31-64. GRIFFITHS, C. and BRYDONE, R. M. (1911): The Zones of the Chalk in Hants. — 8 vo., 3 pp., 4 pls.; London (Dulau & Co.). HE£BERT, E. (1874): Comparison de la craie des cotes d’Angleterre avec celle de la France. — Bull. Soc. Geol. Fr., (3), 2, 416. — — (1875): Ondulations de la craie dans le Bassin de Paris. — Bull. Soc. Geol. Fr., 33, 512-546. Hırı, W. W. (1886): On beds between the Upper and Lower Chalk of Dover and their comparison with the Middle Chalk of Cambridgeshire. — Quart. J. Geol. Soc., 42, 232-248. JEFFERIES, R. P. S. (1963): The Stratigraphy of the Actinocamax ple- nus Subzone (Turonian) in the Anglo-Paris Basın. — Proc. Geol. Ass., 74, 1-33. JUKES-BROWNE, A. J. and Hırı, W. (1903): The Cretaceous Rocks of Britain 2: The Lower and Middle Chalk of England. - Mem. Geol. Surv. U. K., 568 pp. — — (1904): The Cretaceous Rocks of Britain 3: The Upper Chalk of England. - Mem. Geol. Surv., U. K., 566 pp. KRUMBEIN, W. C. and SLoss, L. L. (1951, 2nd Edition 1963): Strati- graphy and Sedimentation. — 660 pp.; San Francisco (W. H. Freeman and Co.). LAKE, R. D. (1975): The structure of the Weald - a review. — Proc. Geol. Ass., 86, 549-557. MANTELL, G. A. (1822): The Fossils of the South Downs or Illustra- tions of the Geology of Sussex; London. MORTIMORE, R. N. (1979): The Relationship of Stratigraphy and Tectofacies to the Physical Properties of the White Chalk of Sussex. -— Ph. D. Thesis, Brighton Polytechnic. RAWSON, P. F., CURRY, D., DILLEY, F. C., HANCOCcK, J. M., KEN- NEDY, W. J., NEALE, J. W., WOOD, C. J. and Worssam, B. C. (1978): A correlation ofthe Cretaceous Rocks in the British Isles. - Geol. Soc. London. Spec. Rep. 9, 70 pp.; London. ROWE, A. W. (1899): An analysıs of the genus Micraster, as determined by rigorous zonal collecting from the Zone of Rhynchonella cuvieri to that of Micraster corangninum. — Quart. J. Geol. Soc., 55, 494. — — (1900): The Zones of the White Chalk of the English Coast, Part I, Kent and Sussex. - Proc. Geol. Ass., 16, 289-368. — — (1901): The Zones of the White Chalk of the English Coast, Part II, Dorset. - Proc. Geol. Ass., 17, 1-76. — — (1907): The White Chalk of the English Coast, Part V, Isle of Wight. -— Proc. Geol. Ass., 20, 209-352. STOKES, R. B. (1975): Royaumes et Provinces Fauniques du cretace etablis sur la base d’une etude systematique du genre Micra- 41 ster. — Mem. du Museum National D’Histoire Naturelle, XXXI, 94 pp., 12 Plates. TUCKER, M. E. (1974): Sedimentology of Palaeozoic pelagic limestones: the Devonian Griotte (Southern France) and Ce- phalopodenkalk (Germany). - In: K. J. HsU and H. C. JEN- KYNS (Editors): Pelagic Sediments: on land and under the sea. — Spec. Publ. Int. Ass. Sediment., I, 71-92. VOIGT, E. and HANTSZCHEL, W. (1956): Die grauen Bänder in der Schreibkreide Nordwestdeutschlands und ihre Deutung als Lebensspuren. Mitt. Geol. StInst. Hamb., 25, 104-22; Ham- burg. WHITAKER, W. (1861): On the Chalk Rock the topmost bed of the Lower Chalk in Berkshire, Oxfordshire, Buckinghamshire, etc. Proc. Geol. Soc., 17, 166-170. Wırson, H. E. and MANNING, P. I. (1978): Geology of the Cause- way Coast, 2 Vols. Mem. Geol. Surv. North. Irel., Sheet 7. WOOD, C. J. and SMITH, E. G. (1978): Lithostratigraphical classifica- tion of the Chalk in North Yorkshire, Humberside and Lin- colnshire. Proc. Yorks. Geol. Soc., 42, 263-287. Zivelann | 10 43-54 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 43 Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und Möhnesee') Von MARTIN HISS*) Mit 7 Abbildungen ım Text KURZFASSUNG Die lithofaziell sehr stark wechselnden Cenoman-Schich- ten am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee werden aufgrund von Ammoniten- und Foraminiferen-Untersu- chungen biostratigraphisch neu gegliedert. Die moderne Ce- noman-Ammonitenstratigraphie für den borealen Fazies- raum kann dabei zugrunde gelegt werden. Dadurch wird eine exakte Korrelation der hier untersuchten Cenoman-Schich- ten mit Vorkommen außerhalb Westfalens erstmals ermög- licht. Mittels Foraminiferen kann für das bearbeitete Gebiet eine Zonengliederung durchgeführt werden, diese wird mit Untersuchungen aus England und Belgien verglichen. Der Beginn der Cenoman-Sedimentation erfolgt mit der Transgression über paläozoischen Untergrund im tieferen Untercenoman; nur im W (südwestlich Unna) beginnt die Schichtenfolge erst im oberen Untercenoman. Die Fazies- grenze zwischen der ‚Formation des Essener Grünsandes“ im unteren Teil des Cenomans und der darüber folgenden „Unteren Mergel-Kalk-Formation“ kann für den Ostteil des Gebietes an die Grenze Unter-/Mittelcenoman und für den Westteil in das Obercenoman festgelegt werden. Der dia- chrone Verlauf dieser lithologischen Grenze ist sowohl mit Ammoniten als auch Foraminiferen nachzuweisen. Der Grenzbereich zwischen Cenoman und Unterturon ist im ge- samten Gebiet durch eine Schichtlücke gekennzeichnet. NBSTRACHT Biostratigraphy of Cenomanian deposits in the Haarstrang Hills between Unna and Möhnesee has been revised, based on ammonites and foraminifers. Lithofacies characteristics of these deposits are very variable. The new subdivision is based onthe modern ammonite biostratigraphy of the Boreal realm, which made possible, for the fırst time, to precisely correlate the deposits investigated with occurrences beyond Westfalia. Foraminifers enabled a zonal subdivision which is compared with the results obtained in Belgium and England. Cretaceous deposition started transgressively over the Pa- leozoic basement in lower Early Cenomanian times; only in the west (SW of Unna) the sequence begıns with the late Early Cenomanian. The facies boundary between the ‚Essen Greensand Formation‘ of the Lower Cenomanian and the overlying „Lower Marl-Limestone Formation“ corresponds with the boundary Lower/Middle Cenomanian in the east, whereas in the west it is situated within the Upper Cenoma- nıan. The diachronous extension of this lithologic boundary can be proved by both ammonites and foraminifers. The Ce- nomanian/Turonian boundary is characterized by a hiatus in the entire area investigated. 1 EINTERTUNG Im Rahmen des internationalen Forschungsprogramms ‚„Mid-Cretaceous-Events“ werden von der Arbeitsgruppe Münster die „‚Mittelkreide“-Transgressionssedimente (Alb !) Beitrag zum IUGS-major-Projekt Mid-Cretaceous-Events, na- tionale Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft. Beitrag Nr. 16 der Arbeitsgruppe Münster. bis Unterturon) Westfalens neu bearbeitet. In diesem Zu- sammenhang stehen stratigraphisch-fazielle Untersuchungen der Kreide-Basissedimente am heutigen Kreide-Südrand ) M. Hıss, Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, De- Greiff-Str. 195, Postfach 1080, D-4150 Krefeld. 44 &Hamm Dortmund Bochum Duisburg Essen Schwerte © @& Iserlohn 0 5 10 15 20 25 km ja ee Bielefeld [B tadt na Iıppstadt, — Paderborn Bo ©Soest ©®Anrochte Ei DA ed \ ee arstein Arnsberg & Brilon ® Ruhr Meschede Abb. 1. Übersichtskarte mit Lage des untersuchten Gebietes am Südrand des Münsterländer Kreidebek- kens. Verbreitung des Cenomans'nach H. ARNOLD (1964). (Haarstrang) zwischen Unna und Möhnesee (M. Hıss 1981). Die unmittelbar dem paläozoischen Untergrund auflagern- den Kreide-Sedimente sind in diesem Gebiet (Abb. 1) ın meh- reren Steinbrüchen zugänglich und waren in den letzten Jah- ren in einigen kurzzeitigen Aufschlüssen sehr gut zu beobach- ten. Das Cenoman- und teilweise Unterturon-Alter dieser Sedimente ist seit langem bekannt, jedoch war bisher eine ge- naue biostratigraphische Gliederung nicht möglich, da strati- graphische Faunen-Bearbeitungen in der faziell häufig wech- selnden Schichtenfolge weitgehend fehlten. Es konnte nun eine große Zahl von Ammoniten horizontiert aufgesammelt und beschrieben werden (M. Hıss 1982a). Ferner wurde die Foraminiferenfauna stratigraphisch ausgewertet. Dadurch ergibt sich erstmals die Möglichkeit, die Kreide-Basissedi- mente am Haarstrang nach modernen Gesichtspunkten im Detail biostratigraphisch zu gliedern und mit Cenoman-Vor- kommen außerhalb Westfalens zu korrelieren. 2, LEI HOSTRATIGRAPEIE Das Cenoman am Kreide-Südrand zwischen Unna und Möhnesee lagert diskordant dem gefalteten Paläozoikum auf. Das Normalprofil beginnt mit einem nur wenige Zentimeter mächtigen Basalkonglomerat. Es folgen eine zunächst über- wiegend klastische Serie (Limonit-Sandstein-, Glaukonit- Sandstein-Horizont) und darüber glaukonitisch-karbonati- sche Sedimente (Glaukonit-Sandmergelstein-, Glaukonit- Sandkalkstein- und glaukonitischer Übergangshorizont). Diese basalen Schichten werden zusammen als ‚‚Formation des Essener Grünsandes‘“ bezeichnet (M. Hıss 1981). Die darauf lagernden Sedimente der ‚‚unteren Mergel-Kalk-For- mation‘“ beginnen mit kieseligen, hornsteinführenden Kalk- steinen, setzen sich mit arenitischen Kalkmergelsteinen fort und werden zum Hangenden hin durch eine Kalkknollen- bank abgeschlossen. Die darüber folgenden Mergelsteine (la- biatus-Schichten) haben bereits unterturones Alter. Abweichend vom Normalprofil treten lateral starke Faziesänderungen auf (Abb. 2). Diese werden durch eine ausgeprägte Oberflächenmorphologie des paläozoischen Un- tergrundes hervorgerufen. Auf Untergrunderhebungen (Klippen und Schwellen) ist die Schichtenfolge oft lückenhaft oder faziell abweichend (Klippensedimente) ausgebildet. Im Bereich von Senken ist das Cenoman — wie im Normalprofil beschrieben - in der Regel vollständig entwickelt. "[23sadıep Naydnyseunursany-uewous) ınz änzag ur puis a]1joIg al "SAU yOW pun euun uayssimz due.nsıeerg we a]lJo1g-ueWwousy Jap uUOnEJP11I0Y ayssıydeiänensumg 7 "gqYy \ wus 4SPuDsunJg Jauayın = : |awoM — 3423]aQ LOoR 3yuas & j MEN (apup4sap]1josd) gDysyowuabun] = Mb yanayIs Juoziyoysbundsagn 050/849 DJJalJDINx8Jopnasy a4LaWwıpasusjlamyag —i = !3yUD4y DJjaA0JDIA UDWOUI) = z UNNAES uorA WnwixDwsdun,asguaA Jaysı Uoynn)g ELJJTELFEIN) alamyas r Gare auıa4sy]Dy Lapuauyn) (el=-|-]] ula}jsusoH pun uabıl aylouyjasaıy w ulsjsyjDy uayyaıyassısp 3)D40] 8 uazuayg ay)sıydo,bynsjsoig UoZ1Jo ve: = Lazua,bsaızny Y 2 Ei ja: -UIB}SPUDS - HLOWI7 -asaly Jap JUOZIJOH 4UOZIJOH -UIajs UIajsWo| / ulajspuns IDEE -PUDS-HUOYnDIg "uoqJoy ayUDqUIBJSUJO UaJJoUyy1Dy ö “ Jabjsayun 45j35Jawyp' 4UOZIJOH - ulajsjab [ a ula/s)abJaw 4UOZIJOoH EEE -JawpuDS-4UONnDIO) " ä suung —uawayg LOA a]jaMUDS apayJIM —uabnyuasnng oA ayuas i -ur2ysjeduawyoy | FEOIBbsW 4UOZIJOH - UIajs YUDqUaJlOUNyIDy -MDYPUDS-4Uoynn)g | bw Jabıpuns CH .71= 77 Ua4yIyIS-SN}OIgD) 3 HOVN M NOA 31140Ad a3qQ NOILVIIUUON IHISIH4VASILWALSNIII usawoyg: ENPIHTENNEIRTTS: yalyawjlıg A in aleMyIJS: OA ayuas : yıayaquaddiyy LoguDy woua)-W Eiczul MM In |enen] jewopM JJog wNY204S anabßnyg [180 SHI I 4IsyDd JII uabnyaım | woyjaH | mayas ouJa4sO alydosbiynsys| Jdysıajbuan 4s0o jewoMm ayaaquoy ENBEIEIG auung uaduIon WaWwaıg quaunyg ussnpg UJawoJy ‘pP ajjend ynawg | aıydousynuys 46 Diesen lokalen und regionalen Faziesschwankungen ist eine generelle Faziesänderung übergeordnet. Im Raum Unna wird die Cenoman-Schichtenfolge vollständig durch die Formation des Essener Grünsandes vertreten. Nach E geht der Anteil dieser Formation auf Kosten der rein karbonati- schen Sedimente (untere Mergel-Kalk-Formation) zurück. Neben der faunistischen Datierung einzelner lithostratigra- phischer Einheiten ist daher die Klärung des zeitlichen Ver- laufs dieser generellen Faziesänderung von besonderem In- teresse. Die Mächtigkeit des Cenomans am Haarstrang schwankt stark, bedingt durch die großen Faziesunterschiede. Im Raum südlich von Unna beträgt sie nur wenige Meter (0 m bis 5 m). Sie nimmt nach E allmählich zu und erreicht am Möhnesee etwa 20 m bis 25 m (ausführliche Darstellung der Lithostrati- graphie bei M. Hıss 1982b). 3» BISHERIGE GLIEDERUNG Die bisherige biostratigraphische Gliederung des Ceno- mans in Westfalen geht auf C. SCHLUTER (1876 a,b) zurück. Mit geringfügigen Ergänzungen und nomenklatorischer Überarbeitung (P. Kukuk & D. Woransky 1941; ©. Seıtz 1952) findet diese Gliederung noch heute ihre Anwendung (z. B. H. Arnorp 1964a; E. SEıBErTz 1979; vgl. Abb. 4). Schon seit langem ist aber bekannt, daß einige der ScHLU- ter’schen Zonenfossilien eine stark faziesabhängige Verbrei- tung zeigen und gerade in den lithologisch sehr unterschiedli- chen Sedimenten am Kreide-Südrand in mehreren Zonen gleichzeitig auftreten können (vgl. z. B.: R. Bärtıing 1920: 172; T. WEGNER 1926: 453). Eine Gliederung auf exakter bio- stratigraphischer Grundlage sowie biostratigraphische Kor- relationen mit Cenoman-Vorkommen außerhalb Westfalens werden dadurch sehr erschwert. Bisher war es aber nicht möglich, eine genaue, überregional vergleichbare biostrati- graphische Gliederung zu erarbeiten, da in den faziell sehr un- terschiedlichen Cenoman-Sedimenten in Westfalen exakte lı- thostratigraphische Bearbeitungen und neuere Untersuchun- gen der Mikro- und Makrofaunen fehlten. Inzwischen liegen aber erste Ergebnisse in dieser Richtung vor (J. M. Hancock et al. 1972; ]J. Wıepmann 1979; |]. WIEDMANN & H. L. SCHnEIDER 1979; C. Fries 1979; M. Hıss 1979, 1981). Die stratigraphische Gliederung des Cenomans im engeren Untersuchungsgebiet geht in ihren Grundzügen auf R. BART- LınG (1909, 1911, 1920) zurück. Er teilt das Cenoman in die von C. SCHLUTER aufgestellten Zonen. Dabei konnte er fest- stellen, daß im Raum Billmerich (südlich Unna) das gesamte und im Raum Ense-Bremen (südlich Werl) nur noch die un- terste Zone des Cenomans in glaukonitischer Fazies ausgebil- det ist. Bei der Zonen-Abgrenzung berücksichtigt er zwar die Fauna, stellt aber gleichzeitig fest, daß eine rein paläontologi- sche Gliederung nicht möglich ist, da mehrere, verschiedenen Zonen angehörende Leitfossilien nebeneinander in einem Horizont auftreten (R. BArrıınG 1911: 102). Die Abgren- zung der Zonen erfolgt daher nach rein lithostratigraphischen Gesichtspunkten. Alle späteren Bearbeiter gliedern das Ce- noman im Untersuchungsgebiet in Anlehnung an R. BArT- LınG ebenfalls weitgehend nach lithologischen Aspekten (vgl. Abb. 3). Nach Auffassung der meisten Autoren beginnt die Schichtenfolge mit dem Untercenoman (,,Zone des Pecten asper und Catopygus carinatus“). Nach B. BESCHOREN (1927) gehören die ältesten Sedimente aber bereits dem Mittelceno- man an (,‚Zone der Schloenbachia varıans und Hemiaster gripenkerli“). 4. DIE MODERNE CENOMAN-GLIEDERUNG Eine moderne Ammoniten-Zonengliederung im borealen 'Faziesraum des nördlichen Europas wurde zunächst von J. M. Hancock (1959) für Nordfrankreich (Sarthe) erarbei- tet. Weitere biostratigraphische Bearbeitungen vor allem in Südengland durch W. J. Kennepy (1971), W. J. Kenneoy & J. M. Hancock (1970, 1971, 1978) führten zu der in Abb. 4 wiedergegebenen und heute in Nordwesteuropa allgemein anerkannten Zonengliederung. Die von W. J. Kenneoy ur- sprünglich als „‚assemblage-zones‘“ aufgestellten Untertei- lungen der mantelli- und rhotomagense-Zone werden heute unterschiedlich als ‚„‚Subzonen“ oder oft auch als selbständige Zonen behandelt. Diese moderne Zonengliederung ermöglicht Vergleiche mit mediterranen und außereuropäischen Ablagerungsräu- men. Wenn dabei im einzelnen auch noch Differenzen auftre- ten, so sind doch überregionale Korrelationen möglich (z. B. J. WıEDMANN & G. Kaurrmann 1978; J. WIEDMANN 1979). Neuere Untersuchungen, die diese Zonengliederung zugrunde legen oder sich darauf beziehen, liegen für einige mitteleuropäische Kreidegebiete inzwischen vor (z. B.: Sach- sen: K. A. TROGER 1969; Nordfrankreich/Belgien: F. Ro- BASZYNSKI 1978; Bayrische Alpen: H. Immer 1979; Russische Tafel: D. P. Namm 1979). Auch erste Ansätze, diese auf Westfalen zu übertragen, sind inzwischen gemacht worden (J. M. Hancock et al. 1972; J. WıEDmann & H. L. SCHNEL- DER 1979; C. Fries 1979; A. LOMMERZHEIM 1979; M. Hıss 1979,1981)). Die Basıs des Cenomans wird definiert durch das erste Auf- treten von Ammoniten der Gattung Mantelliceras, Sharpeice- ras, Acompsoceras zusammen mit dem häufigen Vorkommen von Schloenbachia varians (Sow.) und Hypoturrilites (W. J. Kennepy & J. M. Hancock 1978). Die genaue Grenze zwischen Alb und Cenoman ist vermutlich durch eine Schichtlücke, verbunden mit Aufarbeitungshorizonten, ge- kennzeichnet. Von J. WIEDMANN & H. L. SCHNEIDER (1979) und J. Wıepmann (1979) wird in Westfalen ein bisher wenig bekanntes Übergangsniveau zwischen Alb und Cenoman vermutet und durch Ammoniten belegt. Die Autoren schla- Lithostrtigraphie im Bereich Bausenhagen — Möhnesee HISS 1981 K. BESCHOREN 1927 R. BÄRTLING 1920 R. BÄRTLING 1909,1911 südlich Soest F KÜHNE 1938 [Blatt Möhnesee, Neheim -Hüsten] K. BESCHOREN 1927 R. BÄRTLING 1911 P KUKUK 1938 [keine biostratigra- phischen Grenzen ] K. BESCHOREN 1927 R.BÄRTLING 1920 R. BÄRTLING 1909,1911 R. BÄRTLING 1911 [Blatt Unna, west- lich von Schelk] Unna Bausenhagen | Bremen | F. KAHRS 1927 R. BÄRTLING 1920 [Do-Horde -Billmerich) H. WILDBERG 1980 [ohne biostratigra- phischen Bezug] Lithostrafigraphie im Bereich Billmerich — Schelk HISS 1981 Abb. 3. am Haarstrang. (Karbon) Paläozoikum Formation des Essener Grünsands Untere Mergel -Kalk-Formation Schwellensedimente Limonit -Sand-/Glauk / Glaukon -Sand- Kalkmergelstein- [Kalkknollen- Horizont bank varians - Schichten [kc 1/2] P asper + C. carinatus S. varians +H. gripenkerli | A.rhotomag.+ H. subglobos rhotomagense -Schichten [kc3] Schichten m A. plenus Kalkknollenb weiße bis graue Mergelkalke gelbliche, schwach kieselige Kalksteine Essener Grünsand glaukonitischer Mergel untere Mergelkalke = varıans - Planer Essener Grünsand Essener Grünsand glaukonitischer Mergel untere Mergelkalke = varıans - Pläner Essener Grünsand Toneisenstein K Toneisenstein Konglomerat Basalkongl Brauneisen - steinhoriz een Zander een en horizont Sant) Sandmergel- Essener Grünsand onglomerat Unterer Grünsand =Cenoman-Grünsand Unterer Grünsand glaukon. Mergel mit S varıans Grünsandmergel mit Konglo - in Taschen merat an der Basis in Taschen Rotkalke fossilarme| knollige Kalkbank Schichten m. A. plenus Kalkknollenb rhotomagen-Sch. helle Mergelkalke hangende Mergelkalke Kalkmergel |Knollenkalk Schichten m A. plenus Kalkknollenb rhotomagen-Sch helle Mergelkalke fossilarme| knollige Kalkbank arme rhotomagense-Sch helle Mergelkalke arme rhotomagense - Sch knollige Kalke glaukon. Kalkmergel mit A. plenus Toneisenstein Konglomerat Essener Grünsand glaukon Über - ı gangs H.; unterer oberer Essener Grünsand Formation des Essener Grünsands Mergel SDIeTee Klippensedimente ee IL knollige Kalkbank glaukon Kalkstein Glaukonit - Zusammenstellung der bisherigen litho- und biostratigraphischen Gliederungen des Cenomans 48 Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa Ammoniten-Zonen Subzonen Typische Ammoniten und Leitfossilien nach W.J. KENNEDY & JM. HANCOCK (1978) Bisherige Gliederung in Westfalen nach C. SCHLUTER 1876 | Mammites nodosordes (= nodosordes-Zone) Calycoceras naviculare (= naviculare-Zone) Acanthoceras rhotomagense Sciponoceras gracile Inoceramus labiatus labiatus-Zone Sciponoceras gracıle Metoicoceras geslinianum (Actınomax plenus) Eucalycoceras pentagonum Calycoceras navıculare Eucalycoceras pentagonum Calycoceras naviculare ‚Acanthoceras jukesbrowni große Acanthoceraten Turrilites acutus Turrilites acutus Calycoceras ‚Actinocamax plenus Acanthoceras rhotomagense Scaphites equalıs und (= rhotomagense-Zone) Cenoman Turrilites costatus Turrilites costatus Scaphites equalis Sciponoceras baculoide Holaster subglobosus ‚Acanthoceras rhotomagense-Gruppe Mantelliceras ex gr. dixoni Schloenbachia varıans (flache Formen) Mantelliceras ex gr. dixoni Schloenbachia varians Mantelliceras mantelli Mantelliceras saxbii M. saxbıı, M. ventnorense, M. mantelli, S. varians (wenig aufgebläht) u. Hemiaster gripenkerli Hyphoplites falcatus (= mantelli-Zone) Hypoturrilites carcitanensis S. varians, M. mantellı, M. tuberculatum, H. carcıtanensis, Pecten asper und Catopygus carinatus Anisoceras armatum (Neohibolites ultimus) Abb. 4. Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa. gen daher vor, die ‚Zone des Utaturiceras vincinale (Sto- LıczKA)“ unterhalb der Zone des Hypoturrilites carcitanensis (MATHERON) für dieses Niveau einzuführen. Im Untersu- chungsgebiet treten einige Ammoniten auf, die möglicher- weise aus unterstem Untercenoman stammen. Die Annahme einer selbständigen Zone des Utaturiceras vincinale kann aber weder bestätigt, noch widerlegt werden (s. u.). Die Basis des Turons — und damit die Hangendgrenze des Cenomans - ist durch das erste Auftreten von /noceramus la- biatus (SCHLOTH.) und Mammites nodosoides (SCHLUTER) in- ternational festgelegt. Dadurch wird die „‚plenus-Zone“ frü- herer Bearbeiter ganz dem Cenoman angeschlossen und ent- spricht in etwa der gracıle-Subzone. Untersuchungen an parastratigraphisch wichtigen Begleit- faunen sind zum Teil noch in Bearbeitung und daher noch nicht in jedem Fall auf die Verhältnisse in Westfalen übertrag- bar. Durch K. A. TröGEr (1981) wird eine Inoceramen- Gliederung des Cenomans in Mittel- und Osteuropa durch- geführt. Im hier untersuchten Gebiet fehlen jedoch gut erhal- tene Inoceramen weitgehend, so daß diese Gliederung keine Anwendung finden kann. In der hier vorgelegten Untersuchung können Foraminife- ren zur biostratigraphischen Gliederung herangezogen wer- den. Dem Vergleich mit den hiesigen Verhältnissen dienen vor allem neue biostratigraphische Untersuchungen aus Süd- england (D. J. Carter & M. B. Harr 1977) und Belgien/ Nordfrankreich (F. Rogaszynskı 1978). Die von diesen Auto- ren zur Abgrenzung der Cenoman-Basis benutzten plankto- nischen Foraminiferen fehlen hier. Mit Hilfe agglutinierender Foraminiferen (C. Fries 1979, 1980) kann die Basis des Ce- nomans jedoch angenähert bestimmt werden. Die Basıs des Turons wird nach D. J. Carter & M. B. Harr (1977) nach mikrofaunistischen Gesichtspunkten (Aussetzen von Rotalı- pora, Einsetzen von Globotruncana) in Südengland in den Horizont der plenus-Mergel gelegt. Sie stimmt nicht genau mit der durch Ammoniten bestimmten Grenze überein, son- dern liegt etwas tiefer im Profil (vgl. F. Rosaszynskı 1978: Fig. 3). 5. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN AUFGRUND DER AMMONITENFAUNA Die Ammoniten des Untersuchungsgebietes (ausführliche Beschreibung bei M. Hıss 1982a) stammen vorwiegend aus den basisnahen Schichten. In höheren Profilteilen werden sie seltener. Eine zeitliche Gliederung mit Hilfe der Ammoniten- fauna ist daher insbesondere für die direkten Transgressions- sedimente und die unmittelbar darauf folgenden Horizonte möglich. Die stratigraphische Reichweite der im Untersuchungsge- biet auftretenden Ammoniten zeigt Abb. 5. Albische Am- moniten treten nicht auf; lediglich die Gattung Anisoceras hat ihren Ursprung bereits im Alb, reicht aber bis in das Ceno- man hinein. Einige Arten können aus allertiefstem Unterce- noman stammen, kommen aber auch noch darüber vor. Die möglicherweise vorhandene Zone des Utaturiceras vincinale (im Sinne von J. Wıepmann 1979) kann weder bestätigt noch widerlegt werden (diese Zone ist daher in Abb. 4 und Abb. 7 als fraglich gekennzeichnet). Direkt an der Kreide-Basis treten Ammoniten des Unter- cenomans kondensiert auf. Sie wurden während der Fossilisa- ton umgelagert, angereichert und resedimentiert (vgl. M. Hıss 1981: 161 ff; M. Hıss 1982a). Das sie umgebende Se- diment ist jünger als die Fossilien. Damit geben die Ammoni- ten zwar das Mindestalter der Transgression an, verlieren aber in bezug auf die Altersdatierung der einbettenden Sedimente an Aussagewert. Der Umlagerungszeitraum und damit das Alter der Sedimente kann aber mit Hilfe der Ammoniten ein- Cenoman unter mittel ober rhotomagen | navıculare maximale Reichweite Hauptverbreitung wem (wahrscheinliches Vorkommen) «« Vorkommen fraglich vincinale (?) carcıtanensis Jukesbrowni costatus Sciponoceras baculoide Anısoceras Sp Turrilites (0) ex gr puzosif Turrilites (B) cf essenensis Turrilites (H.) gravesianus Turrilites (E.) scheuchzerian = = Turrilites (M.) boerssumensis wi 1 Scaphites equalis Hyphoplites arausionensis Schloenbachiıa varıans SSP. Mantelliceras mantellı Mantelliceras tuberculatum Mantelliceras laterotuberc. Mantelliceras costatum Mantelliceras saxbii Mantelliceras cf. saxbıi Mantelliceras ventnorense Abb. 5. Stratigraphische Verbreitung der im Untersuchungsgebiet auftretenden Ammoniten. gegrenzt werden. Im Aufschluß Ense-Bremen I lagern zum Beispiel an der Kreide-Basis (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho- rizont) ausschließlich Ammoniten des tieferen bis mittleren Untercenomans (carcitanensis- und saxbu-Subzone). Im darüber folgenden, scharf abgegrenzten glaukonitischen Übergangshorizont treten aber Ammoniten des oberen Un- tercenomans auf (dixoni-Subzone). Der Ablagerungszeit- punkt des ersten Horizonts liegt also noch vor dem oberen Untercenoman, da Ammoniten der dixoni-Zone hier fehlen. Der glaukonitische Übergangshorizont ist frühestens im obe- ren Untercenoman sedimentiert worden. Unabhängig von Ammonitenfunden kann diese stratigraphische Einstufung durch Foraminiferenfaunen bestätigt werden. Der Beginn der Kreide-Transgression erfolgte im unter- suchten Gebiet mit dem untersten Untercenoman (carcıta- nensis-Subzone). Da sich Ammoniten dieser Subzone haupt- sächlich in der Nähe von Schwellen (z. B. in Ense-Bremen oder Höingen) oder auf Klippen (z. B. Frömern) finden, muß angenommen werden, daß diese bereits sehr frühzeitig vom Meer bedeckt waren. Nur im SW von Unna scheint die Transgression erst im oberen Untercenoman einzusetzen. Die ältesten Ammoniten aus Basissedimenten in Billmerich (Turrilites boerssumensis SCHLUTER, Acompsoceras sarthense 49 (GU£RANGER) haben nämlich ihre Hauptverbreitung im höhe- ren Untercenoman und sind hier wahrscheinlich in die dixo- ni-Subzone einzustufen. Diese Datierung kann ebenfalls durch Foraminiferen bestätigt werden. Die Sedimente der Formation des Essener Grünsandes zei- gen untercenomanes Alter. Eine genauere Einstufung ist auf- grund der oben erwähnten Fossilkondensation nur bedingt möglich. Der glaukonitische Übergangshorizont im oberen Teil der Formation des Essener Grünsandes wurde östlich von Unna während der dixoni-Subzone sedimentiert (Man- telliceras ex gr. dixoni SparH aus Ense-Bremen I). Südlich von Unna reichen glaukonitische Sedimente auch noch in das Mittelcenoman (rhotomagense-Zone) hinein, wie durch Acanthoceras cf. rhotomagense (BRONGNIART) aus Schelk be- legt werden kann. Weiterhin ergab die Untersuchung der Fo- raminiferenfauna, daß bei Billmerich (südwestlich von Unna) die Formation des Essener Grünsandes auch noch das Ober- cenoman umfaßt. Die Grenze zur Unteren Mergel-Kalk- Formation verläuft also von E nach W aufsteigend deutlich diachron. Zu Anfang des Mittelcenomans (costatus-Subzone) beginnt östlich von Unna die Untere Mergel-Kalk-Formation mit kie- seligen und Hornstein führenden Kalksteinen. Aus diesem Horizont konnte von mehreren Lokalitäten Acanthoceras cf. rhotomagense geborgen werden. Im Profil Stockum sind im Grenzbereich zum glaukonitischen Übergangshorizont in ei- ner lokalen Schwellenregion Ammoniten des Untercenomans (Mantelliceras mantelli (Sow.)) zusammen mit mittelceno- manen Formen (Scaphites equalis Sow.) eingebettet. Diese Kondensation dürfte auf ähnliche Umlagerungsprozesse zurückzuführen sein, wie sie oben für die untercenomanen Basissedimente beschrieben wurden. Die Grenze zum Obercenoman sowie das gesamte Ober- cenoman ist mit Ammoniten nicht näher erfaßbar, da hier die entsprechenden Fossilfunde fehlen. Ebenso liegen aus der Kalkknollenbank des höheren Cenomans keine neuen Ma- krofossilfunde vor. Eine Einstufung in das höchste Cenoman aufgrund des in der Literatur aus dieser Bank beschriebenen Actinocamax plenus (BLamviLLE) (= gracile-Subzone) scheint möglich zu sein. Hier ist aber Vorsicht geboten, da die Kalk- knollenbank als ausgeprägte Hartgrundbildung während eı- nes längeren Sedimentationsstillstandes anzusehen ist (vgl. M. Hıss 1981: 199 ff). Sie enthält viele Grabgänge, die wahr- scheinlich erst später mit Sediment verfüllt worden sind. Es ist also denkbar, im Moment aber leider nicht nachprüfbar, daß Actinocamax plenus erst zu einem späteren Zeitpunkt nach der Ablagerung der Kalkknollenbank in dieses Sediment ge- langt ist. Hierfür spricht zum Beispiel, daß dieser Belemnit ausschließlich in dieser Bank oder (im mittleren Ruhrgebiet) auch unmittelbar darüber angereichert vorkommt. Mögli- cherweise ist also das Grundsediment der Kalkknollenbank zu einem frühen, nicht genau festlegbaren Zeitpunkt im höhe- ren Cenoman abgelagert, das höchste Obercenoman (,,ple- nus-Zone“) aber nur reliktisch als Grabgangfüllung darin enthalten. 6. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN AUFGRUND DER FORAMINIFERENFAUNA Die Foraminiferen des hier dargestellten Gebietes wurden in Anlehnung an die Untersuchungen von C. Fries (1979) und R. Baumeister (1980) aus dem Raum Bochum bestimmt und beschrieben (M. Hıss 1981: 150ff). Eine weitere, aus- führliche Darstellung der Foraminiferenfauna befindet sich in Vorbereitung (M. Hıss in Vorb.). Die Verbreitung der Fora- miniferen wird vorwiegend von den stark schwankenden Fa- zies-Verhältnissen bestimmt. Es treten nur wenige, in ihrer Verbreitung sicher stratigraphisch festgelegte Arten auf, die mit oben zitierten Untersuchungen aus England und Belgien verglichen werden können. Viele von dort beschriebene, vor allem stratigraphisch relevante Arten fehlen hier. Vermutlich faziell gebundene Arten kommen aber zusammen mit strati- graphisch genau festgelegten Foraminiferen vor. Sie setzen gemeinsam an stratigraphischen Grenzen ein und können so in gewisser Weise als Leitfossilien, zumindest für das Unter- suchungsgebiet, gelten. Die Foraminiferen-Untersuchungen haben ebenfalls ge- zeigt, daß lithostratigraphische Horizonte von W nach E Faunen unterschiedlichen Alters führen können. So tritt zum Beispiel Rotalipora cushmani (MorRrow) (Leitfossil für obe- res Mittel- bis Obercenoman) östlich von Frömern im Kalk- mergelstein-Horizont und westlich davon im glaukonitischen Übergangshorizont auf. Einige kalkschalige Benthoner kommen im E ab der Hornsteinbank vor und treten weiter westlich bereits im Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont auf (Cibicides grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa (Brotzen), Gavelinella intermedia belorussica (AKıMETZ)). Die schon früher beschriebenen (R. BArrLinG 1920) diachron verlaufenden Faziesgrenzen können somit durch die Unter- suchung der Foraminiferen- und Ammonitenfaunen zeitlich genau festgelegt werden. Die Verbreitung der Foraminiferen in der Cenoman- Schichtenfolge am Haarstrang ist in Abb. 6 dargestellt. Stra- tigraphisch wichtige Arten sind besonders markiert. Es ist möglich, sechs Foraminiferen-Zonen auszuscheiden. Die Abgrenzung dieser Zonen im Vergleich zur Ammoniten-Or- thostratigraphie kann wie folgt durchgeführt werden: Foraminiferen-Zone I, tieferes Untercenoman (carcı- tanensis- bis saxbü-Subzone): Arenobulimina (Arenobuli- mina) preslii (Rzuss) fehlt, sie setzt erst mit Beginn der Zone Il ein (vgl. C. Fries 1979). Lingulogavelinella formosa (BroTZEn) ist verbreitet. Gavelinella berthelini (KELLer) kommt vereinzelt vor. Foraminiferen-Zone II, oberes Untercenoman (di- xoni-Subzone): Arenobulimina (Arenobulimina) preslu (Reuss) tritt erstmals auf. Zingulogavelinella formosa (BROT- zen) klingt in dieser Zone endgültig aus (vgl. D. J. CARTER & M. B. Hart 1977: Fig. 9). Gavelinella berthelini (KELLEr) kommt nicht mehr vor. Foraminiferen-Zone III, unteres Mittelcenoman, etwa der costatus-Subzone entsprechend: Plectina cenomana CARTER & HaRrT setzt ein (vgl. D. J. CARTER & M. B. HART 1977), ebenso kommt Gyroidinoides nitida (Reuss) erstmals vor. Vialovella frankei (CusHmAn) zeigt nahe der Obergrenze der Zone II ein deutliches Häufigkeitsmaximum (im mittle- ren Teil des Untersuchungsgebietes besonders gut zu beob- achten). Foraminiferen-Zone IV, mittleres Mittelcenoman, etwa der acutus-Subzone entsprechend. Verschiedene kalk- schalige benthonische Foraminiferen setzen ein: Cibicides grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa (BROTZEN), Lingulogavelinella cf. formosa (BRrOTZEN). Psendotextula- riella cretosa (CusHMman) zeigt ein deutliches Häufigkeitsma- ximum in geringem Abstand oberhalb des Maximums von Vialovella frankei (Cusuman). Flourensina intermedia Ten Dam setzt in dieser Zone eın. Foraminiferen-Zone V, oberes Mittelcenoman bis Obercenoman, etwa der jukesbrowni-Subzone bis navicnla- re-Zone entsprechend. Die Zone V stimmt mit der Rotali- pora cushmani/Praeglobotruncana stephani-Zone bei D. J. Carter & M. B. Harr (1977) überein. Verschiedene planktonische Foraminiferen setzen ein: Rotalipora cush- mani (Morrow), Rotalipora deekei (Franke), Praeglobo- truncana stephani (GanDoLr), Praeglobotruncana delrioen- sis (Pummer). Ebenso kommt Gavelinella intermedia belo- russica (AKkıMETZ) erstmals vor. Kalkschalige Foraminiferen (Plankton und Benthos) treten insgesamt häufiger auf. Unterturon, labiatus- Schichten (nodosoides-Zone): Rotalipora cushmani (Mor- row) und Rotalipora deekei (Franke) fehlen. Zweikielige Globotruncanen aus der Gruppe der Globotruncana margi- nata (Russ) treten erstmals auf. Hedbergellen kommen mas- senhaft vor. Es fehlen viele agglutinierende Foraminiferen. Foraminiferen-Zone VI, Globotruncana marginata oO Praeglobotruncana stephanı © Praeglobotruncana delrioensis © [e) ° Rotalipora deekei Rotalipora cushmanı Hedbergella sp. sp Ramulina sp Dentalına sp. Palmula sp Frondicularıa sp. Gavelinella interm. belorussıca Gavelinella ammonoıdes Cibıcides grobenkoi Lingulogavelinella globosa Lingulogavelinella cf formosa Gyroıdinoides nitida Gavelinella cenomanıca Gavelinella ınterm. intermedia Lenticulina sp. Sp. Gavelinella baltica Lingulogavelinella formosa Gavelinella berthelini Gaudryina_ellisorae Flourensina intermedia [0] Ataxophragmium crassum Dorothia filiformis Dorothiıa gradata Plectina cenomana Glomospirella sp. Ammodiscus cretaceus Eggerellina mtermedia Arenobulmina (A.) preslii Arenobulmina [N] obesa Arenobulimina (P ] mınıma Arenobulmina (P] chapmanı Vialovella frankei Placopsilina cenomana Plectina mariae Pseudotextulariella cretosa Dorothia turrıs Lituolide Foraminiferen Arenobulimina (P) truncata Tritaxia trıcarınata Arenobulimma [N] elevata Arenobulimina (P.) bochumensis Arenobulimma [C.] dorbigny Arenobulimina (C.) anglica Arenobulimina (C.) advena Reophax dentalıiniformis Ataxophragmium compactum Ataxophragmıum depressum Lituola ırregularıs Spiroplectammina cf baudouınıana Reophax quttifera Arenobulimina (A.) cf. obliqua Haplophragmoıdes rugosus Reophax hamulus Reophax scorpiurus Planktoner 0000| jo Kalkschalige Benthoner Agglutinantier V IV Foram. Zonen > 30% 7-30% M. dıxoni A Jukesbrowni T. acutus T. costatus M. saxbıi carcitanensisı Zonen SE 5 C. naviculare Ammoniten Leitfossil Ja4un |J3g0 1a441W Ja4un uUDWOUS) — sehr haufig m massenhaft [0] sessm häufig voun] Abb. 6. Stratigraphische Verbreitung der Foraminiferen im Untersuchungsgebiet und Foraminiferen- Zonengliederung. un = un -duensieep7 we uaıyotyssstseg->pla1y 19p Sunıaparjgy ayssıydesänensorg "2 'qqV (voqJDyY) WNYIOZODIDI gccsnao wuune LLTINNININILLN Il ma ZIJOH] -45PuDS| - ynpıg1 „sbo]]abJaw S ” S a DJ3 4DJ3Wo]buoy » H- uIa/spuns -josog 7 -41Uowı] 2 UN 7 1104 AUOZIIOH "N Sr I suasıa -UI3}SPUDS yunnJg - HWOYNDIO N x \ 4UOZIJOH-UIa4S N apuabung” [77 SS RZ \abJ3wpuDS- uoynD]g [1o14DSUaPUoY] LIIUUUN H-Byaqn woyno)g I a = 459104 < Hulays\ N -PuDS-voynng “ _ -JaBsawpuns“ _ |" PUDS -4UoxNDIO a4uawıpasua]]jamy)s 34UaWwıpasuaj]lamyıS aul3/sy]Dy4 Lapuas auI3/s4JDy vapua)ı uoynpIg“ \ -yn} Ula4SUJOH pun 'x uabIaSaIy Jap LUOZIJOH ER -yny ulajsuUJoH pun uabN)asaly Jap 4LOZIJOH aul3}sY]D4 UaPUaJyN} UIa4SUJOH pun uabNasaly Jap 4UOZIJOH 3YUDQUI3JSUJ0H aYUDqUIa4SUJOH jyoyno)g ol gıH-Bison = Lo4nD]g o Im — =} Z1 (uOZIJOH 2 - ua4s]ab Er - J3W4]DY ee I yYuoquaı ( aINIyMyISyNy ) }LOZIJOH -UIa4S]abJ3Wwy]Dy YUDqU3]JOUMMDY I ! -JOUY4Dy LJBWOJI L34YIIYIS - SNJDIgD) apay2ıM —ylayas JawoM uawaug —3493J30 —apay)ıM a4uawıpasuaddi]y PUDS -H1UOYNDIg N Jabo]Jayun (&) J0u12uIA N Bee SISU3UDJI2JIDI H IGXxDS 'W 34uawıpasuaddi]y Bl IWOXIP W RE + == aJoıNn21ADU 9 NSuDw W wojbuoxjpsog H- vIaysjebuaw a}uawıpasuaddı)y wnuoßoyuad 3 ee en ua} owwy QU3JJOUY4JDY rs & WS-Sn,DIgD) yawıg uDWOoUa) 7. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER SEDIMENTE IM UNTERSUCHUNGSGEBIET Aufgrund der Faunenuntersuchungen ist es möglich, die Sedimente des Untersuchungsgebietes biostratigraphisch ein- zustufen. Diese Gliederung ist in Abb. 7 dargestellt (vgl. auch Abb. 2). Folgende Ergebnisse können festgehalten werden: a) Beginn der Kreide-Transgression Die Kreide-Transgression beginnt im untersuchten Raum im tiefsten Untercenoman (carcıtanensis-Subzone, Ammoni- ten dieser Subzone sind im gesamten Bereich südlich und öst- lich von Unna nachzuweisen). Spätestens im höheren Unter- cenoman (dixoni-Subzone) wird auch der westliche Teil des Untersuchungsgebietes (südwestlich von Unna) überflutet. b) Sedimente des Untercenomans In Billmerich (südwestlich von Unna) haben lediglich einige Klippensedimente, in Frömern (südlich von Unna) Klippensedimente und (in der Normalfazies) die Basissedi- mente bis einschließlich Glaukonit-Sandstein-Horizont un- tercenomanes Alter. Zwischen Schelk und Wickede (Pro- file Schelk bis Wiehagen, vgl. Abb. 2) ist die Grenze Unter- /Mittelcenoman nicht genau festlegbar; sie liegt im oberen Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts. Eine Unter- gliederung des Untercenomans ist hier nicht durchführbar. Östlich von Wickede haben der Glaukonit-Sandmergel- stein- bzw. Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont und unterla- gernde Schichten tieferes Untercenoman-Alter (carcitanen- sis- bis saxbü-Subzone), der glaukonitische Übergangshori- zont gehört dem oberen Untercenoman an (dixoni-Subzone). Auf der Schwelle bei Günne (Möhnesee) sind unterceno- mane Reliktsedimente in Schichten des tieferen Mittelceno- mans eingebettet. Ferner kann die „„Hangende Mergellage“ (vgl. E. SPEETZEN et al. 1974) im Vergleichsprofil Rüthen in die Foraminiferen-Zone I (tieferes Untercenoman) eingestuft werden. c) Sedimente des Mittelcenomans Im höchsten Untercenoman und tiefen Mittelcenoman be- steht in Billmerich und Frömern eine Schichtlücke, li- thologisch durch eine Aufarbeitungszone an der Basıs des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts, paläontologisch durch einen deutlichen Faunensprung innerhalb der Forami- niferen-Fauna belegt. Diese Schichtlücke kann weiter östlich nicht nachgewiesen werden. Sie ist in Frömern und Billmerich vermutlich aufgrund der küstennahen Position so deutlich ausgebildet. Mehrere kurzzeitige Sedimentationsunterbre- chungen sind aber auch weiter östlich im Zusammenhang mit Hartgrundbildungen im Horizont der kieseligen und Horn- stein führenden Kalksteine wahrscheinlich. Das tiefere Mittelcenoman (Foraminiferen-Zone III) beginnt östlich von Wiehagen (westlich davon nicht ge- nau festlegbar) mit dem Horizont der kieseligen und Horn- stein führenden Kalksteine und endet mit dem Häufigkeits- maximum von Vialovella frankei unterhalb der Hornstein- bänke. Ammoniten aus der Gruppe um Acanthoceras rhoto- magense kommen in diesen Schichten vor. (Foraminiferen- Zone IV) ist durch das Häufigkeitsmaximum von Psendotex- Das mittlere Mittelcenoman tulariella cretosa im gesamten Gebiet gut zu erkennen. In Frömern gehört der gesamte, in Billmerichder untere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts in diese Zone. Östlich von Schelk sind die Hornsteinbänke sowie einige Dezimeter des Kalkmergelstein-Horizonts dieser Zone zu- zuordnen; östlich von Delecke ist die Hangendgrenze nicht mehr aufgeschlossen. d) Sedimente des Oberen Mittelcenomans bis Obercenomans Der obere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts von Billmerich, der glaukonitische Übergangshorizont von Billmerich und Frömern, der Kalkmergelstein-Horizont von Frömern und den weiter östlich gelegenen Profilen sowie die Kalkknollenbank im gesamten Gebiet können in die Forami- niferen-Zone V eingestuft werden. Die Zone beginnt mit dem ersten Auftreten von Rotalipora cushmani (östlich von Schelk wenige Dezimeter oberhalb der Hornsteinbänke). Der Zeit- umfang der durch die Kalkknollenbank dokumentierten Schichtlücke kann nicht näher angegeben werden (s. o.). Die Sedimentationslücke beginnt vermutlich irgendwann im Obercenoman. Höchstes Obercenoman ist wahrscheinlich nur reliktisch vorhanden (,‚plenus-Zone“). e) Sedimente des Unterturons Die labiatus-Schichten beginnen im gesamten Gebiet mit scharfer lithologischer Grenze oberhalb der Kalkknollenbank und sind durch das Auftreten von /noceramus labiatus (SCHLOTH.) bereits nahe ihrer Basis sowie das Vorkommen von Globotruncana marginata (Reuss) und das Überwiegen von planktonischen Foraminiferen gekennzeichnet. Inwie- weit die im Obercenoman beginnende Schichtlücke auch noch das Unterturon umfaßt, kann nicht mit Sicherheit gesagt werden. Da die genannten Leitfossilien normalerweise erst etwas oberhalb der Cenoman/Turon-Grenze einsetzen, ist anzunehmen, daß die Sedimentationsunterbrechung bis in das tiefere Unterturon hineinreicht. DANKSAGUNG Ich danke Herrn Prof. Dr. M. KAEVER und Herrn Prof. Dr. U. ROSENFELD, die beide die Anfertigung dieser Arbeit durch zahl- reiche Diskussionen und Anregungen gefördert haben. Herrn Dr. ©. FrIEG danke ich für wertvolle Hinweise bei der Bestimmung der Foraminiferen. EIDERATUR ARNOLD, H. (1964 a): Die Erforschung der westfälischen Kreide und zur Definition der Oberkreidestufen und -zonen. - Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf., 7: 1-14, 1 Abb., 1 Tab.; Krefeld. — — (19645): Die Verbreitung der Oberkreidestufen im Münster- land und besonders im Ruhrgebiet. -Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf., 7: 679-690, 2 Abb., 2 Taf.; Krefeld. BARTLING, R. (1909): Erläuterungen zur geologisch-agronomischen Karte der Umgebung von Soest. - 47 S., 1 Abb., 2 Kt.; Ber- lin. — — (1911): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und benachbarten Bundesstaaten, Blatt Unna. — 144 S., 9 Abb., 9 Taf.; Berlin. — — (1920): Transgression, Regression und Faziesverteilung in der mittleren und oberen Kreide des Beckens von Münster. - Z. dt. geol. Ges., 72 (3/4): 161-217, 3 Tab., Taf. 5-8; Berlin. BAUMEISTER, R. (1980): Zur Stratigraphie und Fazies des Cenomans von Bochum mit Hilfe kalkschaliger Foraminiferen. — Diss. Univ. Münster: 134 $., 16 Abb., 2 Tab., 6 Taf.; Münster. BESCHOREN, B. (1927): Cenoman und Turon der Gegend von Unna und Werl in Westfalen. - N. Jb. Mineral. Geol. Paläont., Abt. B, 58: 1-49, 1 Tab., 4 Taf.; Stuttgart. CARTER, D. J. & HART, M. B. (1977): Aspects of Mid-Cretaceous Stratigraphical Micropalaeontology. — Bull. brit. Mus. nat. Hist. (Geology Ser.), 29 (1): 1-135, 53 Abb.; London. FRIEG, C. (1979): Systematische, biostratigraphische und palökolo- gische Untersuchungen an agglutinierenden Foraminiferen des Cenomans in Bochum. — Diss. Univ. Münster: III + 128 S., 13 Abb., 5 Kt., 6 Taf., 3 Tab.; Münster. — — (1980): Neue Ergebnisse zur Systematik sandschaliger Fora- miniferen im Cenoman des südwestlichen Münsterlandes. — Paläont. Z., 54 (3/4): 225-240, 3 Abb.; Stuttgart. HANCOCK, J. M. (1959): Les ammonites du Cenomanien de la Sar- the. - In: Colloque sur le Cretace sup£rieur francais: C. R. So- cıetes Savantes, 1959: 249-252; Dijon. HANCOcK, J. M.; KENNEDY, W. J. & KLAUMANN, H. (1972): Am- monites from the Transgressive Cretaceous on the Rheinish Massif, Germany. — Palaeontology, 15 (3): 445-449, 1 Abb., Taf. 81; London. Hıss, M. (1979): Stratigraphie, Fazies und geologische Dynamik der Kreide-Basisschichten im Raum südlich Unna. — Diplomar- beit FB Geowiss. WWU Münster: 171 $., 36 Abb., 11 Anl.; Münster [unveröff.]. — — (1981): Stratigraphie, Fazies und Paläogeographie der Krei- de-Basisschichten (Cenoman bis Unterturon) am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee. — Diss. Univ. Münster: 337 S., 54 Abb., 13 Tab., 7 Taf., 7 Kt.; Münster. — — (1982 a): Ammoniten des Cenomans vom Südrand der westfä- lischen Kreide zwischen Unna und Möhnesee. — Paläont. Z., 56 (3/4): 177-208, 9 Abb.; Stuttgart. — — (1982 b): Lithostratigraphie der Kreide-Basisschichten (Ce- noman bis Unterturon) am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee (südöstliches Münsterland). — Münster. Forsch. Geol. Paläont., 57: 59-135, 9 Abb., 3 Tab., 5 Kt.; Münster. IMMEL, H. (1979): Cenoman-Ammoniten aus den Losensteiner Schichten der Bayrischen Alpen. — Aspekte der Kreide Euro- pas, IJUGS Series A, 6: 607-644, 4 Taf.; Stuttgart. KAHRs, E. (1927): Zur Paläogeographie der Oberkreide in Rhein- land-Westfalen.-N. Jb. Mineral. Geol. Paläont., Abt. B, 58: 627-687, 10 Abb., 1 Tab., Taf. 42—44; Stuttgart. KENNEDY, W. J. (1971): Cenomanıan Ammonites from Southern England. — Spec. Pap. Palaeont., 8: 133 S., 5 Tab., 64 Taf.; London. KENNEDY, W. J. & HANCOCcK, J. M. (1970): Ammonites of the Ge- nus Acanthoceras from the Cenomanian of Rouen, France. — Palaeontology, 13: 462-490, 9 Abb., Taf. 88-97; London. — — (1971): Mantellıiceras saxbii and the Horizon of the martim- preyi-Zone in the Cenomanian of England. — Palaeontology, 14: 437454, 2 Abb., Taf. 79-82; London. — — (1978): The Mid-Cretaceous of the United Kingdom. — Ann. Mus. Hist. nat. Nice, 4 (1976): V.1-V.42, 10 Abb., 4 Tab., 30 Taf.; Nice. KÜHNE, F. (1938a): Geologische Karte von Preußen und benachbar- ten deutschen Ländern, Erläuterungen zu Blatt Neheim. — 40 5., 7 Tab., 1 Taf.; Berlin [unveränderter Nachdruck (1979): Geologische Karte von Nordrhein-Westfalen 1:25000, Erläuterungen zu Blatt 4513 Neheim-Hüsten, 2. Auflage. - I-VI, 1-40, 7 Tab., 1 Taf.; Krefeld]. — — (1938b): Geologische Karte von Preußen und benachbarten deutschen Ländern, Erläuterungen zu Blatt Arnsberg-Nord. - 36 $., 6 Tab., 1 Taf.; Berlin [unveränderter Nachdruck (1977): Geologische Karte von Nordrhein-Westfalen 1:25000, Erläuterungen zu Blatt 4514 Möhnesee. — 36 S., 6 Tab., 1 Taf.; Krefeld]. Kukuk, P. (1938): Geologie des niederrheinisch-westfälischen Steinkohlengebietes. — 706 S., 741 Abb., 48 Tab.; Berlin. KUkuk, P. & WOLansky, D. (1941): Gliederung und Ausbildung der oberen Kreide im mittleren Ruhrgebiet unter Berücksich- tigung der wichtigsten Leitversteinerungen. - Glückauf, 1941 (14): 219-221, Taf. 2; Essen. LOMMERZHEIM, A. (1979): Monographische Bearbeitung der Serpu- lidae (Polychaeta sedentaria) aus dem Cenoman (Oberkreide) am Südwestrand des Münsterländer Beckens. — Decheniana 132: 110-195, 17 Abb.; Bonn. NAIDIN, D. P. (1979): Vergleichende Stratigraphie der oberen Kreide der Russischen Tafel und West-Europas. - Aspekte der Kreide Europas, TUGS Series A, 6: 497-510, 2 Abb., 5 Tab.; Stutt- gart. ROBASZYNSKI, F. (1978): Approche biostratigraphique du Cenoma- no-Turonien dans le Hainaut Franco-Belge et le Nord de la France. — Ann. Mus. Hist. nat. Nice, 4 (1976): VIIl.1-VIII.23, 8 Abb., 5 Taf.; Nice. SCHLÜTER, C. (1876a): Die Cephalopoden der oberen deutschen Kreide II. — Palaeontographica 24 (1-4): 1-144, Taf. 36-55; Cassel. — — (18766): Verbreitung der Cephalopoden in der oberen Kreide Norddeutschlands. - Verh. naturhist. Ver. preuß. Rheinld. u. Westf., 33: 330-406; Bonn. SEIBERTZ, E. (1979): Stratigraphie, Fazies und Paläogeographie der „‚Mittel“-Kreide zwischen Rüthen und Erwitte (Alb - Co- niac, SE-Münsterland). — In: Geologie und Mineralogie des Warsteiner Raumes: Aufschluß, Sonderbd. 29: 85-92, 6 Abb.; Heidelberg. SEITZ, ©. (1953): Die Oberkreide-Gliederung in Deutschland nach ihrer Anpassung an das internationale Schema. - Z. dtsch. geol. Ges., 104: 148-151, 1 Tab.; Hannover. TRÖGER, K. A. (1969): Zur Paläontologie, Biostratigraphie und fa- ziellen Ausbildung der unteren Oberkreide (Cenoman bis Tu- ron), Teil II, Stratigraphie und fazielle Ausbildung des Ce- nomans und Turons in Sachsen, dem nördlichen Harzvorland (subherzyne Kreide) und dem Ohmgebirge. — Abh. staatl. Mus. Mineral. Geol., 13: 1-70, 7 Abb., 18 Anl.; Dresden. — — (1981): Zu Problemen der Biostratigraphie der Inoceramen und der Untergliederung der Cenomans und Turons in Mittel- und Osteuropa. — Newsl. Stratigr., 9 (3): 139-156, 8 Abb.; Berlin/Stuttgart. WEGNER, T. (1926): Geologie Westfalens und der angrenzenden Ge- biete. — 2. Aufl., 500 S., 244 Abb., 1 Taf.; Paderborn. WIEDMANN, J. (1979): Die Ammoniten der NW-deutschen, Regens- burger und Ostalpinen Oberkreide im Vergleich mit den Oberkreidefaunen des westlichen Mediterrangebietes. — Aspekte der Kreide Europas, IUGS Series A, 6: 335-350, 6 Tab.; Stuttgart. WIEDMANN, J. & KAUFFMAN, E. G. (1978): Mid Cretaceous biostra- tigraphy of Northern Spain. —- Ann. Mus. Hist. nat. Nice, 4 (1976): III.1-I11.22, 2 Abb., 1 Tab., 12 Taf.; Nice. WIEDMANN, J. & SCHNEIDER, H. L. (1979): Cephalopoden und Al- ter der Cenoman-Transgression von Mülheim-Broich, SW- Westfalen. - Aspekte der Kreide Europas, IUGS Series A, 6: 645-680, 10 Abb., 10 Taf.; Stuttgart. WILDBERG, H. (1980): Glaukonitgenese und Lithofazies im Ceno- man von Dortmund (Westfalen). -N. Jb. Geol. Paläont. Mh, 1980 (1): 52-64, 11 Abb.; Stuttgart. 55 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 ET BE TE BE Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen in Polen Von SYLWESTER MAREK*) Mit 5 Abbildungen und 1 Tabelle KURZFASSUNG Das Unterkreidebecken des polnischen Flachlandes hat sich innerhalb der ausgedehnten, paläotektonischen Einheit entwickelt, die sich seit dem Zechstein, auf dem südwestli- chen Abhang der Pre-Vendischen Plattform gebildet hatte. Innerhalb dieses Beckens hat sich die Mittelpolnische-Sedi- mentationsfurche ausgesondert, die genetisch an die tektoni- schen Tornquist-Teisseyre Zone gebunden ist. Durch diese Zone ist im ganzem Mesozoikum und Känozoikum der Zu- sammenhang verschiedener, paläogeographischer Provinzen gewährleistet, und zwar die Verbindung des nördlichen At- lantık im Nordwesten und Westen mit der westlichen Tethys im Süden und Südosten. Das polnische Gebiet der Unterkrei- de-Sedimentation befand sich näher am Tethys-Ozean, be- dingt durch die initiale Transgression der Unterkreide aus dieser Richtung. Im Berrias und Valangin dominierten die Te- thys-Einflüsse, im Hauterive und Barreme-Mittelalb sind da- gegen entscheidende Beeinflussungen den von Westen und Nordwesten eindringenden Ingressionen zuzuschreiben. Vollständige Kreideprofile sind grundsätzlich auf diese mittelpolnische Furche begrenzt, wo im Kujawischen Ab- schnitt bis 600 m Mächtigkeit erreicht werden. Charakteristisch für das Unterkreide-Becken im Flachland Polens ist seine transgressive Entwicklung, die durch die fort- schreitende Überlagerung mit immer jüngeren, stratigraphi- schen Einheiten über das Neokom charakterisiert ist. ABSTRACT The Lower Cretaceous basin of the Polish Plain developed within the large paleotectonical unit which was formed since the Zechstein - during Triassic and Jurassic-on the SW-Slope ofthe Pre-Vendic platform. Within this basin the Central-Po- lish Trough developed which is genetically related to the Tornquist-Teisseyre lineament. This zone connected several paleogeographic provinces during the whole Mesozoic and the Cenozoic periods: the Northern Atlantic in the NW and W with the Western Tethys in the Sand SE. The Polish part of Lower Cretaceous sedimentation was located closer to the Tethys Ocean, which follows from the direction of the initial transgression of the Lower Cretaceous in Poland. Tethys in- fluence dominated during the Berrias and Valanginian, howe- ver during the Hauterivian and Barremian-Middle Albian the ingressions from the W and NW resulted in decisive altera- tions. Complete sections of the Cretaceous are limited to the Cen- tral Polish Trough where a thickness of up to 600 m is measu- red in the Kujawic region. The Lower Cretaceous Basin in the Polish Plain is characterized by its transgressive tendency which is demonstrated by the progressive onlap of younger stratigraphical units upon the Neocomian. ISEINLEITUNG Dieser Beitrag stellt eine Zusammenfassung der Stratigra- phie und Lithologie sowie der paläogeographisch-tektoni- schen Entwicklung der Unterkreide im Polnischen Flachland dar. Unterkreideablagerungen werden seit über 100 Jahren intensiv untersucht. Es ist unmöglich eine vollkommene Liste *) S. MAREK, Instytut Geologiczny Warszawa, 01-005 Warszawa, ul. Nowolipie 16 m 25, Polen. der benutzten Literatur zu bringen. Ich werde mich auf die wichtigsten Publikationen der letzten Jahre beschränken. Zur Erforschung der Stratigraphie und der Paläogeogra- phie der Unterkreide haben wesentlich S. Marek und A. Raczynska beigetragen (S. Marek 1961, 1965, 1967, 1968, 1969; S. Marek & A. Raczynska 1973a, b, 1979a, b, 1982; A. Raczynska 1967, 1979) sowie J. DemsowskA (J. DEM- BOWSKA 1973, 1979; J. DEMBOWsKA, & S. MArEX 1975, 1976, 56 1979), A. Wırkowskı (1968) und $. Cıesuısskı (1959a, b. 1960). In Süd-Polen wurde die epikontinentale Kreide von W. Morvc & J. Wasnıowska (1965), S. GEROCH, A. JEDNO- ROWSKA & W. Morrxc (1972) erforscht. Große Bedeutung für die Stratigraphie und die Sedimenta- tionsbedingungen haben die mikrofaunistischen Untersu- chungen von W. BiELEckA und J. SztEjn (W. BiELecka 1975; W. BiELECKA & J. SztEjn 1966; J. SztEein 1967, 1968, 1969a, b, 1982; $. Marek, W. BiELECKA, & J. SzTEIN 1969) sowie die mikrofloristischen Untersuchungen von J. Mamczar (1966, 1973, 1982). Sedimentologisch-petrographischen Forschun- gen liegen von M. Harapınska-Derciuch (Archiv-Material) vor. 1. PALAOGEOGRAPHISCHE LAGE Die Entwicklung des Unterkreidebeckens des Polnischen Flachlandes erfolgte auf einer ausgedehnten jungpaläozoi- schen-mesozoischen Einheit, die sich am südwestlichen Rand der prävendischen Plattform und ihres Vorlandes gebildet hatte. Innerhalb dieses Beckens erfolgte die Ausbildung einer schmalen mittelpolnischen Sedimentationsfurche, die sich entlang von Bruchzonen entwickelte die wiederum durch ver- tikale Blockbewegungen (R. Dapıez, $. MArEK 1969) mit nur geringem Anteil an den Kompressionsspannungen der Dislokations-Vertikalkomponente charakterisiert ist (R. DADLEZ). Die mittel-polnische Furche ist genetisch mit der tektoni- schen Teisseyre-Tornquist-Zone verbunden (]J. Znosko 1969, 1975). Im Mesozoikum und Känozoikum verband diese Zone zwei paläogeographische Provinzen: die Nordat- lantische Provinz im Nordwesten und Westen und die West-Tethys-Provinz im Süden und Südosten. In der Nord- atlantischen Provinz erfolgte die Ozeanöffnung in der Unter- kreide zwischen Iberia und Neu-Fundland sowie zwischen Grönland und Skandinavien. In der West-Tethys-Provinz wurde mit Ende des Jura und in der Unterkreide die im Meso- zoikum herrschende Ozeanöffnung von einem Ozeanschlie- ßen mit Gebirgsbildung abgelöst (R. Danırz 1980). Das pol- nische Unterkreidebecken befand sich näher an dem ozea- nischen Gebiet der Tethys als des Atlantiks, daher drangen die initialen Unterkreide-Transgressionen ım Riazanıan von Südosten in das Gebiet Polens ein. Im Berrias und Valangin dominierten im Polnischen Flach- lande die Tethys-Einflüsse, dagegen waren im Hauterive und Barreme-Mittelalb die Ingressionen aus dem sich in Nordwe- sten entwickelnden Atlantischen Ozean von entscheidender Bedeutung. Vollständige Profile der Unterkreide sind auf die mittel- polnische Furche begrenzt (Abb. 1-5). Im Abschnitt der größten Subsidenz, — das heißt im Kujawy-Teil der Furche — ist eine kontinuierliche Sedimentation der Jura- und Unter- kreide-Bildungen zu beobachten und die Unterkreide er- reicht hier bis 600 m Mächtigkeit (Abb. 1). Außerhalb der Furche sind größere lithologisch-stratigra- phische Reduktionen vorhanden. Das Unterkreide-Becken des Polnischen Flachlandes ist charakterisiert durch eine Transgression, die durch immer weiter übergreifende Lage- rung der jüngeren Sedimente zum Ausdruck kommt. Charakteristisch ist auch die Entwicklung eines tektoni- schen Grabens auf dem Abhang der prävendischen Plattform, während des Berrias-Apt (Abb. 2). II?STRATIGRAPHIE UND’LITHOTLOGIE 1. BERRIAS (Tabelle 1) An der Jura-Kreide-Wende bildeten sich im Polnischen Flachland wie im Germanischen und Pariser Becken brak- kisch-lagunäre Purbeck-Becken, die zur mittelpolnischen Furche begrenzt waren. Zu dieser Zeit entstanden Mergel und Evaporite sowie teilweise Oolith- und Muschel-Kalksteine. Die Jura-Kreide-Grenze (Colloque Cretace inferieur, 1963 und 1973) verläuft innerhalb der Sedimente der Purbeck-Fa- zies (J. KuTtEk 1962; $S. Marek 1967; W. BIELECKA, J. SZTEIN 1966; S. MArEk, W. BIELECKA, J. SzTEjn 1969; W. BIELECKA 1975; J. Demsowska, & S. Marek 1975, 1976, 1979; J. Mauczar 1966, 1973, 1982). Diese Grenze verläuft unge- fähr im Hangenden der Ostrakoden-Zone ‚‚E‘ mit folgenden Arten: Fabanella ansata (Jones), Klieana alata (MarTın) und Mauteliana purbeckensis (Forses) (W. BiELECKA, J- Szrein 1966; W. BıeLeckA 1975). Die überlagernden Purbeck-Ostrakoden-Zonen „D, C, B“ und ‚‚A“ beweisen Unter-Berrias, das oft mit der Ober- Wolga-Stufe korreliert wird (R. Casey 1977; A. Zeıss 1977). Die Ostrakoden-Zonen ‚„‚D, C, B“ sind als brackisch-lim- nische Sulfat-Karbonate und Ton-Mergel ausgebildet, dage- gen besteht die brackisch-marine Ostrakoden-Zone „A“ aus Tonsteinen und mergeligen Schluffsteinen, höher aus sandi- gen Kalksteinen mit Detritus von Cyrena, Solen, Cardium und Paludina. Neben der brackischen Ostrakode Cypridea cf. posticalis (Jones) treten marine Ostrakoden wie Palendocytherea und Schuleridea sowie die Foraminiferen Ammobaculites, Eogut- tulina und Lenticulina auf. Die Ostrakoden-Zone „A“ kennzeichnet die initale Rya- zan-Meerestransgression (S. MAREk 1967). Aus Vergleichen mit dem anglo-germanischen Becken folgt, daß die Ostrako- denzonen „‚D, C, B“ und ‚‚A“ dem oberen Teil des unteren MÄCHTIGKEITEN DER UNTEREN KREIDE (Berrias -Mittleres Alb) Gdansko Je — s „Koszalin . \ { NarewBiaystok \ ee \ : (6) \ OXCb ‚PSzezeci NY sıc2 y ° Zielona Gora N. SZ i N = SEES 200. Aa: oe > \ u To... EN oLublin b \Wroctaw S EN li ; Ag 35 I Ne ce era en 3 0Opole n S FL 2 j ZN au So So ie ne f a N —_ 00 4 ee ; cz Krakow W\ Y 100 2 Ze 2 vn .— 3 PD, Q 5 N NA 6 E zen, Sao Eee Pu u un GR) Abb. 1. Mächtigkeiten der Unterkreideablagerungen (Barreme-Mittelalb). 1 = sichere Isopachyten; 2 = vermutliche Isopachyten; 3 = Verwerfungen; 4 = primäre Barreme-Verbreitung; 5 = Gebiet der vollkom- menen postkretazischen Erosion; 6 = Gebiet der teilweisen postkretazischen Erosion; 7 = Linie des paläo- tektonischen Profiles; 8 = Karpatenflysch-Aufschiebung. Lipno Skepe Szczawno Zuromin-1 Dziafdowo 4-Olszyny 2 Bo > — 4 0 10 20 30 4O 50km Seesen] Abb. 2. Paläotektonischer Querschnitt der Unterkreide. 1 = Sandsteine; 2 = Tonsteine und Schluffstei- ne; 3 = kalkige Sandsteine; 4 = Verwerfungen; Be - Berrias; W = Valangin; W,. = Platylenticeras-Unter- valangin; W,, = Polyptychites-Untervalangin; W, = Obervalangin; H = Hauterive; H, = Unterhauterive; H, = Oberhauterive; Ba-A, = Barreme-Mittelalb; A = Pagörki-Glied; B = Gopto-Glied; C = Kruszwi- ca-Glied. un NS Pisz un [e,-} il LITHOLOGISCHE STUFE LEITFOSSILIEN FORMATIONEN w = | 3 =) ce | in Mogilno-F. x 3 < = ec 1 [2 = u Simbirskites x {=} oc N VE ee m = a = = Endemoceras Wioclawek-F. = =} x w Dichotomites und Saynoceras = en = [e} a ee ee age = S im Polyptychites Bodzanöw-F. = SA ee un zuır z — Platylenticeras und Neocomites = Surites und Eutymiceras Rogo2Zno-F. - N = = = = = = = 2 [04 < — a x Riasanites und Malbosiceras cc [=) = m A ee aber [& = = IB = fe; = Ostracoden [4 =) u[D e Zr [22] Keynia-F. 4 | | 218 ed m & HD- Ostracoden a = o F I Tabelle 1. Stratigraphisches Profil der Unterkreide im polnischen Flachland. Purbecks und dem mittleren Purbeck Englands sowie dem oberen Teil der Münder-Mergel-Formation Deutschlands entsprechen. Diese stratigraphische Einstufung des Purbecks im Polnischen Flachland bestätigen die palynologischen Un- tersuchungen. Nach J. Maumczar (1966, 1982) war die herr- schende Pflanzengruppe im Purbeck die Cheirolepidaceae (z. T. bis 8790). Wesentlichen Anteil an den Pflanzengemein- schaften hatten auch Nadelbäume mit den Familien Taxodia- ceae-Cupressaceae sowie Pinaceae-Podocarpaceae; außerdem waren auch Filicales mit der Familie Gleicheniaceae vertreten. Sedimente der Purbeck-Fazies erreichen eine Mächtigkeit bis 100 m wobei auf die Ostrakodenzone ‚‚A“ 30 mentfallen. Ober-Berrias — die Ryazan-Stufe ist gut mit Ammoni- ten belegt, die eine Einteilung dieser Stufe in die Schichten mit Riasanites und Malbosiceras (unten) und in die Schichten mit Surites und Euthymiceras (oben) erlauben (S. MArEK, A. Raczyıska 1979a, b, 1982). Schichten mit Riasanites und Malbosiceras: sandige Schluffsteine, Sandsteine und sandige Kalke mit Riasanıtes riasanensis (WENETZKY) LAHUSEN, Praetollia cf. maynei SparH, Subcraspedites sp. div., Malbosiceras cf. malbosı (Pıcter), Retowskiceras cf. andrussovi (RETOWsK1), Pictetice- ras cf. picteti (JacoB), Picteticeras cf. Jauberti (MAzEnOT) und andere. Schichten mit Surites und Euthymiceras: (Tonsteine, Schluffsteine mit sandig-sideritischen Einlagerungen und Sphärosideriten) mit: Surites cf. spasskensis (Nıkırın), Suri- tes cf. subtzikwinianus (BoGosLowskı), Externiceras Sp., Subcraspedites sp. sp., Riasanites sp., Neocosmoceras cf. sayni (SIMIONESCU), Euthymiceras cf. euthymı (PıctEr), Neo- cosmoceras cf. platycostatum (Sayn), Neocosmoceras flabellı- forme (Hecarar), Fanriella sp. cf. boissieri (PıcrEr) und Bevriasella sp. Die erwähnten Ammoniten vertreten hauptsächlich süd- und mittelrussische Arten und nur untergeordnet nordrussi- sche. In der Ryazan-Stufe treten auch reichlich Lamellibranchia- ten auf, vor allem Exogyra sinuata (Sowerby) sowie Forami- niferen und Ostrakoden. Unter den Foraminiferen herrschen die kalkschaligen Gattungen Lenticulina, Vaginulinopsis, Reinholdella, Trocholina, Citharina und Epistomma vor, weniger zahlreich sind die agglutinierenden Formen: Ha- plophragmoides, Trochammina und Reophax. Ostrakoden sind mit den Gattungen Protocythere, Schuleridea, Cyther- ella und Paranotacythere vertreten. Mikrofloristische Untersuchungen konnten nachweisen, daß an der Wende der Purbeck-Fazies zu den marinen Sedi- menten der Ryazan-Stufe ein plötzliches Verschwinden der Familie Cheirolepidaceae erfolgte und eine Entwicklung der Nadelbäume-Coniferales der Familien Taxodiaceae-Taxa- ceae-Cupressaceae (bis 50%) und der Familien Pinaceae-Po- docarpaceae (bis 8%) einsetzte. Zu beobachten ist ein hoher Anteil an Farnen vor allem der Familie Gleicheniaceae (bis 31%), dagegen traten Schachtelhalme (Equisetales) und Bär- lappgewächse (Lycopodiales) zurück. Nach J. Mamczar (1966, 1973, 1982) weist der Sporen- und Pollenkomplex auf eine größere Feuchtigkeit in der Ryazan-Stufe als im Purbeck hin. Die Mächtigkeit des ganzen Berrias erreicht 160 m, des ma- rınen Anteils 60 m. 2. VALANGIN Das Unter-Valangin ist im Polnischen Flachland in die Platylenticerasschichten (unten) und die Polyptychites- Schichten (oben) unterteilt. Platylenticeras-Schichten bilden eine Kontinuität zur ma- rinen Ryazan-Stufe. Es sind vor allem Tonsteine, unterge- ordnet Schluffsteine, im Randgebiet sandige Sedimente mit Sideriteinlagerungen ausgebildet mit vereinzelten Ammoni- ten Platylenticeras (Pl.) heteropleurum postrum (KOENEN), Platylenticeras (Pl.) gevrilianum gevrilianum (D’ORBıcNY), Platylenticeras (Tolypeceras) marcoisianum inflatum (KoE- NEN), Neocomites neocomiensis (D’ORBIGNY), Neocomites neocomiensis var. premolica (Sayn), Polyptichites sp. ct. gravidus (KOENEN) sowie Belemniten Oxyteuthis primus BrASZKIEWICZ. Lamellibranchiaten sind vertreten durch zahlreiche Exo- gyra sinnata (SowerBY); auch die Mikrofauna ist reich. Unter den Foraminiferen herrschen agglutinierende Formen: Tro- chammina, Glomospirella, Verneuillinoides, Haplophrag- moides, Reophax und Ammobaculites. Untergeordnet treten auch kalkschalige Foraminiferen auf wie Lenticulina, Astaco- lus, Saracenaria, Citharina, Reinholdella, Trocholina, Epi- stomina, Spirilina, Eoguttulina, Globulina und Vaginulinop- sis. Ostrakoden sind spärlich mit Protocythere, Schuleridea und Paranotacythere vertreten. Die Platylenticeras-Schich- ten erreichen eine maximale Mächtigkeit von 60 m. Polyptychites-Schichten weisen im zentralen Beckenteil eine lithologische Dreiteilung auf. Den mittleren Profilteil bilden limnische, graue Sandsteine, meistens feinkörnige mit mittel- und grobkörnigen Sandsteineinlagerungen mit reich- lich inkohltem Pflanzendetritus und tonig-kohligen Linsen mit Muskowit. Dagegen den unteren und oberen Profilteil bilden feingebankte, marine Tone und Schluffsteine mit Ei- senkonkretionen. Im unteren Profilteil wurden vereinzelt Bruchstücke der Ammonitengattung Polyptychites und der Ostrakodengattung Dolocytheridea gefunden. Außerhalb des Beckenzentrums in West-Polen bilden die Pobyptychi- tes-Schichten vorwiegend Sandsteine mit Zwischenlagen von Rhizoiden-Schluffsteinen, die auf eine Sumpfsedimentation hinweisen. Die stratigraphische Lage der ausgesonderten Po- Iyptychites-Schichten zeigt ihre Lage oberhalb der Platylenti- ceras-Schichten und unterhalb des Obervalangin. Die maxi- male Mächtigkeit der Polyptychites-Schichten beträgt ca. 120-150 m. Das Ober-Valanging (Schichten mit Dichotomites und Saynoceras) zeigt eine neue marine Ingression. Im zen- tralen Beckenteil bilden sich im Ober-Valangin graue und aschgraue Tonsteine, Schluffsteine mit Sandsteineinlagerun- gen, ziemlich häufig sind sandig-dolomitisch-sideritische Zwischenlagen mit Kalzit- und Eisenoolithen. Die Ammoni- tenführung ist gut: Dichotomites bidichotomus (LEYMERIE), Dichotomites cf. biscissus (KoEnen), Dichotomites cf. pet- schorensis (BoGosLowskı), Polyptychites cf. ramulicostatus (Pawzow), Polyptychites cf. michalskuüi (Bocostowskı), Polyp- tychites nuclens (ROEMER), Polyptychites cf. ascendens Kor- NEN, Neocraspedites complanatus (KOENEN), Saynoceras ver- rucosum (D’OrBıcnY), Leopoldia sp. cf. biassalensis (Kara- KASCH), Astieria bachelardi Sayn, Neocomites biformis SAyN, Bochianites neocomiensis (D’ORBIGNY) u. a. Unter den Lamellibranchiaten treten zahlreich auf: Pano- pea cf. gurgitis (BROGNIART), Grammatodon cf. securis (D’Orsıcny) und Arten der Gattungen Corbula, Gervillea, Trigonia, Chlamys sowie Ostrea. Im südöstlichen Teil des Polnischen Flachlandes besteht das Ober-Valangın, das dort dasälteste Glied der Unterkreide darstellt, hauptsächlich aus mergeligen und kalkigen oolith- eisenhaltigen und detritischen Gesteinen. Außer Lamellibranchiaten ist in diesen Sedimenten auch Schalenschutt von Brachiopoden, Ammoniten, Bryozoen und Würmern festzustellen. Epikontinentale tonig-sandige Sedimente von wahrscheinlichem Ober-Valangin-Alter wur- den unter dem aufgeschobenen Karpaten-Flysch festgestellt (S. GEROCH, A. JEDNOROWSKA, W. Morvc 1972). In den Schichten mit Dichotomites und Saynoceras kommt eine reiche Mikrofauna vor. Außer den agglutinierenden Fo- raminiferen Glomospirella, Ammodiscus und Haplophrag- moides finden sich häufiger kalkschalige Foraminiferen: Len- ticulina, Citharina, Marginulina, Saracenaria, Epıistomina, Reinholdella und Planispirllina. Zu betonen ist das Erscheinen neuer Ostrakodenarten der Gattungen: Stravia, Haplocytheridea, Schuleridea, Protocy- there, Cytherelloidea, Cytherella, Euryitycythere und Dolo- cytheridea. Die maximale Mächtigkeit des Ober-Valangin im Polnischen Flachland beträgt 30-50 m. Die Pflanzendecke im Valangin unterlag im Vergleich mit dem Berrias keinen wesentlichen Änderungen. Die herr- schenden Pflanzengruppen sind weiter die Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 50%); zu beobachten ist ein wenig größerer Anteil der Familien Pi- naceae-Podocarpaceae sowie auch ein weiteres Auftreten der Farne, vorwiegend der Familie Gleicheniaceae. Das zeugt für ein wärmeres und noch feuchteres Klima als im Berrias. 3. HAUTERIVE Das Unter-Hauterive ist deutlich transgressiv; im zen- tralen Beckenteil bildeten sıch dunkle Tonsteine oder Schluff- steine, zuweilen sandig mit Zwischenlagen von grauen Ton- steinen und Sideriten. Im oberen Profilteil sind die Sedimente sandiger und enthalten stellenweise Anhäufungen von Ei- senoolithen. Im südöstlichen Beckenteil des Polnischen Flachlandes sind Zwischenlagen von kalkig-sideritischen Sandsteinen mit Eisenoolithen von großer Bedeutung. Ver- einzelte Ammoniten vertreten durch die Arten: Endemoceras cf. amblygonium (NEUMEYER et UHLiG), Endemoceras aff. enode THIERMANN, Endemoceras sp. (ex gr. noricum- enode) und Endemoceras sp. (S. MarEk 1961, 1968, 1969; A. Rac- ZyNsKA 1979). Reich sind auch Lamellibranchiaten und Gastropoden ver- treten, unter anderen Panopea cf. gurgitis (BROGNIART), Grammatodon securis (D’ORBIGNY) und Arten der Gattungen Corbula, Pholadomya und Natica sp. In der Mikrofauna herrschen kalkschalige Foraminiferen: Lenticulina, Vaginulinopsis, Epistomina, Marginulina und Citharina. Agglutinierende Foraminiferen sind vertreten durch die Gattungen: Haplophragmoides, Ammobaculites, Trochammina und Glomospirella. Ostracoden mit den Gat- tungen Haplocytheridea, Mandocythere, Schuleridea, Stilli- na, Paranotacythere, Euryitycythere und Cytbherelloidea. Charakteristisch für das Unter-Hauterive sind: Epistomina caracolla caracolla (ROEMER), Marginulina pyramıdalıs (KocH) und Schuleridea aff. lamplughı (NEALz). Das Unter-Hauterive erreicht eine maximale Mächtigkeit bis zu 50 m. Das Ober-Hauterive ist zweigeteilt. Den unteren Komplex bilden feinkörnige bis grobkörnige, graue Sandstei- ne, teilweise dolomitische und sideritisch, mit Anhäufungen von Goethit-Chamosit-Oolithen. Die Mächtigkeit dieses Komplexes beträgt bis zu 45 m. In diesen Sedimenten wurden nur agglutinierende Forami- niferen der Gattungen Glomospirella, Reophax und Vemeu- illinoides nachgewiesen. Den oberen Komplex bilden wieder Tonsteine und dunkle Schluffsteine mit reichlich Pyrit. Im zentralen Beckenteil kommen Anhäufungen von Dolomit-Siderit-Chamosit- Oolitherzen vor. Ein großer Teil dieser Sedimente kann mit vereinzelten Simbirskites (Craspetodiscus) gottschei (KoE- NEN) und Simbirskites (Crasp.) sp. (A. Raczynska 1979) ein- gestuft werden. Außerdem tritt hier eine charakteristische Foraminiferen-Gemeinschaft auf, mit den Gattungen Tro- chammina, Trocholina, Psammosphera, Reophax, Lage- nammına, Glomospirella und Textularia. Die Sedimente des oberen Hauterive erreichen eine maxi- male Mächugkeit bis zu 80 m. In der Pflanzengemeinschaft ist im Hauterive eine Zu- nahme der Nadelbäume besonders mit der Familie Taxodia- ceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 69%) zu beobachten; unter den Farnen hat die Familie Gleicheniaceae den größten An- teil. Die Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes und feuchtes Klima hin. 60 4. BARREME - MITTELALB Die auf dem Hauterive und unter dem Oberalb liegenden, überwiegend sandigen Sedimente, wurden als Mogilno-For- mation ausgeschieden, die in drei Glieder eingeteilt wurde: Pagörki-Goplo- und Kruszwica-Glied (A. Raczynska 1979). Das Pagörki-Glied, dem ein Barr&me-Alter zuge- schrieben wurde, bilden feinkörnige, weiße Sandsteine, oft mit Kaolinit-Zement ohne Glaukonit und Makrofauna, stel- lenweise nur mit inkohltem Pflanzendetritus. In tonigen Zwi- schenlagen findet man agglutinierende Foraminiferen wie Ammobaculites und Reophax. Im Barr&me ist eine wesentliche Änderung in der Pflanzen- decke zu beobachten. Die bis zum Hauterive herrschenden Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cu- pressaceae haben nunmehr einen wesentlich geringeren Anteil bei gleichzeitiger Zunahme der Familien Pinaceae-Podocar- paceae. Unter den Farnen ist die Abnahme der Familie Glei- cheniaceae zugunsten anderer Familien der Filicales anzu- merken. Einen geringen Anteil in der Pflanzengemeinschaft haben auch Schachtelhalme (Equisetales) und Bärlapp-Ge- wächse (Lycopodiales). Diese Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes Klima, jedoch wesentlich trockener als im Hauterive. Das Pagörkı-Glied (Barreme) erreicht eine maximale Mächtigkeit von 50-75 m. Das Goplo-Glied, für das Apt angenommen wird, bil- den Tonsteine, sandige Schluffsteine und dunkelgraue Sand- steine mit Glaukonit, manchmal mit Zwischenlagen von ei- senhaltigen Oolithen und Chamosit-Erzen. In der Warsza- wa-Mulde wurden unbestimmbare Ammoniten gefunden (S. MAREK 1968). Die Mikrofauna wird vertreten vor allem durch agglutinie- rende Foraminiferen: Reophax, Verneuillinoides, Haploph- ragmoides und Tritaxia. Unter den kalkschaligen Foramini- feren herrschen Arten der Gattungen Marginulina, Lenticu- lina, Astacolus, Paleomi und Trocholina vor; vereinzelt fin- det man auch Ostrakoden Cypridea. In der Pflanzengemeinschaft ist wiederum eine Änderung bemerkbar. Die Nadelbäume der Familien Taxodiaceae-Ta- xaceae-Cupressaceae treten zurück (nur 29%) ebenso die Fa- milien Pinaceae-Podocarpaceae (bis 8%). Unter den Farnen — Filicales ist wieder eine Zunahme der Familie Gleicheniaceae anzumerken mit gleichzeitiger Entfaltung anderer Familien der Filicales und Lyopodiales (bis 26 %); die Schachtelhalme — Equisetales haben geringen Anteil. Diese Pflanzengemein- schaft zeigt eine Zunahme der Klimafeuchtigkeit an. Das Goplo-Glied (Apt) erreicht eine Mächtigkeit von 40-50 m. Das Kruszwica-Glied, bestimmt als Unter- und Mittelalb, bilden feinkörnige, graue, kalkfreie Sandsteine mit Glaukonit; im Liegenden und Hangenden oft grobkörnig und konglomerathaltig. Reichlich findet man inkohlten und pyri- tisierten Pflanzendetritus und in vereinzelten Tonzwischen- lagen geringe Mengen von Foraminiferen der Gattungen Quinqueloculina, Bullopora, Lenticulina und Miliospirella. Das Kruszwica-Glied wird nach oben mit sandigen Mergeln mit Phosphoriten abgeschlossen, die Aucellinen und Belem- niten des Oberalb enthalten (S. CıesLinskı 1959a, b, 1960). Die maximale Mächtigkeit des Kruszwica-Glieds beträgt 100 m. Für die ganze Mogilno-Formation (Barr&me-Mittel- alb) kann 150-220 m Mächtigkeit angegeben werden. IV. SEDIMENTATIONSGESCHICHTE UND PALÄOGEOGRAPHISCHE ENTWICKLUNG Das sich im Ober-Wolga und im Unter-Berrias ausgebil- dete relikthafte Purbeck-Becken ist zur mittelpolnischen Furche hin begrenzt. Zu Beginn der Ryazan-Stufe wurde das Binnen-Bek- ken in ein brackisch-marines Becken (Ostrakoden-Zone „„ A“) und danach in ein marines Becken mit terrigenen Ein- schüttungen umgestaltet. Anfänglich sind es sandig-karbona- tische Bildungen und danach mehr tonig-schluffige Sedimen- te. Die Ammoniten sind vertreten, vor allem südliche Arten, unter anderen die Gattungen Fanriella, Malbosiceras, Eu- thymiceras, Neocosmoceras, Picteticeras, Berriasella und Re- towskiceras sowie mittelrussische Arten der Gattung Riasa- nites. Hierin liegt ein Beweis, daß die Initialtransgression des Ryazan-Meeres nach Polen von Südosten, also aus der West-Tethys eingedrungen ist. Nur die Gattungen Surites, Subcraspedites, Externiceras und Praetollia zeugen für Mee- reseinflüsse aus Nordwesten vom Nordatlantik. Im Unter-Valangin (Platylenticeras-Schichten) folgt kontinuierlich die mit dem Ryazan-Meer begonnene Sedi- mentation. Das Meer erweiterte seinen Bereich vor allem nach Nordpolen (Abb. 3); es entstanden dunkle Tonsteine und Schluffsteine mit Siderit. Ammoniten der Gattungen Platy- lenticeras und Neocomites sowie Belemniten Oxyteuthis weisen auf eine Verbindung des polnischen Beckens mit den Provinzen der Tethys und des Atlantiks (Anglo-Germani- sches Becken) hin. Im späteren Unter-Valangin (Polyptychites-Schich- ten) erweitert das Meer wiederum seinen Bereich im Ver- gleich mit den Platylenticeras-Schichten. Es ist jedoch eine Verflachung und teilweise Aussüßung des Beckens zu beob- achten, worauf sandige Sedimente und sumpfig-schluffige Einlagerungen mit Rhizoiden und Holzstücken hinweisen. Zeitweilig überwogen die zufließenden Süßwässer. Eine Moorsedimentation konnte sich in den seichten Beckenteilen entwickeln, vorübergehend von ausgedehnten Wattgebieten abgelöst. In der Ryazan-Stufe und im Unter-Valangin wurde das ter- rigene Material in das Sedimentationsbecken vorwiegend vom Norden zugeführt (Abb. 3, 4). Im Ober-Valangin wiederholt sich eine Dominanz des marinen Einflusses. In den Randzonen ist ein Übergreifen der transgressiven Bildungen bemerkbar, die mittelpolnische 61 BERRIAS - UNTER VALANGIN ( Platylenticeras-Schichten) / Se ON S { \ \ \ \ E Narew. \ NER ! f Biatystok ı S rn Büg Br: } er Ze \ ! A NWARSZAmM NL MM 1 ta SS war a NS °o BNG N Ä \ % See > \ = EN N 1 S N - ER \ N \ 2 I E ) Wroclaw Sr een, oLublin \ ı S ar N EN N / ; NL ,) An I u De I ‘ E32 3 o 4 r 5 > u Zu ....r* 9 Abb. 3. Paläofazies für die Zeitspanne Berrias bis Platylenticeras-Untervalangin. 1 = Tonsteine und Schluffsteine im unteren Teil mit sandigen Kalken. 2 = Tonsteine und sandige Schluffsteine; 3 = schluf- fig-sandige Kalksteine; 4 = Ammoniten; 5 = gegenwärtige Verbreitung des Platylenticeras-Untervalangin; 6 = gegenwärtige Berrias-Verbreitung; 7 = Gebiet der postkretazischen Erosion; 8 = primäre Verbrei- tung des Festlandes im Untervalangin; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Karpatenflysch-Auf- schiebung. Furche wird überschritten (Abb. 5). In dieser Zeit sedimen- Zu betonen ist, daß das Klima im Valangin wesentlich tierten dunkle, zuweilen dolomit-sideritische Tonsteine und wärmer und feuchter war als im Berrias. Schluffsteine. Im südöstlichen Teil des polnischen Beckens wurden diese Sedimente durch oft oolithe und organo-detriti- sche Kalksteine und Mergel vertreten. Gegen Ende des Ober-Valangin erfolgte in Westpolen eine kurzdauernde Meeresregression sowie eine allgemeine Beckenverflachung. Die Ammoniten der Gattungen Dichotomites, Polyptychites, Neocraspedites, Saynoceras, Astieria, Bochianites, Leopoldia und Neocomites beweisen eine andauernde Verbindung des polnischen Beckens mit der Tethys sowie Einflüsse aus den Den Anfang des Ober-Hauterive kennzeichnet eine mittelrussischen und anglo-germanischen Meeresbecken. erneute Beckenverflachung, Erosion am Beckenrand und Im Unter-Hauterive sedimentierten allgemein dunkle, tonigschluffige Ablagerungen mit der größten Ausdehnung im Neokom. Das Übergreifen der Unter-Hauterive-Sedi- mente beweist einen erneuten transgressiven Vorstoß. Am- moniten der Gattung Endemoceras zeugen nunmehr für ei- nen entscheidenden Einfluß aus dem anglo-germanischen Meer. UNTER VALANGIN - Polyptychites Schichten Y [o} \ Zielona Gür oLublın en ==] 4 B]°2 res ee, ee 5 E S : 7 ee . s.onie 9 wrr /0 Abb. 4. Paläofazies-Typen des Polyptychites-Untervalangin. 1 = Tonsteine und sandige Schluffsteine; 2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine teilweise mit Rhizoiden; 4 = kalkige Sandsteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige Verbreitung des Pobyptychites-Untervalangin; 7 = Gebiete der post- kretazischen Erosion; 8 = primäre Land-Verbreitung; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Kar- patenflysch-Aufschiebung. großer Antransport von Sandmaterial. Hier überwiegen Sandsteine mit Einlagerungen von Oolith-Goethit-Chamo- sit-Erzen. Im jüngeren Ober-Hauterive ist eine Änderung der Sedimentationsbedingungen zu beobachten; es bilden sich dunkle tonig-schluffige Sedimente. Gegen das Ende des Hau- terives steigt der Gehalt an terrigenem Material und örtlich kommt es zu der Konzentration von Eisenoolitherzen. Ver- einzelte Ammoniten der Gattung Simbirskites weisen auf Meereseinflüsse aus Nordwesten, vom anglo-germanischen Becken hin. Das Klima war feuchter und wärmer als im Valangin. Im Barr&me beginnt ein neuer Sedimentationszyklus der Unterkreide (Abb. 2). Zu dieser Zeit entstehen Kaolınitsand- steine mit Pflanzenresten. Dieses sandige Glied zeugt für eine erhebliche Aussüßung und eine Einengung des Beckens. Das Klıma war ım Barr&me weiterhin warm, jedoch trockener als im Hauterive. Das Apt wird durch tonig-schluffig-sandige Sedimente mit Glaukonit gebildet, und zeigt eine erneute Meerestrans- gression und Beckenvertiefung. Das warme Klima ist wieder feuchter geworden. Im Unter- und Mittel-Alb erweiterte sich die Meeres- transgression. Es hatte sich eın seichtes Sedimentationsbek- ken gebildet in dem glaukonitische Sandsteine abgesetzt wur- den. Diese Bildungen greifen über alle älteren Glieder der Un- terkreide hinweg. Das Meeresbecken im Polnischen Flachland wies in der Unterkreide eine expansive Entwicklung auf, die sich in der jeweiligen übergreifenden Lagerung der jeweils stratigra- phisch jüngeren Glieder ausprägt. OBER VALANGIN - HAUTERIVE S 57 2 R Da un suche en © . R SEE Gar) ©, | ® \ \ \ Narew_Biakystol, SHE y l I \ BZ 9 Ih cn Kr Ir ID /O/Z-BUEN 9 oo... 410 are Abb. 5. Paläofazies-Typen für die Zeitspanne Obervalangin-Hauterive. 1 = Tonsteine und Schluffsteine; 2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine; 4 = Kalksteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige Verbreitung des Obervalangin; 7 = gegenwärtige Verbreitung des Hauterive; 8 = Gebiet der postkretazi- schen Erosion; 9 = primäre Land-Verbreitung im Hauterive; 10 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 11 = Karpatenflysch-Aufschiebung. Text zur Arbeit MAREK 64 ERPERATUR BIELECKA, W. (1975): Foramminifera and brackish Ostracoda from the Portlandian of Polish Lowland (Otwornice i brakiczne mafzoraczki z portlandu Nizu Polski). —- Acta paleont. pol., 20 (3), Warszawa. — — SZTEJN J. (1966): Stratygrafia warstw przejsciowych miedzy jura a kreda na podstawie mikrofauny. Kwart. geol., 10 (1), Warszawa. Casey, R. (1977): Correlation of Ammonite zones Jurassic-Cretace- ous boundary beds in the boreal belt. International Collo- quium on the Upper Jurassic and Jurassic/Cretaceous boun- dary. — Abstracts. Novosibirsk. CIESLINSKI, $. (1959a): Alb i cenoman pöfnocnego obrzezenia Gör Swietokrzyskich. — Prace Inst. Geol., 28, Warszawa. — — (19595): Poczatki transgresji görnokredowej w Polsce. — Kwart. geol., 3, (4), Warszawa. — — (1960): Biostratygrafia i fauna albu Polski (bez albu prowingji alpejskiej). —- Prace Inst. Geol., 30, cz. 2, Warszawa. COLLOQUE sur le Cretace inferieur (Lyon septembre 1963), (1965): Conclusions generales. - Mem. Bureau Rech. Geol. Min., 34, Paris. COLLOQUE sur la limite Jurassique-Cretace (Lyon — Neuchatel 1973), 1975: Discussions sur la position de la limite Jurassi- que-Cretace. - Mem. Bureau Rech. Geol. Min., 86, Paris. DADLEZ, R. (1980): Tektonika watu pomorskiego. — Kwart. geol., 24, (4), Warszawa. — — & MAREK, $. (1969): Styl strukturalny kompleksu cechsz- tynsko-mezozoicznego. — Kwart. geol., 13 (3), Warszawa. DEMBOWSKA, J. (1973): Portland na Nizu Polski. - Prace Inst. Geol., 70, Warszawa. — — (1979): Systematyzowanie litostratygrafii jury görnej w Polsce pötnocnej i srodkowej. — Kwart. Geol., 23, (3), Wars- zawa. — — & Marek, $. (1975): Developpment du bassin de sedimenta- tion sur la basse plaine de Pologne ä la limite du Jurassique et du Cretace. -— Mem. Bureau Rech. Geol. Min., 86, Paris. — — & — — (1976): Stratygrafia i paleogeografia utworöw z po- granicza jury ikredy na Nizu Polskim. — Biul. Inst. Geol., 295, Warszawa. — — & — — (1979): Granica jura-miet Polskoj nızmiennosti. Wierchniaja jura i granica jej z mietowo) sistemoj (Otdielnyj ottisk).- Akademia Nauk SSSR. Sıbirskoje otdielenie. — Insti- tut Gieofogii ı Gieofiziki. Izdatielstwo ‚‚Nauka“, Sibirskoje Otdielenie, Novosibirsk. GEROCH, $., JEDNOROWSKA, A. & MORYC, W. (1972): Utwory dol- nej kredy w pofudniowe] czesci przedgörza Karpat. — Rocz. Pol. Tow. Geol., 42, (4), Kraköw. KEMPER, E., RAWSON, P. F. & THIEULOY, J. P. (1981): Ammonites of Tethyan ancestry in the early Lower Cretaceous of north- west Europe. — Palaeontology, 24, (2), London. KUTEk, ]. (1962): Görny kimeryd ı dolny wotg pötfnocno-zachod- niego obrzeZenia mezozoicznego Gör $wigtokrzyskich. — Acta geol. pol., 12, (4), Warszawa. MAMCZAR, ]. (1966): Stratygrafia palynologiczna warstw z pogra- niczajury ikredy na Kujawach. - Kwart. geol., 10, (1), Wars- zawa. — — (1973): La stratigraphie des sediments du Barremien ä l’Albien moyen sur la Basse Plaine de Pologne portant des etudes des microspores. - Academy of Sciences USSR. Sibirien Branch. — Institute of Geology and Geophysic. — — (1982): Mikroflora kredy dolnej. In: Budowa geologiczna Polski. Atlas skamieniafosci przewodnich ı charakterystycz- nych. Czes& 3. Mezozoik. Kreda. Instytut Geologiczny. Warszawa (im Druck). MAREK, $. (1961): Nowy poglad na stratygrafig neokomu w Rogo2- nie. —- Kwart. geol., 5, (2), Warszawa. — — (1965): Dyskusyjne problemy granicy jura-kreda. — Kwart. geol. 9, (4), Warszawa. — — (1967): Infrawalanzyn Kujaw. — Biul. Inst. Geol., 200, Wars- zawa. — — (1968): Zarys stratygrafii kredy dolnej niecki brzeznej. — Kwart. geol., 12, (2), Warszawa. — — (1969): Zarys stratygrafii kredy dolnej Kujaw. - Kwart. geol., 13, (1), Warszawa. — — (1977): Kreda dolna. In: Budowa geologiezna wschodniej czescı niecki mogilensko-tödzkiej / strefa Gopto-Ponetöw- Pabianice /. Oprac. zbior. pod redakcja $. Marka. — Prace Inst. Geol., 80, Warszawa. — — (1983): Kreda dolna. In: Budowa geologiczna niecki wars- zawskiej / pfockiej / i je) podfoza. — Prace Inst. Geol., 103, Warszawa. — — BIELECKA, W., & SZTEJN, J. (1969): Görny portland (wofg) i berias (riazan) na Nizu Polskım. — Kwart. geol., 13, (3), Warszawa. — — & RaczYNska, A. (1973a): Kreda dolna Nizu Polskiego (bez albu görnego). In: Budowa Geologiczna Polski. T. 1. Straty- grafia, Cz. 2. Mezozoik. Inst. Geol. Warszawa. — — & RaczYNskaA, A. (1973b): The stratigraphy and paleoge- ography of the Lower Cretaceous deposits of the Polish Low- land area. The Boreal Lower Cretaceous. — Proceeding Inter- national Special 5, Liverpool. — — & RaczynskA A. (1979a): Obecny podziat litostratygra- ficzny epikontynentalnej kredy dolnej w Polsce ı propozycje jego uporzadkowania. - Kwart. geol., 23, (3), Warszawa. — — & RaczyNska, A. (1979b): Palaeogeographie der Unter- kreide des nordpolnischen Beckens. — Europäische Kreide. IUGS, Series A, 6, Stuttgart. — — & RaczyNska, A. (1982): Kreda dolna. In: Budowa geolo- giczna Polski. Atlas skamieniatoscı przewodnich i charaktery- stycznych. Czesc 3. Mezozoik. Kreda. Inst. Geol. Warszawa (im Druck). — — & ZNOsko, J. (1972): Tektonika Kujaw. — Kwart. geol., 16, (1), Warszawa. MORYC, W. & WASNIOWSKA, J. (1965): Utwory neokomskie z Basznı koto Lubaczowa. — Rocz. Pol. Tow. Geol., 35 (1), Kraköw. RACZYNSKA, A. (1967): Stratygrafia i sedymentacja osadös kredy dolnej w Polsce Zachodnie). — Bıul. Inst. Geol., 210, Warsza- wa. — — (1979): Stratygrafia ı rozwöj facjalny mtodszej kredy dolnej na Nizu Polskim. — Prace Inst. Geol., 89, Warszawa. SZTE]N, J. (1967): Stratygrafia mikropaleontologiczna kredy dolnej Kujaw. - Biul. Inst. Geol., 200, Warszawa. — — (1968): Mikrofauna w osadach morskich kredy dolnej w niecce brzeznej. — Kwart. geol., 11, (2), Warszawa. — — (1969a): Foraminifera assemblages in the Valangınıan of the Polish Lowland. - Rocz. Pol. Tow. Geol., 39, (2-3), Kraköw. — — (1969b): Mikrofauna dolnokredowa na wale Kujawskim. — Kwart. geol., 13, (1), Warszawa. — — (1982): Mikrofauna kredy dolnej. In: Budowa geologiczna Polski. Atlas skamieniafosci przewodnich ı charakterystycz- nych. Czes& 3. Mezozoik. Kreda. — Instytut Geologiczny, Warszawa (im Druck). WITKOWSKI, A. (1969): Budowa geologiczna niecki tomaszowskiej. Prace Inst. Geol., 53, Warszawa. Zeıss, A. (1977): Correlation problems in the Upper Jurassic of Eu- rope and some reflection on the Jurassic / Cretaceous boun- dary. — International Colloquium on the Upper Jurassic and Jurassic-Cretaceous boundary. Abstracts. Novosibirsk. ZNOSKO, J. (1969): Geologia Kujaw i wschodniej Wielkopolski. — Przew. XLI Zjazdu Pol. Tow. Geol. Wyd. Geol. Warszawa. — — (1975): Tectonic Units of Poland, against the Background of the Tectonics of Europe. — Special Anniversary Symposium, Warsaw, June 16-18, 1970. — Geological Institute, Bull., 252, Warszawa. München, 1. Juli 1983 65 ISSN 0373 — 9627 The Mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish Uplands (marginal part of the Central European Basin) RYSZARD MARCINOWSKI & ANDRZE]J RADWANSKT*") With 6 text figures, 8 plates and 1 table ABSTRACT The Central Polish Uplands belonged to the south-eastern marginal parts of the Central European Basin during the mid-Cretaceous transgression. The topography of the Kim- merian tilted substrate controlled not only the transgressing sea but also the extent of the shoreline and the paleoenviron- ments of the mostly sublittoral successions. The transgressive deposits from the Middle Albian eodentatus Subzone until the Late Turonian /noceramus costellatus Zone reflect the gradual filling of the basins and the effects of synsedimentary movements: either regional block-faulting (Cracow Upland in the southern part ofthe Polish Jura) or a continous uplift of submarine swells (Polish Jura Swell, Annopol Swell). Four pulses can be recognized within the mid-Cretaceous trans- gressive sequence. None of them istruly regressive, butall are particular episodes of one transgressive cycle. Abundant fau- nas particularly in phosphatic beds allow paleobiogeographi- cal and environmental conclusions with a special contribution to the phosphorite beds of Annopol-on-Vistula. Boreal and Tethyan affinities in the ammonite faunas are briefly discus- sed with some remarks on the extents of the two bioprovin- ces. KURZFASSUNG Das polnische Mittelgebirge gehörte zur Zeit der Mittel- kreide-Transgression zum südöstlichen Randbereich des zen- traleuropäischen Beckens. Die Topographie des jungkimme- risch verstellten jurassischen Untergrundes kontrollierte nicht nur den Ablauf der Transgression, sondern auch die Entwicklung der Küstenlinien und die Abfolge der überwie- gend sublitoralen Sedimentation. Die transgressiven Ablage- rungen von der eodentatus Subzone des mittleren Albs an bis zur Inoceramus costellatus Zone des obersten Turon spiegeln die allmähliche Auffüllung der Becken und die Auswirkungen der synsedimentären tektonischen Bewegungen wider: es sind teils regionale Bruchtektonik (Krakauer Hügelland im südlichen Teil des polnischen Jura), teils ein allmählicher Auf- stieg submariner Schwellen (Polnische Jura Schwelle, Anno- pol-Schwelle). Es sind vier Phasen innerhalb der Mittelkrei- de-Transgression erkennbar; keine davon ist wirklich regres- siv, sondern sie gehören einem transgressiven Zyklus an. Die reichen Faunen aus den Phosporiten ermöglichen detail- lierte Aussagen zur Ökologie und zur Genese der Phosphoritvorkommen von Annopol/Weichsel. Anhand der Ammonitenfaunen werden die paläobiogeographischen Be- ziehungen zwischen borealer und Tethys-Faunenprovinz und die Einflüsse beider Faunenprovinzen auf das zentraleu- ropäische Becken diskutiert. INTRODUCTION The area of the Central Polish Uplands belongs to the south-eastern marginal parts of the Central European Basın. This marginal nature resulted from an elevated zone along the northern outskirts of the Alpino-Carpathian geosyncline. In *) R. MARCINOWSKI, A. RADWANSKI, Institute of Geology, Univer- sity of Warsaw, Al. Zwirki-i-Wigury 93, PL-02-089 Warszawa, Poland. Poland this zone has commonly been regarded as a more or less hypothetical meta-Carpathian arch. During Mesozoic time it temporarily separated the Carpathian flysch geosyn- cline from the epicontinental basins to the north. In the Early Albian parts of the meta-Carpathian arch had been uplifted, supplying coarse clastic material both to the south (towards the Carpathian flysch geosyncline) and to the north (onto the Central Poland Uplands area). The mid-Cretaceous trans- 66 gressive sequence has thus a primarily clastic character. It lies with a stratigraphic gap on the pre-Albian land topography. On the other hand, the morphology of the meta-Carpathian arch mostly resulted from the New-Kimmerian epeirogene- sis, which was responsible both for the tectonie tilt (in the range of a few degrees) and the erosion of the Upper Jurassic sequence completed by the Tithonian (Volgian) decline (Ku- TEK & Zeıss 1974). Consequently the investigated mid-Creta- ceous sequence, regardless the Neocomian sedimentary epi- sode further to the north, rests upon eroded Oxfordian or Kimmeridgian substrate in most of the Central Polish Uplands area. The mid-Cretaceous sequence exposed in many exposures in the Central Polish Uplands embraced the time interval from the Middle and Upper Albian to the Upper Turonian. Its deposition took place within the paleogeographic frames of the Central European Basin. It was basically controlled by the geotectonic development and subsidence of the Danish- Polish Trough to which the majority of the Polish territories (except the Carpathian geosyncline) have belonged during the post-Variscan (Alpine) tectogenic cycle. GEOTECTONIC SETTING AND FORMATION OF THE CENTRAL POLISH UPLANDS The development of the Danish-Polish Trough started in early post-Variscan time. Little is known of its Variscan sub- strate which has been deeply subsided and covered by a 6-8 km thick series of deposits, and therefore it is rarely rea- ched by boreholes. The trough itself was filled by a complete sequence of Permian (mostly Zechstein) to uppermost Creta- ceous deposits. The thickness is greatest along arather narrow zone which signifies the axıs of the trough: Zechstein over 1000 m, Triassic over 2000 m, Jurassic over 2000 m, Lower Cretaceous (Neocomian) over 500 m, and Middle and Upper Cretaceous over 2000 m. The Danısh-Polish Trough - esta- blished along the south-western margın of the Fenno-Sarma- tian Shield (the East European Platform) - represents a peri- cratonic zone of the aulacogen type (KuTEk & GLazek 1972; Rapwanskı 1975; ZIEGLER 1975). Its sedimentary sequence was mostly marine, and was laıd down under shallow sublıt- toral and neritic conditions. The marine intervals were inter- fingering with a few nonmarine series developed during the regressive phases connected with the Old- and New-Kimme- rian epeirogenesis. The latter resulted in termination of the Upper Jurassic marine cycle with the Purbeck and Weald se- ries. The axis of the Danish-Polish Trough parallels the south- western margin of the Fenno-Sarmatian Shield, and reflects a zone of deeper fractures, supposedly of rift character, both ın the Earth crust and in the upper mantle (GuUTERCH 1968, 1977). A tectonic uplift along this strongly subsiding axis took place in the Maestrichtian (Laramide phase of the Alpine cyc- le), resulting in the formation of the Mid-Polish Anticlino- rium which divided the trough into the Szezecin-Lodz-Mie- chow Synclinorium, and the Danish-Polish (Gdansk-Wars- zawa-Lublin) Synclinorium, or Border Synclinorium (KuTEk & Grazer 1972), for it borders the Fenno-Sarmatian Shield. In this synclinorial zone, comprising the Danish Embayment area sensu Larsen (1966), the regressive sea continued as late as the Upper Danian (Hansen 1970); the stage is represented by marine deposits in this zone, both in Denmark and in Po- land. The elevated zone ofthe Mid-Polish Anticlinorium cor- responds in Denmark to the Ringkobing-Fyn-High (LARsEN 1966; CHRISTENSEN 1976). The direction of the axis of the Mid-Polish Anticlinorium determines only the zone of maximum subsidence of the ba- sin, whilst the facies distribution and paleogeographic trends during the Mesozoic marine invasions were controlled by ala- titudinal direction of the Central European Basin. This is cle- arly shown by successive, eastwardly extending transgres- sions of the Zechstein, Triassic (Röt-Muschelkalk), Lower Jurassic (Pliensbachian and Lower Toarcian only), Middle and Upper Jurassic, Neocomian (Valanginian and Hauteri- vian), and finally of the Albian/Cenomanian till the Danıan. The southward extent of some deposits seems to have been controlled by that very direction, e. g. in Liassic alluvial or in- tertidal series, Neocomian transgression, and (KUTER & GLA- zek 1972, fig. 12) in the first stages of the Albian transgres- sion. The Holy Cross Mts belong also to the axial zone of the Danish-Polish Trough. Their Variscan core has been exposed by erosion which followed their maximal uplift. This latter has been caused not only by the Laramide uplift of the Mid- Polish Anticlinorium, — which was insufficient to expose the Variscan series for at least ca. 3 km of Mesozoic deposits had to be removed, — but also by another uplift, the circum-Car- pathian one. The intersection of the two uplift zones resulted in successive processes of elevation and degradation that fi- nally led to the denudation of Paleozoic basement of the Holy Cross Mts. The restored cross-sections through the Holy Cross region during Mesozoic time (KuTEk & GLazEk 1972, figs. 5 and 6) evidently show that neither a land nor a subma- rine ridge existed at that time: the Variscan orogenic belt of the Holy Cross Mts had strongly been subducted along the Danish-Polish Trough. The uplift of the circum-Carpathian zone at the northern margin of the Fore-Carpathian Miocene Depression was an isostatic response to the subsidence of the Depression. This uplift is responsible for the formation of the Central Polish Uplands, a hilly belt that repeats the outline of the Carpa- thians and their foredeep (fig. 1). The zone of the Central Po- lish Uplands embraces from the west successively: Upper Si- lesia, Polish Jura (with Cracow Upland as its southernmost part), Miechow Upland, Holy Cross Mts, and finally the Lu- blin Upland situated at the eastern end of the zone. Due to the Laramide uplift and the subsequent erosion, the mid-Cretaceous transgressive deposits appeared atthe surface along the Central Polish Uplands. The numerous exposures SZCZECIN x /y Z \ CL, D N SUN. 6) £0n : L ! - gEc, a ı \ Oy 2 ) N NN N D ei ( NROZNARDK, 5 7 N Sn Nie N ! Ss / ar \ GG P) MU as KORE- N LUBCZYCE KATOWICE ©) oMIECHW_=CARPATHIAN : CH u / DEPRESSION , BASIN en EC NYSA © “__US __ Eucalycoceras pentagonum Acanthoceras jukesbrownei Turrilites acutus Turrilites costatus Mantelliceras ex gr. dixoni = < H 2i Pe =s [e) 1 A o Mantelliceras saxbii Neostlingoceras carcitanense Stoliczkaia dispar Mortoniceras inflatum Euhoplites lautus Euhoplites loricatus Hoplites dentatus Table 1. Stratigraphic subdivision of the mid-Cretaceous transgres- sive sequence in the Central Polish Uplands. JURA with abrasion surfaces directly upon the Upper Jurassic; the Jurassic limestones are bored by various rock-borers, the marls are sculptured by gregarious burrowers (GLAZEK, MAR- CINOWSKI && WIERZBOWSKI 1971; MARCINOWSKI & WIERZBOWSKI 1975). The thickness reaches 2 m, whereas in the north it ran- ges from 3 to 9 m. The rich ammonite fauna that comprises i. a. Sciponoceras bacnloide (MantzıL), Hypoturrilites gra- vesianus (D’OrsıcnYy), H. tuberculatus (Bosc), Mariella le- wesiensis (SPAarH), Turrilites costatnus LAMARCK, T. acutus Passy, Scaphites obliquus (SOwERBY) 5. equalis SOWERBY, Hyphoplites campichei Srarh, H. falcatus (MANnTELL), Schloenbachia varıans (SOWERBY), $. conpei (BRONGNIART), S. cf. lymense (Spark), Mantelliceras tuberculatum (Man- TELL), M. saxbii (SHARPE), M. ex gr. dixoni SpatH, Calycoce- ras aff. lotzei WırDmann, Acanthoceras sp., evidences the whole Cenomanian. Its strong condensation, apart from the often mixed faunas, obscures the zonal boundaries in some sections. All fossils are more or less phosphatized, especially the ammonites, whilst the non-ammonite fauna (Marcı- nowskı 1974; MaczynskA 1977) ıs often also glauconitized. In the less condensed sections, ıt has been shown that Actinoca- max primus ARKHANGELSKY and A. plenus (BLAINVILLE) coe- xistin one bed (unit 2c, Granow; see fig. 3), obviously below the first occurrence of /noceramus labiatus SCHLOTHEIM (Marcımowskı 1972, 1974). 69 “....o..s, eK (& 3) III Fig. 2. Diagrammatic section of the mid-Cretaceous transgressive sequence near Mokrzesz in the Polish Jura (cf. fig. 4), to show overlapping of particular members and their relation to the Upper Jurassic substrate (Oxfordian butten limestones, Jzw,): Ka +23 - uppermost Middle or Upper Albian; Ka; - Upper Albian; Kcı_2/&37 - Lower and Middle, locally also Upper Cenomanian; Kc3 -— Upper Cenomanian; Kt, — Lower Turonian. 1 -sandstones; 2 - sands; 3 — gravels; 4 gaizes; 5 — layered limestones; 6 — phosphatic nodules; 7 — bur- rows Ophiomorpha nodosa LUNDGREN. Atthe Cenomanian/Turonian boundary a synsedimentary block-faulting caused (particularly in the Cracow Upland) depressing or uplifting of particular regions. The changes in seafloor topography and associated disturbances in sedimen- tation lasted until the tectonic lull at the Late Turonian (fig. 4). The subdivision of the Turonian sequence is tripartite: the Lower Turonian comprises the /. labiatus Zone, the Middle — the /. lamarcki and the Upper the /. costellatus Zones. In the northern region, it continues from the Cenomanian and is developed as limestones (1.5-2.7 m thick), sandy at their base. In the Cracow Upland, sandy or pebbly limestones (0-11 m) either truncate the older mid-Cretaceous deposits, or encroach directly on the Upper Jurassic (fig. 4). Atthe top of the sequence, a hardground, locally associated with stromatolites, indicates a high-energy, shallow subtidal envi- ronment (MARCINOWwsKI & SZULCZEWSKI 1972). A regional hia- tus, resulting from submarine non-deposition above the hardground and/or stromatolites, ranges from the Upper Tu- ronian to the Lower Campanian in the north, and the upper- most Turonian to the Santonian at the city of Cracow itself. The basal Santonian deposits are sandy glauconitic marlstones (marly greensand) with small phosphatic nodules and a diver- sified fauna. The area of the Polish Jura is thought to have been a subma- rine swell during the mid-Cretaceous transgression (MARCı- nowskı 1974) due to the presence of stratigraphic gaps, abra- sion and condensation phenomena. It was caused by Subher- cynıan tectonic movements which are responsible for an uplift of this area during Middle and early Upper Cretaceous time. This swell, called here the Polish Jura Swell, was more or less parallel to the axial zone of the Danish-Polish Trough. The Polish Jura Swell was separating the Miechow and the Holy Cross areas to the east from the Opole area in the Sude- Sucha Glanöw Wielkanoc ul = I. lamarcki Zone 4 E = es er 0 - > Pe I DIPIEIREEURFARSISIIIE z I | = SIUFBLSITL DATE = ! I = l & l = | | I l [m 3 | | l u 1 I = I a | ‚3 =) 3] ı 2k:: me im BERELNEN ol__2km ESS Fig. 3. Relation of the mid-Cretaceous transgressive sequence to the Upper Jurassic substrate (butten — J3w, or platy limestones — Jswp; numbers of beds the same as in MARCINOWSKI 1974) near Gla- now (cf. fig. 4 and pl. 1A-D) and neighbouring locality Sucha (cf. pl. 2, Figs. 2a-b) in the Polish Jura. 1 -sands with sandstone lenses, locally cross-bedded; 2 - sandy gra- velstones; 3 — marly sandstones; # — limestones. tic Foreland to the west. Beginning during the Cenomanian, the subsidence ofthe Holy Cross area (KUTEK & GLAZEK 1972; HAKENBERG 1978), and the Opole area (ALEXANDROWICZ & Rapwan 1973), was remarkably stronger, than along the swell and resulted in increasing thicknesses of deposits (fig. 5). This stronger subsidence was presumably compensated by an al- most persistent uplift of the swell, which during Upper Turo- nıan to Santonian time became the most elevated zone within the southern margins of the Central European Basın in Po- land. OLISH -7alesice __,5ea level Poreba Dzierzna To the Polish Jura Swell probably the Upper Silesia region or at least its eastern parts belonged during the discussed Up- per Cretaceous time. Its Middle and Upper Cretaceous cover has completely been removed by the post-Laramide erosion. The only present-day remnants are all situated further to the west, within the subsiding zone of the Opole and Glubezyce (Leobschütz) areas (ROFMER 1870; ALEXxANDROWICZ & Ran- wan 1973). JURA D Upper Turonian (late Inoceramus costellatus age) N) [eb] N re ne je) = CRACOW UPLAND —-Wolbrom -Glandw -Korzkiew -Cracow F Cenomanian/Turonian Junction | _ sea level B late Middle Cenomanian I —_ Sea level Ne ee A late Upper Albian ) | sea level EST DET Ir TEE SIE HESERESEI FIHEEEFTE Ei 0 Aükm Fig. 4. Idealized successive stages (A-D) of development ofthe mid-Cretaceous transgressive sequence in the Polish Jura (lithology the same as in figs. 2-3). Opole SANTONIAN (N data) 71 Polish Jura Swell on Cross Mts SW margin Ä N CONACIAN TURONIAN CENOMANIAN -— i ur — % UPPER ALBIAN == [no deposits?_ — —— 1 EH By Hy Fig. 5. Comparative diagram of subsidence and uplift during the successive mid-Cretaceous und Upper Cretaceous stages in the Polish Jura Swell and adjacent regions of Opole and of the Holy Cross Mts (cf. fig. 1); detailed explanation in the text. 1 — sands and sandstones; 2 — limestones and marls; 3 — spongiolites and gaizes; # — siliceous marls. HOLY CROSS MOUNTAINS In the Holy Cross Mts, the mid-Cretaceous transgressive sequence is locally exposed along the so-called Mesozoic margins of the Paleozoic core. Maximum thickness oceurs in the north-western region, where it rests upon the deposits of the short-lasting Neocomian trangression (Berriasian till Hauterivian). There it begins with athick series (upto 140 m) of unfossiliferous, kaolinitic sands (the Biala-Gora Sands) de- posited under shallow subtidal conditions (MArcınowsKı & Rupowskı 1980). These sands continue to the north within the Szezecin-Lodz Synclinorium as far as the city of Lodz (Sam- sonowıcz 1948). To the south, the sands or their upper part at least, laterally pass into limonitic sands and sandstones, lo- cally (at Mt. Chelmowa near Przedborz) containing moulds of large ammonites, Anahoplites ssp., Callihoplites patella SPATH, C. auritus (SOwERBY), C. varıabılıs SparH, Mortoni- ceras inflatum (SOWERBY), M. pricei SpatH, indicative of the low-Upper Albian aurıtus Subzone of the Mortoniceras ın- flatum Zone (CHLEBOWSKI, HAKENBERG & MARCINOWSKI 1978). Further to the south along the south-western Mesozoic margin, the thickness of ?Middle and Upper Albian sandy de- posits gradually decreases, and finally they vanish completely (HARENBERG 1969, 1978). On the other hand, the gaizes with Neohibolitesminimus (MiLLEr) and (20 m above) with N. ul- timus (D’ORB.) (see SPAETH 1971 for taxonomy), which overlie the Biala-Gora Sands, change in this direction into glauconitie sands or friable sandstones with detritus of inoceramid shells, small phosphatic nodules, and (Rapwanskı 1968, 1969b) nu- merous shark teeth associated with those of reptiles. The southernmost exposure alongthat zone, just within the shorezone of the Fore-Carpathian Depression, viz. Mt. Za- B1 E23 UPPER zZ Se Beyer zZ & EEE 1% l. labiatus Zone F EN 2 j=./::] & E.pentagonum 8. gracile Zones z Syevasyas = Lacuna ?A. jukesbrownei Zone z BE ” T.acutus a 5 = LEN T:costallıs Zones condensed ° ZZ 9 _M.gr. dixoni \ z M.saxbii fauna mixed wu h o B/m:/ »/ © N. carcitanense BEE z < [e*) — < [4 w a je >) o data (ammonites or inoce- zZ ramids) << A local lithostratigraphic Br 2-8 units of Cieslinski (1959) = As S. dispar Zone M. inflatum Zone br E. lautus Zone = As-7} E- loricatus Zone oO 1m H. dentatus Zone (Iyelli 8 = spathi Subzones) = A H. dentatus Zone (eodenta- 2-4 tus Subzone) JURASSIC (KIMMERIDGIAN) HHa 5 v6 Fig. 6. Detailed section of the mid-Cretaceous transgressive se- quence at Annopol-on-Vistula in the Holy Cross sedimentary area. 1 -sands; 2 — quartzitic sandstones; 3 - sandy glauconitic marls; # — limestones; 5 — phosphatic nodules and phosphorites; 6 — hard- grounds. jecza at Skotniki near Busko shows (Rapwanskı 1969a) hea- vily glauconitic sandstones, pebbly and more compact at the bottom, which rest upon a fissured and locally glauconitized abrasion surface cutting Kimmeridgian limestones. In this ex- posure the New-Kimmerian angular unconformity is well vi- sible (pl. 2, fig. 4). This is the only outcrop in which the re- gional tilting is recognizable. The glauconitic sands (about 1.5 m) containing commonly Neobhibolites ultimus (D’Ore.) and ubiquitous fish bones and teeth (Rapwanskı 1968), pass upwardly into white, chalky siliceous marls with flintstone bands of Turonian age. The New-Kimmerian regional tilting within the south-we- stern Mesozoic margins of the Holy Cross Mts and subse- quent erosion resulted in a truncation of the Upper Jurassic (Kimmeridgian-Tithonian) substrate. It remained more ele- vated to the south, and consequently, in the overlapping of successive deposits of the mid-Cretaceous cycle. Within the exposures no details of land topography have been recogni- zed. On the other hand, the mid-Cretaceous sedimentation has not been disturbed either by synsedimentary tectonics and/or sedimentary gaps. Along the north-eastern Mesozoic margins of the Holy Cross Mts, the mid-Cretaceous sandy deposits are distributed more uniformly, slightly thinning to the south, but contai- ning Middle/Upper Albian and Cenomanian ammonites (Cıesınskı 1959, 1976; Marcınowskı 1980). The famous locality Annopol-on-Vistula belongs to this sedimentary area (see Samsonowıcz 1925, 1934; CiEsLinsk1 1959, 1976; Marcınowskı 1980). The sections are well expo- sed along both Vistula embankments, and in an underground mine (now abandoned, with poor phosphatic ore). They indi- cate a brachyanticline of Annopol which - situated on the right edge of the Vistula - lies geographically in the Lublin Upland. At Annopol-on-Vistula Mid-Albıan to Lower Turonian sandy or marly-sandy deposits are exposed (fig. 6), evidently condensed in relation to those outside the Annopol anticline (Cıesumskı 1976). The poorly glauconitic Albian sands rest upon Kimmeridgian limestones, and are overlain by locally quartzitic sandstones, (unit As, fig. 6), with Hoplites (Ischo- plites) sp. (= Anahoplites cf. praecox SpatH of CiEsLinskı, 1959) indicative of the eodentatus Subzone of the Hoplites dentatus Zone (Owen 1971). The sands are capped by the phosphorite bed; it is about 40 cm in average, but locally ran- ging from nil to some 90 cm, and composed of irregular phosphatic lumps, usually larger and cemented into coke-like bodies in the lower part of this sandy bed (unit As „, fig. 6), and smaller and dispersed in more marly and glauconitic ma- trix in the upper part (unit As, fig. 6). The nature of these phosphorites is similar to that of intra- formational breccias: a laminated phosphatic sediment, pos- sibly concretionary in parts, has been crushed into pieces or lumps and has been reworked by hydrodynamic agents, and mixed up with abundant organic remains, pieces of com- monly bored wood and diverse invertebrates, associated with bony material of fishes and reptiles (Samsonowıcz 1925, 1934; Cıesuinskı 1959; Rapwanskı 1968; Corins 1969). All these fossils are more or less phosphatized, some of the worn, glau- conitized or encrusted by various epizoans, mostly serpulids; they occur either within the phosphatic lumps or among them. Reworking and redeposition, recognizable also in am- monite moulds (Samsonowicz 1925), evidence the condensa- tion that comprises the ammonite zones of almost the whole Middle and the lower part of the Upper Albian (fig. 6). The ammonite assemblage (Cıesinskı 1959; MArcINOWwsKI 1980), 73 regardless the species previously listed (Samsonowıcz 1925, 1934) butnever described or illustrated and now lost, contains Hoplites dentatus dentatus (Sow.), H. dentatus robustus SpatH, H. escragnolensis Spath, H. latesulcatus SPAarH, H. vectensis SpatH, Anahoplites cf. fittoni (D’ARCHIAC), Euhoplites cf. ochetonatus (SEELEY), E. cf. boloniensis SPATH, and Mortoniceras cf. inflatum (Sow.). The species Stoliczkaia cf. notha (SEELEY) reported by CıesLinskı (1959) from the upper part of the phosphatic bed (unit A ,, fig. 6) evidences the topmost zone of the Upper Albian. Overlying the Middle to Upper Albian phosphorites are Cenomanian sandy glauconitic marls, still containing pho- sphatic bodies and diverse, more or less phosphatized fossils. Mariella cenomanensis (SCHLUTER), M. essenensis (GEINITZ), Turrilites costatus Lamarck, Neostlingoceras carcitanense (MATHERON), Mantelliceras (MANTELL), M. saxbıi (SHARPE), (SOWERBY), S. conpei (BRONGNIART), and Calycoceras gentoni (Bron- GNIART) indicate the condensed nature of the deposits (about 1.8 m) representing the whole Lower and part of the Middle Cenomanian (MArcınowskı 1980). In their upper part about 1.7-1.8 m above the Albian/Cenomanian boundary, a bank of larger phosphatic concretions developed. Most of the con- cretions are gradually harder towards their tops, atthe level of which they are flattened and glauconitized, displaying the na- ture of the hardground. A stratigraphic gap atthe hardground comprises probably the whole Acanthoceras jukesbrownei Zone. The Upper Cenomanian deposits (about 0.5 m) with Schloenbachia lymensis SparH and Actinocamax plenus (BLAINVILLE) continue into those of the Lower Turonian /no- ceramus labiatus Zone. The latter is also condensed (0.6 m), in its lower part truncated by another hardground. The facies changes into limestones just above the hardground; this ter- minates the development of the mid-Cretaceous transgressive sequence. tuberculatum Schloenbachia varians DEVELOPMENT OF THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE The mid-Cretaceous transgression overwhelmed the Cen- tral Polish Uplands quickly but not violently. The land mor- phology of the Upper Jurassic substrate has been preserved therefore, and not destroyed by progressing abrasion. The weathered waste probably has been completely removed prior to the transgression; its remains, mostly the flint nodu- les from the Oxfordian butten limestones, have been entrap- ped locally within depressions. Some of them (e. g. near Mokrzesz, fig. 2), might have reflected the karst morphology ofthe butten limestones. The allochthonous quartz sands, not- withstanding their local cross-bedding, indicate an uniform sedimentation throughout the larger parts of the Polish Jura and northern parts of the Holy Cross region. Deposition of sand bodies was gradually embracing higher and higher parts of the substratal elevations, and filling up particular depres- sions (fig. 4). The sequence of sandy deposits is thought to represent an one-cycle filling of the land morphology inunda- ted during the first attack of the mid-Cretaceous transgres- sion. The sequence is terminated either by layers containing Ophiomorpha nodosa LunDGrEn burrows (fig. 2) attributa- ble to the inter- and shallow subtidal (WEIMEr & Hovr 1964; Rapwanskı 1970), or by widespread erosive channels (pl. 2, fig. 2a-2b) comparable to those formed at present time under shallow subtidal or even intertidal conditions. The discussed part of the basin became then filled by sediments almost to sea level. The time of the transgression is generally regarded as Middle Albian. It is recognized precisely at Annopol-on-Vi- stula only, where the eodentatus Subzone of the Hoplites dentatus Zone is evidenced. Arbitrarily, the underlying poorly glauconitic sands are also included into that zone. In the Polish Jura an inoceramid fauna with /noceramus concen- tricus, I. anglicus and I. anglicus-crippsi is indicative of Up- per Albian age, near the Albian/Cenomanian boundary. This inoceramid fauna appears in the upper part of the sands. The lower part of the sands is therefore arbitrarily included into the same time interval, with a possible extent down to the up- permost Middle Albian or even to the Hoplites dentatus Zone. When appears that the Polish Jura deposition is not so old, it will be consequently evident that the mid-Cretaceous 74 transgression has reached the north-eastern Holy Cross re- gion earlier than that of the Polish Jura. In such a way, the subsidence along the axial zone of the Danish-Polish Trough should be postulated as a factor which could control the first advance of the mid-Cretaceous transgression. A poor fauna in Upper Albian sandy deposits of the Polish Jura, represented by inoceramids and siliceous sponges (Marcınowskı 1974; MALEcKI 1979) seems to be diagenetically devoid of any aragonitic and thin-shelled calcitic remains. A diversified life at that time however ıs indicated by moulds of rock-borers of many taxonomic groups preserved in siliceous concretions. Their calcareous cores have been dissolved du- ring diagenesis (Marcınowskı 1974, pl. 17, fig. 9). A comparably rich fauna from Annopol-on-Vistula resi- sted dissolution due to its earlier, more or less advanced phos- phatization. The phosphorites themselves indicate strongly activity of hydrodynamic agents and both sedimentary and stratigraphic condensation. It was commonly postulated that the Annopol area (later the Laramide anticline of Annopol) was rising and forming a submarine high, the Annopol Swell (the Vistula Threshold of Cıesumskı 1976), which be- came responsible for sedimentary disturbances and formation of the phosphorites already at the first stages of the mid-Cre- taceous transgression. The further extent of the mid-Cretaceous transgression is generally regarded as a result of further advance ofthe sea over the European continent. In the marginal parts of the Central European Basin it might have been caused, also by a rise of waters expelled from the basinal frames by the bulk of Upper Albıan sediments deposited within these frames. In any case, the Cenomanian shallow marine sedimentation was very slow, with noticeable signs of further condensation associated with phosphatization, glauconitization, and reworking (figs. 3 and 6). All these processes refer to the Lower and toa part or to the whole Middle Cenomanian. In the best known section at Annopol-on-Vistula, these processes resulted in the formation of a hardground followed by a hiatus probably cor- responding to the Acanthoceras jukesbrownei Zone (fig. 6). In the Polish Jura, especially in the Cracow Upland, the al- lochthonous clastic material became coarser and sandy gravel- stones appeared either above the Albian sands (pl. 2, fig. 1) or directly upon the Upper Jurassic substrate (pl. LA-D). The Upper Cenomanian deposits were laid down under shallow marine conditions, indicated by burrows Ophiomor- pha nodosa LUNDGREN, present throughout some sections (fig. 2). In other sections this time interval is represented by gravelstones (fig. 3 and pl. LA-D) or sands. None of these deposits gives evidence for a deepening of marine basins reco- gnized (Hart & TarıınG, 1974) in the panglobal scale. It seems that this panglobal phenomenon did not affect the mar- ginal parts of the Central European Basin, presumably resul- ting by a first tectonic uplift within the Polish Jura basement (fig. 5). Allthe Upper Cenomanian deposits record either a consi- derable decrease or an almost total absence of macrofossils (Marcınowskı 1980). This panglobal phenomenon, observed in North America and during deep-sea drilling in the North Atlantıc and the Pacific, ıs referred (HART & Tarııng 1974) to the above-mentioned deepening of Late Cenomanian basins which effected a change in phytoplanktic productivity and calcium carbonate deposition after the mid-Cenomanian non-deposition. However, because this panglobal event has neither influenced the investigated region nor some others from epicontinental areas outside the Central European Ba- sin, it was claimed (MAarcınowskı 1980) that another reason should be taken into account when discussing the obvious de- crease of macrofossils. This may be a greater supply of diverse chemical compounds, both organic and anorganic, to the se- dimentary basıns from hinterlands and connected with the progressing transgression which reaches its maximum during the early Turonian (Hancock 1975; Rawson & al. 1978; Hancock & Kaurrman 1979). Such a supply could probably induce a temporary change in water chemistry of epicontinen- tal seas, detrimental to some organisms which, in turn, could disturb the trophic chains and cause arapıd decrease in macro- faunal density (Marcınowskı 1980). At the Cenomanıan/Turonian boundary, the conditions within the Central Polish Uplands were locally disturbed by further Subhercynian tectonic activities. The movements be- came intense especially within the Cracow Upland (fig. 4), and the tectonic unrest lasted until the Santonian. In the Cra- cow Upland it primarily resulted in a repeated abrasion of ol- der mid-Cretaceous deposits, and consequently either in the formation of an abrasion surface within Turonian deposits (ALzxanprowıcz 1954), or in deposition of thin Turonian strata directly upon the Upper Jurassic substrate within some of the tectonic blocks (fig. 4 and pl. 2, fig. 3). In the northern part of the Polish Jura the tectonic unrest resulted in discontinuities associated with small neptunian dykes or with stromatolites within the /noceramus lamarcki and /noceramus costellatus Zones (MARCINOWwSKI & SZULC- zewsKkı 1972; MAarcınowskı 1974), the top of which is often a hardground. Overlying marls of Santonıan or Lower Cam- panıan age prove a remarkably longlasting period of subma- rine non-deposition which presumably correspond to tecto- nic lull ofthe whole area of the Polish Jura. In the Holy Cross sedimentary area tectonic unrest is recognizable only within the /noceramus labiatus Zone: the overlying deposits display greater thicknesses and a continuous sedimentation until the top of the Upper Cretaceous sequence (Pozaryskı 1938). The only hitherto recognized disturbance appears in the Lower Santonian Actinocamax westfalico-granulatus Zone when the siliceous marls became glauconitic with small phosphatic no- dules (level e of Pozaryskı 1938), and submarine slumping developed (Rapwanskı 1960). These both features are thought to be the distant effects of much greater disturbances within the Polish Jura Swell. 75 AMMONITE BIOGEOGRAPHY The ammonite faunas of the mid-Cretaceous transgressive sequence are autochthonous in all the investigated sections of the Central Polish Uplands. Any significant transportation of shells is denied by their state of preservation even in areas showing a considerable stratigraphic condensation (Jazwiny, Mokrzesz, Glanow) or combined with evident reworking (e. g., Annopol-on-Vistula). Since a far-distant post mor- tem drift can be excluded, it is apparent that the recognized ammonites display their biogeographical provenances. The relatively poor Middle and Upper Albian ammonite as- semblage from the condensed deposits of Annopol-on-Vi- stula as well as the Upper Albian assemblage from Mt. Chel- mowa near Przedborz are dominated by representatives ofthe family Hoplitidae. Thus their affinities to the Boreal Hoplitid Faunal Province is obvious. It is noteworthy that within the Middle and low-Upper Albian condensed deposits of the high-tatric zone in the Tatra Mts (PAssenDorFER 1930) the ab- undant representatives of Phylloceratidae, Lytoceratidae, Gaudryceratidae, and Desmoceratidae, are associated with fairly common Hoplitidae. The Boreal influences were sprea- ding far into the Tethyan realm extending south of the Central Polish Uplands areas. All the invastigated Lower to Middle Cenomanıan ammo- nite assemblages of the Central Polish Uplands are more or less uniform. They are dominated by representatives of the boreal genus Schloenbachia associated with heteromorphs. They are indicative of nearshore to offshore environments of moderate depths; the life habitats are comparable to those oc- cupied by the ammonite groups A and B of TanasE & al. (1978, fig. 10; Marcmowskı 1980; 311-312). The boreal nature of the Albian-Cenomanian ammonite faunas is recognizable also for the Sub-Hercynian Basın in Germany, and for Podolia, Southwestern Crimea Highland, Dagestan Caucasus, Mangyshlak and Kopet-Dag in the So- viet Union (MArcmowskı 1980). Boreal affınities are moreo- ver displayed by aLower Cenomanian ammonite fauna from Esfahan in Iran (Kenneoy & al. 1979). Consequently it is con- cluded that at Early to Middle Cenomanian times the sout- hern boundaries of the Boreal Realm were extended to the south as far as the Zagros tectonic line which makes up the northeastern limit of the Arabian Platform (Kennepy & al. 1979; Marcınowskı 1980). Contrary the Tethyan influence into the Central European Basin were surprisingly weaker at these times (Samsonowıcz 1925; Marcınowskı 1974). COMPARATIVE REMARKS ON THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Central Polish Uplands is generally regarded as confined to the mar- ginal parts of the Central European Basin. The geotectonic structure and their topography controlled the development of the transgressive sequence both in the terms of paleogeogra- phical limits of the marine invasion, source of supply of clastic material, as well as of synsedimentary tectonics. The sequence is therefore not unique. It bears some evident resemblances to those formed in other regions under similar geotectonic con- ditions either within the frames ofthe Central European Basın or outside. Within the frames of the Central European Basin such conditions existed for instance in the Rhenish Massif in Germany, or in the island of Bornholm in Denmark. Outside these frames they are recognizable in Podolia in the Soviet Union, or in the Tatra Mountains in southernmost Poland and adjacent parts of Czechoslovakia. On the other hand marginal parts of the Central European Basin which under- wenta different geotectonic evolution, — even if situated near the Central Polish Uplands (e. g. the Sudetes)—- show a diffe- rent pattern of the mid-Cretaceous events. All these regions will shortly be discussed and compared in the following re- view. RHENISH MASSIF The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Rhenish Massif (southern flank of the Münster basin) comprises Ce- nomanian clastic deposits, overlapping the Albian of the Münster basin and encroaching onto the Variscan substrate (Hancock, Kennepy & Kraumann 1972). This is the classical area where the mid-Cretaceous littoral structures have firstly been recognized by Kanrs (1927). The sequence is highly condensed, with the Middle Cenomanian probably missing. It yields excellently preserved faunas in protected pockets of the substrate, e. g. the famous fauna of Kassenberg at Mül- heim-Broich (Kanrs 1927 ; Hancock, KENNEDY & KLAUMANN 1972; WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). The rich ammonite as- semblage shows some unique taphonomic (abundant juveni- les), paleogeographic (Indo-Madagascan species) and phylo- genic (occurrence of Lewesiceras) recognitions (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). ISLAND OF BORNHOLM The mid-Cretaceous transgressive sequence of Bornholm begins with the Cenomanian basal conglomerate. It has been studied with regard to its transgressive/regressive cycles and its faunal content (Ravn & STOLLEY; for review see: BIRKELUND 1957; Marcınowskı 1974; 204-205; CHRISTENSEN 1976; KEn- NEDY, HANCOCK & CHRISTENSEN 1981). The Lower Cenomanian basal conglomerate contains phosphatic nodules with reworked Lower and Middle Albian ammonites indicative of earlier transgressive pulses; it conti- nues into the Arnager Greensand of Middle Cenomanian age (KENNEDY, HANcock & CHRISTENSEN 1981). Successive in the sequence, but with a sedimentary gap and with phosphatic conglomerates at the bottom is the Arnager Limestone, re- 76 cently recognized as Upper Coniacian. Overlying with anot- her sedimentary gap follows the Bavnodde Greensand of Lo- wer Santonıan age (BirkELunD 1957). This sequence shows a great resemblance to that ofthe Cra- cow Upland (Cenomanian basal conglomerates, fragmentary carbonate sedimentation of Turonian or Coniacian age, San- tonian greensand) and that of Annopol-on-Vistula (reworked Albian fauna). The difference mostly consists in a greater thickness of the Bornholm sequence, although the island lies within the outer zone of the Border Synclinorium and thus reaches the margins of the Fenno-Sarmatian Shield (ZiEGLER 1975, KENNEDY, HANCocK & CHRISTENSEN 1981). Possibly the block-faulting tectonics along the margins of the Fenno-Sar- matıan Shield have been responsible for this stronger subsi- dence (KEnn£DY, HANcCocK & CHRISTENSEN 1981; 210). Any- way, it is noteworthy that the mid-Cretaceous transgression entered the Bornholm area earlier (Lower Albian) than any part of the Central Polish Uplands. PODOLIA The region of Podolia in the Ukraine lies already on the Fenno-Sarmatian Shield, far outside the areas embraced by the Danish-Polish Trough. Nevertheless its mid-Cretaceous transgressive sequence (Albian deposits in local depressions, Cenomanian-Turonian overlapping clastics and carbonates) is of the same kind as that within the Central European Basın. The mid-Cretaceous transgression presumably encroached from the basin to the east onto the stable, cratonic substrate which became inudated by an epicontinental sea. The mid-Cretaceous transgressive sequence, first studied by KokoszynskA (1931), has recently been revised (Marcı- nowskı 1974: 203-204; 1980: 226-227). It starts, in the classı- cal section of Podzameczek with a greensand layer overlain by a few metres of glauconitic marlstones containing phosphatic nodules and rich faunas. The ammonite assemblage is domi- nated by schloenbachids (pls. 6-7). It is of amixed nature and indicates condensations throughout the Cenomanian; con- densed are also overlying limestones with scarce phosphatic nodules which contain a mixed fauna of Cenomanian and Tu- ronian age (PASTERNAK & GAVvRILISHIN 1977). TATRA MOUNTAINS Within the Carpathian geosyncline a unique, comparable mid-Cretaceous transgressive sequence appears on the geanticlinal elevation of the high-tatric facies-tectonic zone in the Tatra Mts. This sequence, well exposed both in Poland and Czechoslovakia, has been first recognized by Passendor- fer (1921, 1930). The condensed sequence, locally with stromatolites, rests upon eroded and locally karstified Urgo- nıan limestones. It starts with dark green glauconitic limesto- nes containing phosphatic nodules and some exotic root-raf- ted pebbles. In the classical section at Mt. Giewont a rich ammonite fauna (PASSENDORFER 1930) indicates the Hoplites dentatus Zone; other localities yielded diverse Douvilleiceras indicative presumably of an earlier transgression (PAssENDOR- FER 1978). The overlying glauconitic marls contain Mortoni- ceras inflatum (Sow.) and Stoliczkaia dispar (D’Ore.), and pass upwardly into deep-water Cenomanıan marlstones (Pas- SENDORFER 1930). The small belemnites from the Hoplites dentatus assemblage (PAssENDORFER 1930) have been recently revised by SpaErH (1971: 58, 62) as Neohibolites minimus mi- nimus (MiLLer) and N. minimus obtusus StoLLey. The am- monites, represented mostly by families of the Tethyan re- alm, need further taxonomic investigations. WIEDMANN & Dieni (1968) recognized within PAssENDORFER’s material some more taxa and established one new subspecies Kossmatella (Kossmatella) oosteri BREISTROFFER passendorferi WIEDMANN & Dıenı. SUDETES The Upper Cretaceous sequence in the Sudetes starts with badly exposed and poorly known Cenomanian greensands (5 to about 50 m). Itis dominated by arepeated succession of the marly (Pläner) and coarse-grained sandy (Quader) facies simi- lar to Saxony. The classical sections have been studied by BEYRICH, ROEMER, GEINITZ, LEONHARD, SCUPIN, ÄNDERT & HANTZSCHEL, who have presented basıc data on the stratigra- phy and fauna. The sequences (Cenomanian through to ?lo- wermost Santonian) differs much from that fo the Central Po- lish Uplands. They mostly represent fillings of intermontanie basins by more or less local clastic material. For the Inner-Su- detic basın (the Stolowe Mts = Heuscheuergebirge) the Owl Mts (Eulengebirge) supplied the sandy material, de- posited as an accumulation platform, migrating towards the epicontinental sea of the Bohemian Massıf (JERZYKıEwicz 1966a, b; 1967). Within the Nysa graben — during the Conia- cian a taphrogeosyncline with remarkably thick (ca. 900 m) series of flysch deposits — the metamorphic massifs of the Eastern Sudetes (JErzykıewicz 1971) yielded the material. It ıs thought that all these basins were generally connected with the Central European Basin, although their history was pri- marily dependent upon regional tectonic framework. Their sedimentary conditions and history were more similar to those on the Bohemian Massif than to those of any other mar- ginal part of the Central European Basın. GONCLUSIONS The mid-Cretaceous transgressive sequence starts throug- hout all these parts of the Central European Basın (Central Polish Uplands and Polish Lowland) with deposits attributa- bleto the Hoplites dentatus Zone. The direction of the trans- gression can be postulated either from the Bornholm area (where the Lower Albıan is documented, Kennedy, HAn- COCK & CHRISTENSEN 1981), or from the Tethyan realm viathe Tatra palinspasthic area (as indicated by a Douvilleiceras fauna from the high-tatric zone; PAssENDORFER 1930, 1978). In the first case, a presumed route of the transgression should be suggested along the axial zone of the Danish-Polish Trough, the zone of the greatest subsidence (KuTEk & GLazex 1972; Cıesuınskı 1976). Itisnoteworthy that this axial zone was con- trolling the extent of the transgression already in the Mu- schelkalk (Grazex & al. 1973). In the case of an Tethyan spreading, it would only explain some faunal influences which are much weaker in the Central Polish Uplands (Sam- sonowicz 1925; Marcınowskı 1974) than in the Rhenish Mas- sif (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). It is therefore concluded that asouthward progress of the transgression from the nort- hern (Bornholm) regions is more probable. This explains a more or less uniform development of the mid-Cretaceous de- posits throughout the Polish Lowland and their successive onlap onto the Central Polish Uplands; the southern parts (Cracow Upland, southern Holy Cross region) purchased a sedimentary cover inthe Cenomanian, and finally even in the Turonian. Anyway, a seaway through the meta-Carpathian arch did exist at the time of transgression, as evidenced by weak Tethyan influences within the ammonite faunas of the Central Polish Uplands, and by the hoplitid expansion into the high-tatric zone. The meta-Carpathian arch itself was subjected to erosion and became the main source of clastic supplies not only for the Central Polish Uplands area, but also for the Carpathian flysch geosyncline (Lgota Sandstones; Ksıazkızwıcz 1962). The greatest thickness of the meta-Car- pathian clastics (Biala-Gora Sands in northern Holy Cross area, upto 140 m) is comparable to that which locally occurr- ed along other margins of the Central European Basin (Ar- nager Greensand on Bornholm, up to 130 m). The whole mid-Cretaceous sequence of the Central Polish Uplands - except of the basal sands of the Albian - is conden- sed; condensation in the higher Albian, the whole Cenoma- nıan, and the Lower Turonian is associated with the presence of glauconite, phosphatic nodules and a phosphorite bed (Annopol-on-Vistula), hardgrounds, small neptunian dykes, and finally of stromatolites. The stratigraphic condensation is expressed both by the reworking of faunas and their mixing, and by the gaps usually marked at and/or within the hard- grounds and stromatolitic horizons. The frequence of the faunas within the sequence is related to the phosphatization. It increases with the bulk of phosphatic nodules. The best pre- servation show fossils which underwent phosphatization or became entrapped amidst the phosphorite bed (Annopol- on-Vistula). In other cases the fauna became, to a variable ex- tent, taphonomically lost during and/or after their burial. The peculiar features of the mid-Cretaceous sequence of the Central Polish Uplandsare: a) thick basal sands of Albian age, developed ununiformly in local (Polish Jura) or regional (northern Holy Cross area) depressions; b) locally developed phosphorite bed of mining value (Annopol-on-Vistula); c) synsedimentary tectonics realized either by block-faulting (Polish Jura, especially Cracow Upland) or by amore or less 77 continuous uplift (Annopol-on-Vistula) resulting in subma- rine swells of variable extent, duration, and paleogeographic significance (the Polish Jura Swell, and the Annopol Swell). The pulses of the mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish Uplands realized as follows: a) rapid inunda- tion of the diversified topography and a gradual filling of the depressions by allochthonous quartz clastics; b) further ex- tent of the transgression and an onlap of the substratal eleva- tions, accompanied by an extreme shallow-water sedimenta- tion; c) influx of new waters, deepening of the basin and uni- form calcareous sedimentation, locally disturbed by synse- dimentary tectonics and hydrodynamic agents related to di- sturbances in bottom or shoreline morphology; d) decline of the transgressive sequence, associated with tectonic lull; fil- ling of the basin presumably to sea level (stromatolites) and progressing long-spanning non-deposition under submerged or locally even emerged conditions (Polish Jura Swell), or deepening of the basin and continuous marly sedimentation until the Santonian disturbances (Holy Cross area). The over- lying Santonian to Maastrichtian/Danian marly sediments be- long to the younger cycles ofthe Upper Cretaceous sequence. None of the distinguished pulses within the mid-Cretaceous transgressive sequence is regressive inacommon sense; there- fore neither regressions nor separate transgressions (ase. g. of the Upper Coniacian recognizable on Bornholm; Kennepry, HAnNcOocK & CHRISTENSEN 1981) are indicated. Allthese pulses are regarded as episodes of one transgression and of one re- sulting sequence. It is intriguing that the four distinguished pulses of the mid-Cretaceous transgression, although differing physically or stratigraphically from those of other marginal parts of the Central European Basın (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979; KEn- NEDY, HANCOCK & CHRISTENSEN 1981) are almost identical with those recorded within the Middle Miocene (Badenian) transgressive sequence of the Fore-Carpathian Depression (Rapwanskı 1969, 1970; BaLuk & Rapwanskı 1977). Such very pulses (rapid inundation followed by gradual filling, further onlap with shallow-water sedimentation, influx of new waters leading to a slight deepening and associated with calcareous sedimentation filling the basın to sea level) may consequently be postulated as typical also of other transgres- sive sequences, and reflecting some hitherto not understood general rules of any marine transgression. ACKNOWLEDGEMENTS The authors offer their most sincere thanks to Dr. A. Koz- Lowskı for drawing the text-figures; to B. Drozp, K. ZiELins- KA, $S. Urarowskı and A. Koranowskı for taking photos of the fossils presented in plates 3-8. 78 REFERENCES ALEXANDROWICZ, $. (1954): Turonian deposits of the southern part of the Cracow Upland. — Acta Geol. Polon., 4 (3): 361-390; Warsaw. — — &Rapwan,D. (1973): The Opole Cretaceous: stratigraphical problems, and deposits. — Przegl. Geol., 21 (4): 183-188; Warsaw. BALUK, W. & RADWANSKI, A. (1977): Organic communities and fa- cies development of the Korytnica basin (Middle Miocene; Holy Cross Mountains, Central Poland). - Acta Geol. Po- lon., 27 (2): 85-123; Warsaw. BIRKELUND, T. (1957): Upper Cretaceous belemnites from Den- mark. - Biol. Skr. Dansk. Vid. Selsk., 9 (1): 1-69; Copenha- gen. CHLEBOWSKI, R., HAKENBERG, M. & MARCINOWSKI, R. (1978): Al- bian ammonite fauna from Mt. Chelmowa near Przedborz (Central Poland). - Bull. Acad. Polon. Scı., Ser. Sci. Terre, 25 (2): 91-97; Warsaw. CHRISTENSEN, W. K. (1976): The Mid-Cretaceous of Scandinavia. Ann. Mus. Hist. Nat. Nice, 4: 1-6; Nice. CIESLINSKI, $. (1959): The Albıan and Cenomanıan in the northern margin of the Holy Cross Mts. — Trav. Inst. Geol., 28: 1-95; Warsaw. — — (1976): Development of the Danish-Polish Trough in the Holy Cross region in the Albian, Cenomanıan and Lower Tu- ronian. — Bull. Inst. Geol., 295: 249-271; Warsaw. COLLins, J. S. H. (1969): Some decapod crustaceans from the Lower Cretaceous of Poland and England. —- Acta Palaeontol. Polon., 14 (4): 565-575; Warsaw. GLAZEK, J., MARCINOWSKI, R. & WIERZBOWSKI, A. (1971): Lower Cenomanian trace fossils and transgressive deposits in the Cracow Upland. - Acta Geol. Polon., 21 (3): 433-448; War- saw. — — ,TRAMMER, J. & ZAWIDZKA, K. (1973): The Alpine microfa- cies with Glomospira densa (PANTIC) in the Muschelkalk of Poland, and some related paleogeographical and geotectonic problems. — Acta Geol. Polon., 23 (3): 463-482; Warsaw. GUTERCH, A. (1968): Geophysical characteristics of deep structure of the Earth crust in Poland. — Bull. Acad. Polon. Scı., Ser. Scı. Geol. Geogr., 16 (3-4): 147-152; Warsaw. — — (1977): Structure and physical properties of the Earth crust in Poland. — Publ. Inst. Geoph. Polon. Acad. Scı., 4: 247-357; Warsaw. HAKENBERG, M. (1969): Albian and Cenomanian between Malo- goszcz and Staniewice, SW margin of the Holy Cross Moun- tains. — Studia Geol. Polon., 26: 1-126; Warsaw. — — (1978): Albian-Cenomanian paleotectonics and paleogeogra- phy ofthe Miechow Depression, northern part. -Studia Geol. Polon., 58: 1-104; Warsaw. HANCOcK, J. M. (1975): The sequence of facies in the Upper Creta- ceous of northern Europe compared with that in the Western Interior. - In: CALDWELL, W. G. E. (Editor), Cretaceous system in the Western Interior of North America. - Geol. As- soc. Canada Spec. Pap., 13: 83-118; Ottawa. — — & KAUFFMAN, E. G. (1979): The great transgression of the Late Cretaceous. — J. Geol. Soc. London, 136: 175-186; Lon- don. — — , KENNEDY, W. J. & KLAUMANN, H. (1972): Ammonites from the transgressive Cretaceous of the Rhenish Massif, Germany. — Palaeontology, 15 (3): 445449; London. HAnNSEN, H. J. (1970): Danıan foraminifere from Nugssuag, West Greenland. - Gronl. Geol. Undersog. Bull., 93: 1-132; Co- penhagen. HART, M. B. & TARLING, D. H. (1974): Cenomanian palaeogeogra- phy of the North Atlantic and possible mid-Cenomanian eus- tatic movements and their implications. — Palaeogeogr. Pala- eoclim. Palaeoecol., 15 (2): 95-108; Amsterdam. JERZYKIEWICZ, T. (1966a): New data about sedimentation in the Up- per Cretaceous sandstones of the Stolowe Mts (Middle Sude- tes). — Bull. Acad. Polon. Scı., Ser. Sci. Geol. G£ogr., 14: 53-59; Warsaw. — — (19665): The sedimentary environment of Szczeliniec sand- stones. — Acta Geol. Polon., 16: 413-444; Warsaw. — — (1967): Significance of the cross-bedding for the paleogeogra- phy of the Upper Cretaceous sedimentary basin of North Bo- hemia, Saxony, and the Sudetes. — Bull. Acad. Polon. Sci., Ser. Sci. Geol. Geogr., 15 (2): 71-77; Warsaw. — — (1971): A flysch/littoral succession in the Sudetic Upper Cre- taceous. — Acta Geol. Polon., 21 (2): 165-199; Warsaw. Kanrs, E. (1927): Zur Paläogeographie der Oberkreide in Rhein- land-Westfalen. - N. Jb. Miner. Geol. Paläont., Beil. Bd. 58 B (Festband Pompeckj): 626-687); Stuttgart. KENNEDY, W. J., CHAHIDA, M.R. & DJAFARIAN, M. A. (1979): Ce- nomanian cephalopods from the glauconitic limestone southeast of Esfahan, Iran. — Acta Palaeontol. Polon., 24 (1): 3-50; Warsaw. — — ,„HANCOCK, J. M. & CHRISTENSEN, W.K. (1981): Albian and Cenomanian ammonites from the island of Bornholm (Den- mark). — Bull. Geol. Soc. Denmark, 29: 203-244; Copenha- gen. KOKOSZYNSKA, B. (1931): Sur le faune, les facies et la stratigraphie du Cenomanien de la Podolie. - Bull. Serv. G£ol. Pologne, 6 (3): 629-695; Warsaw. KsIAzKIEwICZ, M. (1962): Geological atlas of Poland. Stratigraphic and facies problems: Cretaceous and early Tertiary in the Po- lish External Carpathians. — Warsaw. KUTEK, J. & GLAZEK, J. (1972): The Holy Cross area, Central Po- land, in the Alpine cycle. — Acta Geol. Polon., 22 (4): 603-653; Warsaw. — — & Zeiss, A. (1974): Tithonian-Volgian ammonites from Brzo- stowka near Tomaszow Mazowiıecki, Central Poland. — Acta Geol. Polon., 24 (3): 505-542; Warsaw. LARSEN, G. (1966): Rhaetic- Jurassic-Lower Cretaceous sediments in the Danish Embayment. — Danmarks Geol. Undersog., II. Roekke, 91: 1-127; Copenhagen. MACZYNSKA, S. (1977): Echinoids of the genus Pygaulus L. AGassız (Cassiduloida) from the Cenomanian of the Cracow region. — Trav. Mus. Terre, 26: 55-61; Warsaw. MALECKI, J. (1979): Sponges from Albian sandstones at Glanow near Wolbrom. — Geologia, 5 (3): 85-91; Cracow. MARCINOWSKI, R. (1970): The Cretaceous transgressive deposits east of Czestochowa (Polish Jura Chain). — Acta Geol. Polon., 20 (3): 413449; Warsaw. — — (1972): Belemnites of the genus Actinocamax MILLER, 1823, from the Cenomanıan of Poland. — Acta Geol. Polon., 22 (2): 247-256; Warsaw. — — (1974): The transgressive Cretaceous (Upper Albian through Turonian) deposits of the Polish Jura Chain. — Acta Geol. Po- lon., 24 (1): 117-217; Warsaw. — — (1975): Inoceramus costellatus Zone in the Turonian of Cen- tral Europe. - Newsl. Stratigr., 4 (1): 20-22; Berlin. — — (1980): Cenomanian ammonites from German Democratic Republic, Poland, and the Soviet Union. - Acta Geol. Polon., 30 (3): 215-325; Warsaw. — — & Rapwanskı, A. (1979): Stratigraphy and palaeogeography of the mid-Cretaceous sequence of the Polish Jura Chain. — Mid-Cretaceous Events, Working Group 1 (Cretaceous Maj- or Transgressions and Regressions); Discussion Meeting London, 10-12 September 1979; Abstracts of Papers. — — & Rupowskı, S. (1980): Biala Gora — Middle and Upper Al- bian. — (In Polish). Guide 52 Annual Meeting of the Geologi- cal Society of Poland, pp. 221-226; Warsaw. — — & SZULCZEWSKI, M. (1972): Condensed Cretaceous sequence with stromatolites in the Polish Jura Chain. — Acta Geol. Po- lon., 22 (3): 515-539; Warsaw. — — & WIERZBOWSKI, A. (1975): On the nature of decapod bur- rows “Spongia sudolica” of ZARECZNY (1878). — Acta Geol. Polon., 25 (3): 399405; Warsaw. NAIDN, D. P. (1981): The Russian Platform and the Crimea. In: REYMENT, R. A. & BENGTSON, P. (Editors), Aspects of Mid-Cretaceous regional geology, pp. 29-68, Academic Press, London. OWEN, H. G. (1971): Middle Albian stratigraphy in the Anglo-Paris Basin. — Bull. Br. Mus. Nat. Hist. (Geol.), Suppl., 8, 1-164; London. PASSENDORFER, E. (1921): Sur le Cretace hauttatrique de la Tatra. — Bull. Serv. Geol. Pologne, 1 (2-3): 217-250; Warsaw. — — (1930): Etude stratigraphique et paleontologique du Cretace de la serie hauttatrique dans les Tatras. - Trav. Serv. G£ol. Po- logne, 2 (4): 509-676; Warsaw. — — 1978: Geology of the Tatra Mountains. — (In Polish). Geol. Publishers; Warsaw. PASTERNAK, S. I. & GAVRILISHIN, V. I. (1977): The first finding of Collignoniceras woolgarı (Mollusca, Cephalopoda) in the Cretaceous deposits of Volhyn-Podolia. — Paleont. Sborn., 14: 76-79; Lvov. POZARYSKI, W. (1938): Senonsstratigraphie im Durchbruch der Weichsel zwischen Rachow und Pulawy in Mittelpolen. — Bull. Serv. Geol. Pologne, 6: 1-94; Warsaw. RADWANSKI, A. (1960): Submarine slides of epicontinental Upper Ju- rassic and Upper Cretaceous margins of the Holy Cross Mts (Central Poland). — Acta Geol. Polon., 10 (2): 221-246; War- saw. — — (1968): Ischyodus thurmanni PICTET & CAMPICHE and other chimaeroid fishes from the Albian-Cenomanian of the Holy Cross Mountains (Poland). — Acta Palaeontol. Polon., 13 (2): 315-322; Warsaw. — — (1969a): Lower Tortonian transgression onto the southern slopes of the Holy Cross Mts. — Acta Geol. Polon., 19 (1): 1-164; Warsaw. — — (1969b): In: HAKENBERG, M., Albian and Cenomanian bet- ween Malogoszcz and Staniewice, SW margin of the Holy Cross Mountains. — Studia Geol. Polon., 26: 39, 42, and 109. — — (1970): Dependence of rock-borers and burrowers on the en- vironmental conditions within the Tortonian littoral zone of Southern Poland. /n: CRIMES, T. P. & HARPER, J. C. (Edi- tors), Trace Fossils.- Geol. J. Special Issues, 3:371-390, Seel House Press; Liverpool. — — (1975): Det dansk-polske trug — dets geotektoniske baggrund, sedimentationshistorie og senere tektonik. - Dansk Geol. Fo- ren, Ärsskrift for 1974: 3941; Copenhagen. 76) RAwsonN, P. F. & al. (1978): A correlation of Cretaceous rocks in the British Isles. —- Geol. Soc. London, Spec. Report, 9: 1-70; Edinburgh. ROEMER, F. (1870): Geologie von Oberschlesien. — Breslau. SAMSONOWICZ, J. (1925): Esquisse geologique des environs de Ra- chow sur la Vistule et les transgressions de !’Albien et du Ce- nomanien dans le sillon nord-europeen. — Bull. Serv. Geol. Pologne, 3 (1-2): 45-118; Warsaw. — — (1934): Explication de la feuille Opatow; pp. 1-117, Serv. Geol. Pologne; Warsaw. — — (1948): Cretaceous deposits in boreholes in Lodz, and the structure of the Lodz Basın (Central Poland). — Bull. Serv. Geol. Pologne, 50: 1447; Warsaw. SEIBERTZ, E. (1979): Probleme der Turon-Gliederung Nordeuropas (Oberkreide) im überregionalen Vergleich. - Newsl. Stratigr., 7 (3): 166-170; Berlin. SPAETH, C. (1971): Untersuchungen an Belemniten des Formenkrei- ses um Neohibolites minimus (MILLER 1826) aus dem Mittel- und Ober-Alb Nordwestdeutschlands. — Beih. Geol. Jb., 100: 1-127; Hannover. TANABE, K., OBATA, I. & FUTUKAMI, M. (1978): Analysis of ammo- noid assemblages in the Upper Turonian of the Manji area, Central Hokkaido. - Bull. Nat. Sci. Mus., Ser. C (Geol. & Pa- leont.), 4 (2): 37-60; Tokyo. WEIMER, R. J., & HoYT, J. H. (1964): Burrows of Callianassa major Say, geologic indicators of littoral and shallow neritic envi- ronments. — J. Palaeont., 38 (4): 761-767; Menasha. WIEDMANN, J. & DIENI, I. (1968): Die Kreide Sardiniens und ihre Cephalopoden. — Palaeontogr. Italica, 64: 1-171; Pisa. — — & SCHNEIDER, H. L. (1979): Cephalopoden und Alter der Cenoman-Transgression von Mülheim-Broich, SW-Westfa- len. — In: Aspekte der Kreide Europas, IUGS Series A, 6: 645-680; Stuttgart. WOODWARD, A. S. (1912): The fossil fishes of the English Chalk; Pt. 7. Palaeontogr. Soc., 65 (4): 225-264; London. ZIEGLER, P. A. (1975): The geolocial evolution of the North Sea area in the tectonic framework of North-Western Europe. — Nor- ges Geol. Undersok., 316: 1-27; Trondheim — Oslo. Plate 1 Exposures of the mid-Cretaceous transgressive sequence at Glanow in the Polish Jura. . General view, to show the landscape and situation of the mid-Cretaceous sequence within a small Laramide graben; arrowed (B) is the trench dig out at the edge of the ravine running to the Dlubnia valley (cf. MARCINOWSKI 1974); ];w,— Oxfordian butten limestones; /;w,— Oxfordian platy limestones; Kc- Cenomanian; Kt — Turonian. . Section, to show condensed Middle and Upper Cenomanian deposits. C. Detailed view of the Cenomanian/Turonian boundary (numbers of beds the same as in figs 34; in Mar- cinowski 1974): laminated limestones (bed 2d) at the top of Cenomanian marly gravelstones. . Detailed view of the fossiliferous Middle Cenomanian gravelstones with phosphatic nodules embedded in sandy-marly matrix (bed 2a). Zitteliana 10, 1983 kim u ur Sä MARCINOWSKI, R. & RADwansKkI, A. Plate 1 [597 Plate 2 Mid-Cretaceous transgressive sequence in the Polish Jura and the Holy Cross Mts. . Section at Korzkiew in the Polish Jura (see fig. 4): Upper Albian sands Ka; overlain by Cenomanian gravelstones Kc, and Santonian Ks glauconitic marls with phosphatized fauna; Qp - Pleistocene loess. . Section at Sucha near Glanow in the Polish Jura (see figs. 3-4): Upper Albian cross-bedded, poorly glauconitic sands with diverse sponges and trace fossils, locally cemented into irregular lenses and con- cretions of sıliceous sandstones (numbers of co-sets the same as in MARCINOWSKI 1974): 2a — Eastern wall of sand-pit, to show a subtidal channel (unit 6); 26 - Southern wall of sand-pit. . Section at Januszowice in the Polish Jura, near the city of Cracow (see fig 4): Oxfordian butten lime- stones J;w, truncated by the transgressive Lower/Middle Turonian sequence Ät 1-2. . Section of Mt. Zajecza at Skotniki near Busko in the Holy Cross Mts.: Kimmeridgian limestones Jk truncated by Cenomanian glauconitic sandstones Äc; New-Kimmerian angular unconformity readable. Zitteliana 10, 1983 E Er ee 2. 4 er =, a MARCINOWwSKI, R. & RADwanskı, A. Plate 3 Diverse invertebrates (cephalopods excluded) from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Polish Jura (PJ) and the Holy Cross Mts (HCM); all figures magnified 1.5 unless otherwise stated. Fig. la-b. Micrabacia coronula (GOLGFUSS); Cenomanian, Mokrzesz PJ; la-top view, 1b-side view. Fig. 2 Serpula proteus (SOWERBY); Cenomanian, Mokrzesz P]. Fig. 3. Lepidorhynchia sigma (SCHLOENBACH); Cenomanian, Julianka PJ; x2. Fig. 4. Orbirhynchia parkinsoni (OWEN); Middle Cenomanian, Glanow PJ, x2. Fig. 5 Arcuatothyris arcuata (ROEMER); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2. Fig. 6 Terebratulina chrysalis (SCHLOTHEIM); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2. Fig. 7 Carapace of Necrocarcinus labeschii (DESLONGCHAMPS); Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula TCM; x2. Fig. 8. Claw of Necrocarcinus labeschüi (DESLONCHAMPS); Upper Albian phosphorites, Annopol- on- Vistula HCM; x2. Fig. 9a-b. Glypheopsis sanctaecrucis sanctaecrucis COLLINS; Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; 9a - lateral view; 9b - dorsal view; X3. Fig. 10. Exanthesıs cf. labrosus (SMITH); Cenomanian, Mokrzesz P]. Fig. 11a-b. Emarginula althi ZARECZNY; Cenomanian, Jazwiny PJ; 11a-side view, 11b-anterior view. Fig. 12. Aucellina gryphaeoides (SOWERBY); lowermost Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM. Fig. 13. Lopha colubrina (LAMARCK) (= Alectryonia diluviana Linnaeus); Cenomanian, Jazwiny P]. Fig. 14. Camerogalerus cylindricus (LAMARCK); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM. Fig. 15a-b. Pyrina ovalis (d’ORBIGNY); Cenomanian, Korzkiew PJ; 15a - top view, 15b - side view. Fig. 16. Holaster benstedi FORBES; Lower Cenomanian, Swolszowice HCM; nat. size. Fig. 17. Holaster poloniae LAMBERT; Cenomanian, Jazwiny PJ. Fig. 18. Pygaulus pulvinatus (d’ACHIAC); Cenomanian, Korzkiew PJ. Fig. 19. Conulus ellipticus (ZARECZNY); Lower Turonian, Glanow PJ. Fig. 20. Phymosoma cenomanense COTTEAU; Cenomanian, Mokrzesz P]. Fig. 21. Discoides subuculus (KLEIN); Cenomanian, Mokrzesz P]. >> 3 R EEE nn a 4 ANSKI, A. SKI, R. & Rapw MARCINOW Plate 4 Ammonites, nautiloids and wood-boring bivalves from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Polish Jura (PJ) and Holy Cross Mts (HCM); all figures magnified 1.5 unless otherwise stated. Fig. 1. Fig. 2a-b. Fig. 3a-b. Fig. 4a-b. Fig. 5. Eutrephoceras sublaevigatum (d’ORBIGNY); Cenomanian, Mokrzesz P]. Eutrephoceras sublaevigatum (d’ORBIGNY); Cenomanian, Jazwiny PJ Hoplites (H.) vectensis SPATH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; nat. size Hoplites (H.) dentatus robustus SPATH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM; nat. sıze phosphatized wood, bored by Gastrochaena sp. (? Gastrochaena amphisbaena GEINITZ); Middle/Upper Albian, Dabrowka Zablotnia HCM, nat. size Zıtteliana 10, 1983 Plate 5 Belemnites, ammonites and rhyncholites from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Holy Cross Mts and borehole Lebork near Gdansk (Polish Lowland); all figures of natural size except for Fig. 3 Fig. 1a-c. Fig. 2a-b. Fig. 3a-b. Fig. 4. Fig. 5a-b. (taken X 1.5). Actinocamax plenus (BLAINVILLE); Upper Cenomanian, borehole Lebork; 1a- dorsal view, 1b - lateral view, Ic ventral view. Neohibolites ultimus (d’ORBIGNY); Lower or Middle Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM; 2a - lateral view, 2b - ventral view. apical part ofa rhyncholite; Middle or Upper Albian, Jakubowice near Annopol-on-Vistula HCM, 3a - outer view, 3b - inner view. Hoplites (H.) escragnollensis SPATH; Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM. Hoplites (H.) dentatus dentatus (SOWERBY); Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM. Zitteliana 10, 1983 Fa ng MARCINOWSKI, R. & RADwAnSsKI, A. Plate 5 Plate 6 The Schloenbachia species from the Cenomanian deposits of the Central Polish Uplands and Podolia; all Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. figures of natural size except for Figs 6, 9and 11 (taken X 1.5). Schloenbachia varians (SOWERBY) subvarians SPATH; Podzameczek in Podolıa. Schloenbachia varıans (SOWERBY) subvarians SPATH; Mokrzesz P]. Schloenbachia varıans (SOWERBY) subtuberculata (SHARPE); Annopol-on-Vistula TCM. Schloenbachia varians (SOWERBY) aff. subtuberculata (SHARPE) transitional to $. varians varlans (SOWERBY); Podzameczek in Podolıa. Schloenbachia varıans (SOWERBY) subtuberculata (SHARPE); Podzameczek in Podolıa. Schloenbachia varıans varıans (SOWERBY); Jazwiny P]. Schloenbachia varians varians (SOWERBY); Annopol-on-Vistula HCM. Schloenbachia varians varians (SOWERBY); Podzameczek in Podolıa. Schloenbachia varıans (SOWERBY) ventriosa STIELER; Mokrzesz P]. Schloenbachia varians (SOWERBY) subplana (MANTELL); Annopol-on-Vistula HCM; arrowed is the end of the phragmocone. Schloenbachia sp. pathological form close to S. intermedia (MANTELL); Mokrzesz P]. Zitteliana 10, 1983 MARCINOWSKI, R. & RADwanskIı, A. Plate € ate 6 Plate 7 Ammonites from the Cenomanian and Turonian deposits of Central Polish Uplands and Podolia; all figures Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. la-c. magnified 1.5 unless otherwise stated. Idiohamites alternatus vectensis SPATH; Cenomanian, Annopol-on-Vistula HMC; la- lateral view, 1b - dorsal view, lc - ventral view. Hamites sp., Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2 Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Krasice PJ. Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Mokrzesz P]. Mariella (M.) lewesiensis (SPATH); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM, 5a- outer face of the whorl, 5b - lower whorl surface. Mariella (M.) lewesiensis (SPATH); Cenomanian, Mokrzesz P]. Neostlingoceras carcitanense (MATHERON); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM; 7a - outer face of the whorl, 7b - lower whorl surface, 7c- upper whorl surface. Hyphoplites campichei campichei SPATH; Cenomanian, Mokrzesz PJ. Calycoceras (Lotzeites) aff. lotzei WIEDMANN; Cenomanian, Jazwiny P]. Mantelliceras tenne SPATH; Cenomanian, Podzameczek in Podolıia; nat. size. Lewesiceras peramplum (MANTELL), inner (juvenile) whorls of the large form; Turonian, probably /noceramus costellatus Zone, Bocıeniec PJ; nat. size. Lewesiceras peramplum (MANTELL), adult specimen (small form) with a fragment of the final body chamber (arrowed is the end of the phragmocone); Turonian, probably /roce- ramus costellatus Zone, Bocieniec PJ; nat. size. Zitteliana 10, 1983 MARcCImNowsKkI, R. & Rapwanskı, A. Plate 8 Fish and reptile remains from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Polish Jura (P/), Holy Cross Fig. 1a-b. Fig. 2. Fig. 3. Figs. 45. Fig. 6. Fig. 7. Fig. 8. Figs. 9-12. Fig. 13. Fig. 14. Figs. 15-16. Figs. 17-20. Mts (HCM), and borehole Bystrzyca near Lublin. Galeorhinus minutissimus (ARAMBOURG); Lower Turonian, borehole Bystrzyca; la- outer view, Ib- inner view, X3. Notidanus microdon AGassız; fragment of lateral tooth — principle cusp with anterior serration (weakly visible; indicated by a leader) and three secondary cusps — of the right lower jaw; uppermost Albian, Celestynow HCM, outer view, X2. Squalicorax falcatus (AGAsSIZ); lateral tooth; Cenomanian, Mokrzesz PJ; inner view, X2. Otodus appendiculatus (AGAssız); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on- Vistula 7CM; inner views, X2. Oxyrhina mantelli AGassız, Middle/Upper Albian phophorites, Annopol-on-Vistula HCM; inner view, X2. Ptychodus mammillarıs AGAsSIZ; lowermost Cenomanian, Sobkow HCM; crown view, X2. Ptychodus polygyrus AGASsSIZ; Lower Turonian, Mydlniki PJ; crown view, X2. Ptychodus decurrens AGASSIZ; crown views of the teeth from lateral (/// or IV) row of the upper jaw (fig. 9), lateral (// or ///) row of the upper jaw (fig. 11), and lateral (/ or //) row of the lower jaw (figs 10 and 12); Upper Cenomanian, Glanow PJ; x2. Vertebra attributable to Ptychodus (cf. WOODWARD 1912, pl. 52, figs. 6 and 16); Middle/ Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula TCM; 1.5. Right mandibular plate of the chimaeroid Ischyodus thurmanni PICTET & CAMPICHE; Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula 7CM; inner view, nat size. Ichtyosaurs Myopterygins campylodon (CARTER); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula ZCM,; x1.5. Sauropterygians Polyptychodon interruptus OWEN; one of the teeth displays vanishing ridges (fig. 17); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula 7CM; nat. size. Zitteliana 10, 1983 < $) R. & RAapwanskı 5 MARCINOWSKI 97 97-105 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 u Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in Central Poland By KRYSTYNA POZARYSKA & EMILIA WITWICKA*) With 6 text figures IIBSIERACT Upper Cretaceous rocks are distributed almost throughout the whole Polish Lowlands. They attain maximum thickness, and the sections are most complete in the marginal zone ofthe East-European Platform. In the Middle Vistula gorge the suc- cession of Cretaceous strata from the Albian to Maastrichtian is excellently exposed. The succession is fairly complete, without any greater stratigraphic gaps. It is rather monoto- nous, indicating deposition under moderately shallow-water conditions changing to somewhat deeper-water conditions in the Turonian and Middle Maastrichtian. The studies on fora- minifera faunas showed marked predominance of calcareous benthos throughout the sequence. The benthic elements are accompanied by pelagic and occasionally arenaceous ones. This allows to establish foraminifera zonation based on ben- thic and planktonic elements and to correlate them. The fo- raminifera assemblages recorded in the Upper Cretaceous de- posits in the Polish Lowlands are typical of the Boreal Provin- ce, with some admixtures of warm-water elements only. KURZFASSUNG Oberkreidesedimente sind nahezu im gesamten Tiefland Polens verbreitet. Die vollständigsten Abfolgen und die größ- ten Mächtigkeiten finden sich in der Randzone der Osteuro- päischen Plattform. In der mittleren Vistula-Schlucht ist eine Alb- bis Maastricht-Abfolge sehr gut und nahezu komplett ohne größere stratigraphische Lücken aufgeschlossen. Die eintönige Fazies zeigt Ablagerungsbedingungen unter mäßig flachem Wasser an mit Einfluß tieferer Wasser-Bedingungen im Turon und im mittleren Maastricht. Die Foraminiferen- Fauna zeigt eine klare Vormacht des kalkigen Benthos, zu- sammen mit einigen planktonischen Elementen und gelegent- lich Sandschalern. So ist es möglich, eine Zonierung mit ben- thonischen und planktonischen Formen aufzustellen und beide miteinander zu korrelieren. Die Foraminiferen-Verge- sellschaftungen sind charakteristisch für die boreale Faunen- provinz mit nur wenigen Beimengungen von Warmwasser- Elementen. INTRODUCTION In the Cretaceous, almost the whole northern and central Europe was flooded by vast epicontinental sea. Laramie mo- vements from the end of the Maastrichtian resulted in regres- sion from previously occupied area, except for some basins. In Poland and adjoining countries, 9 such basins have been re- cognized. The largest of these basins (I in Fig. 2) was situated in marginal part of the East-European Platform. Upper Cre- taceous rocks infilling it were intensively studied by several authors and stratigraphy and foraminifer assemblages of the *) K. POZARYSKA and E. WITWICKA, Polska Akademia Nauk, Za- klad Paleobiologii, Al. Zwirki i Wigury 93, PL-02-089 Warszawa, Poland. Upper Cretaceous sequences were the subjects of several our papers. The studies were facilitated by excellent outcrops dis- playing almost continuous section from the Albian to Paleo- cene in the Middle Vistula River valley (Fig. 1), as well as al- most a hundred drillings, often full-cored, penetrating Upper Cretaceous cover in area eastwards of the Middle Vistula Ri- ver to the Polish-Soviet boundary. The results of studies on li- thology and micro- and macrofauna from these borehole co- lumns appeared to be of great stratigraphic value, making it possible to compile a section through this cover in marginal part of the East-European Platform (Fig. 2). Biozonation of the strata is fairly well established except for the Cenomanian and Campanian-Maastrichtian. In the former case, the diffe- 98 ro kon {=} 55 Minsk ° ee: Warszawa 504 : ı . & ( \ f N ‚Bann ) \ Upper \ ro. u N Cretaceous \ / Aug 5 . Saal NEN, N Paris 43 W” Prara %o_ a 50 u f SE 5 ee x SR ” ve n ne ES Fo enee ’ Yd 3 ne 3 = T = — m. — T nt T —— 5 10 15: 20 25 Fig. 1. rences in approach of individual authors may be explained by still unstable sedimentary and environmental regime. Such regime resulted in origin of high variable deposits and often in reduction and condensation phenomena, impeding esta- blishment of biostratigraphic criteria applicable for the whole Location of Upper Cretaceous outcrops in the Middle Vistula River Valley basin. In the case ofthe Campanian and Maastrichtian, cepha- lopod fauna is highly abundant and diversified but biostrati- graphic value of individual species is still the subject of discus- sions and various zonal schemes are proposed (Fig. 4). LATE CRETACEOUS BASINS IN CENTRAL EUROPE In central Europe, Late Cretaceous transgression resulted in deposition of sedimentary series varying in thickness and completeness. Sedimentation appears most continuous in ba- sins developed in direct foreland and marginal part of the East-European Platform (Fig. 2). The major depocenters also appear located in the marginal zone and there may be noted a steady trend to decrease in thickenss towards the interior of this platform. The available data clearly suggest the influence of structural differentiation of the basement on development of the basıns. In places where the Platform margin is passing close to its shields, Cretaceous sequence are relatively thin and with si- gnificant gaps. For example, the whole lower part of the Up- per Cretaceous / Cenomanian-Santonian / is missing in the Karlskrona region in the Baltic Shield. Gaps found in sequen- ces from basin parts most distant from the Platform margin are similar as, e. g., in Lithuania where Maastrichtian rests on various members of lower Upper Cretaceous. In central Europe, two large basins were active at the Plat- form margin in the Late Cretaceous. One (marked as I in Fig. 2) was comprising northern and eastern Poland, being delineated by the Ukrainian Shield in the east and the Baltic in the north. It is characterized here in the section shown in Fig. 3. The other (II in Fig. 2) was situated west of the Baltic shield, stretching northwards of Rügen to northern Jyland. In the foreland of the plarform, characterized by basement of the Paleozoic age and highly complex structure, Late Cre- taceous basins appear fairly diversified. The basins are separa- ted from one another by areas in which Cretaceous rocks are partly or completely missing due to erosion related to strong subsiding and uplifting movements. Two regions may be dif- ferentiated here. One region displays a series of small basins, generally parallel to the platform margin and characterized by generally continuous sequences in their axial parts and pre- sumably original lack of the uppermost Maastrichtian. Here are recognized the Miechöw (III in Fig. 2), Lödz (IV) and Szczecin (V) basins. It should be noted that the two latter ba- sins are displaying very large thickness of the Upper Cretace- ous. The other region comprises basins situated within the area of the Variscan fold belt and characterized by large thickness of lower Upper Cretaceous and complete lack of the higher Cretaceous strata. Here are recognized the Opole (VI) basın, Nysa Klodzka (VII) basin (trough), inner basıin of the Bohe- mian Massif or Praha basin (VIII), and North-Sudetic basin (IX). The present distribution of Cretaceous rocks fails to give detailed image of original sedimentary basins because of the influence of Cretaceous and post-Cretaceous movements. Therefore, the subdivision presented above should be treated as structural subdivision of basins. KOPENHAGA DEE NN “1137 % 777 N 1102 NG r % RR o ER Zrrr11,,X€ K77777777X° IBLAAZEZE Set r 1 12,0% &X777,,,77 W.//7777 I rg. MIBCHOW ES Upper Cretaceous basins in Central Europe oO 100 200 km KIrIIIIIII III IIIII III (after W. Pozaryski and all.,1979) N SANS NAN SANS SINN SAN D Na MY NUN NN NN z vrrroQh vrr100 Pırısıııen FREE, VRR 7rIIII00000 Y\27777777777 SETS TILL GELLN 7X 777777777 brr77270002 : \0p 777777777 77 ” v 180 a) Maastrichtian b) Coniacian, Santonian, Campanian c) Cenomanian, Turonian d) Carpathians margın e) Studied section A-B f) Margin of East European Platform COMMENTS TO THE SECTION A-B Late Cretaceous basins in central Europe. White = rocks older than Cretaceous. I — Warszawa Basın II — Danish Basın III — Miechöw Basin IV — Lödz Basın V — Szezecin Basın VI — Opole Basin VII — Klodzko/Nysa Basın VIII - Praha Basın IX — North Sudetic Basın THROUGH UPPER CRETACEOUS ROCKS IN-EGENTRATE POLAND The section through Upper Cretaceous rocks in central Po- land, shown in Figs. 1 and 3, is based on data from 8 boreho- les of the Geological Institute and outcrops in the Vistula Ri- ver valley. The boreholes are located along a line running evenly with 51° parallel of latitude and the section begins in the vicinities of Chelm in inner area of the platform, going westwards through Krasnystaw, Bychawa, Bystrzyca, Niedrzwica and Opole in marginal part of the platform, to Ciepielöw and Bakowa, situated in the foreland, in area of so-called Mid-Polish aulacogen. Upper Cretaceous sequences are fairly thick in borehole columns Bychawa, Bystrzyca and Niedrzwica which are si- tuated within the area of the Mazowsze-Lublin Carbonife- rous trough, but they attain maximum thickness at the western end of the section. The borehole column Bakowa, si- tuated at the western end, displays Cenomanian-Upper Maa- 100 ® West 33 LUBLIN : 2% A Bakowa Ciepielöw >> Opole Niedrzwica Bystrzyca Bychawa Krasnystaw > I e\ > aS = c > S 718 SI Z S o © = = ® Pr = z 1 [} << 7 ne - o = n m a > 2 1 o 3 E a ö >= > o Ki 0 » SI, 3 Oo - w > » =. 47 3 V ZA boundary between 47 Zr 7 77 stages 7A % 7 VIALG 7 VERER n ‘ 4 Ir 7 borings 7£ BZ Y PT A , z Y 7 [7 er ZU 07 » . 7 SE > 9% LE E = % RG limestones o —_ FR —— 1 He PR 200m _ Lt [ VER, 2, \ je = PZ Coniacian . EL V VI chalk era 3 90% + >= 2 o- IT Fre 0 00 oc .- = - — ° ae — marls = East European’s — o- 2 E} Platform margin 20km 10 7 == Buy > | opokas Cenomanian Fig. 3. Section A-B through Upper Cretaceous rocks in central Poland; 1. Gavelinella cenomanica, 2. Lingulogavelinella formosa, 3. Gavelinella berthelini, 4. Stensioeina granulata interiecta, 5. Marginotruncana coronata, 6. Stensioeina polonica, 7. Bolivinoides strigillata, 8. Globotrun- cana fornıcata, 9. Anomalina clementiana, 10. Bolivinoides draco miliaris, 11. Angulogavelinella graalis, 12. Cıbicides ınvoluta, 13. Neoflabellina reticulata, 14. Stensioeina pommerana, 15. Pseudouvigerina cristata, 16. Anomalınoides pinguis, 17. Planoglobulina acervulinoides, 18. Anomalına danica. strichtian sequence which appears complete except for some erosion of its top part. In the section, the Upper Cretaceous is developed in 4 Iı- thofacies: 1. opoka lithofacies, especially well developed in western part of the studied area, appeared for the first time in the Campanian and began to predominate throughout the area in the Maastrichtian, especially Late Maastrichtian. 2. marly lithofacies, represented throughout the area, espe- cıally in the form of thick lenticular intercalations in its central part; known from the Upper Turonian to Middle Maastrich- tian. 3. chalk lithofacies, best developed in borehole column Chelm, where it is displayed by the whole Turonian-Upper Maastrichtian section, except for some Upper Campanian and lowermost Maastrichtian intervals. 4. limestone lithofacies is mainly found in the Cenomanian and, Lower Turonian in the west and Coniacıan in the east; limestones are most homogeneous uniform in the Cenoma- nian, where they form a continuous layer. Rocks of the above 4 lithofacies do not differ much in ma- croscopic features. They are white to light-gray in colour and they yield well-developed and preserved foraminifer assem- blages (especially in the case of the chalk microfacies). The as- semblages appear generally similar to coeval ones from epi- continental Cretaceous rocks in northern Europe, markedly differing from the Tethyan, primarily in smaller share of planktonic forms. This made it possible to assign Cretaceous rocks of the Polish Lowlands to province transitional in cha- racter between the Subboreal and Tethyan ones (PozaryskAa and Peryr, 1979). 101 ATTEEMPTSEO-ESTABEISH ZONATION OF THE UPPER CRETACEOUS IN CENTRAL POLAND ON THE BASIS OF MACRO- AND MICROFAUNA Belemnella kazimiroviensis Upper Sphenodiscus binckhorsti Belemnitella junior MAASTRICHTIAN Tower Belemnella occidentalis Belemnella lanceolata Ünper Belemnitella langei 3 PP Bostrychoceras polyplocum o Ww CAMPANTAN Neancyloceras phaleratum =} Lower < Gonioteuthis quadrata = ne Upper Inoceramus patootensis 2 SANTONIAN Lower Inoceramus cardissoides vr CONIACIAN Inoceramus involutus & U = Inoceramus schloenbachi > PPe@ Inoceramus costellatus TURONIAN Tower Inoceramus lamarcki Inoceramus labiatus Upper Inoceramus pictus CENOMANIAN Middle Schloenbachia varians Lower Mantelliceras mantelli ALBIAN Fig. 4. Biozonation of the Upper Cretaceous in central Poland on the basis of macrofauna The attempts to establish a modern, detailed macrofau- nabased biozonation of the Upper Cretaceous in central Po- land were initiated in the 30’s. The first zonation of monoto- nous Upper Cretaceous white series in Middle Vistula River drainage basin, based on macrofauna, was proposed by W. Pozarvskı (1938, 1948), who also presented correlations with Upper Cretaceous strata in North-Western Europe. Works aimed in these directions were also carried out by R. Koncıer (1935, 1949, 1958), S. CiEsLisskı (1960), and recently A. Braszkıewicz (1979, 1980) and R. Marcımowskı (1974). During the world-war II, micropaleontological studies were initiated on the Upper Cretaceous in central Poland (W. Pozaryskı, unpublished report). After the war, K. Po- ZARYSsKA (1954, 1957) decribed 30 guide foraminifer species from these strata, and W. Pozaryskı and E. Wırwicka (1956) 18 guide globotruncanids species. These works were followed by E. Wırwicka (1958), E. Wırwicka and S. CıiesLınskı (1962), E. Gawor-BıepowA (1972), E. Gawor-BIEDOwA and E. Wırwicka (1960), K. Pozarvska and E. Wırwicka (1980). Recently D. Peryr (1980) described 91 species of planktonic foraminifers and she proposed 10 biozones. B. ZAPALOWICZ- Bıran (1982) proposed similar subdivision into 10 biozones, based on benthic foraminifers. The micropaleontological studies resulted in fairly good knowledge of Upper Cretaceous foraminifers and establish- ment of several micropaleontological-stratigraphic subdivi- sions. Attempts were made to correlate these subdivisions with detailed subdivisions based on macrofauna (fig. 4). Ho- wever, thattask appeared highly difficult as the stage bounda- ries delineated with reference to stratigraphic ranges of ben- thic foraminifers were often found to differ from those delı- neated on the basis of macrofauna. Generally, the ranges of even most short-living species of benthic foraminifers are se- veral times wider than those of ammonites, belemnites and inoceramids. In attempts to correlate these subdivisions, boundaries of stratigraphic zones are defined by the begin- ning or end of ranges relatively long-living foraminifer spe- cies. The enclosed table, in which both benthic and selected planktonic foraminifers species are compiled reflects differen- ces in stratigraphic ranges of macro- and microfauna recorded in individual stages, as well as the fact that the ranges of plank- tonic foraminifers are markedly closer to those of macrofauna than in the case of benthic foraminifers. ZaraLowıcz-BiLAn (1982) compiled table of distribution of benthic species (fig. 5) with reference to definitions of biostratigraphic zones as proposed by Hepsers (1961). In that paper, she used 4 con- cepts of biostratigraphic zones: range zone, concurrent zone, partial-range zone, and assemblage zone. Unfortunately, no attempt to correlate the zones with those based on macro- fauna is given there. DESATI EDSPART In the enclosed table (fig. 6) only species most important for stratigraphy ofthe Upper Cretaceous in central Poland (62 species) are shown. Moreover, ranges of 85 species were shown in our paper on Cretaceous-Tertiary boundary (K. Pozaryska and E. Wirwicka, 1980). CENOMANIAN In the Polish Lowlands, the Albian-Cenomanian boundary is characterized by extinction of the following species (Ga- wor-Biedowa, 1972): Globigerinelloides bentonensis (Mor- ROW), Pleurostomella reussi BERTHELIN, Globorotalites polo- nica GAwor-BIEpowA, Gavelinella intermedia (BERTHELIN). The boundary is passed by Gavelinella varsoviensis (GA- WOR-BIEDOWA), which is recorded up to the middle of this sta- ge, and Gavelinella cenomanica (BROTZEN), approaching but not reaching base of the Turonian. Orithostella (recte Lingu- logavelinella) formosa (BROTZEN), appearing for the first time in the Lower (but not the lowermost) Cenomanian, and Ro- talipora cushmani (MoRrRow), also do not pass into the Turo- nian. The Cenomanian-Turonian boundary is passed by Do- rothia gradata (BERTHELIN), Gavelinella belorussica (AKıMEZ) and Lingulogavelinella globosa (BroTzen). Planktonic spe- cies Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), appearing in higher part of the Cenomanian, pass into the Turonian. TURONIAN Marginotruncana renzi (Ganporrı) and Helvetoglobo- truncana helvetica (BouLı) first appear at the Cenomanian- SNLYWAOIHA WOINWWONFD YVITANIITAAWD INITIHLYAIS VITANITAAWD VLAINIXAFWAd YVNIFOISNALS WLAINIXE YWNISOISNALS WLIINDXESWAd WNISOISNALS INNYWIWHL WITINITIAW SNLYTTISIALS SAAIONIAIIOE SNLWAODHA SAIAIONIAITIOH SISNIIIAALNOW YWITaANITaAw| ° YLYNYVIAWOD YVITANITAAWI SIIIIWII YITIANITIAWDOTNINY IIMSAUWZO4 YVITANITIAAD (ueTtg-Zotmofedez’g ı93Je) peay pupjdn urlmT SINOZOIZ OIHLNIE TVYHAINIWWYOI Cibieidoides formosus Gavelinella cenomanica ravelinella berthelini Globotruncana turonica Globotruncana imbricata Gavelinella moniliformis Stensioeina praeexculpta Globorotalites subeontcus Globotruncana Lapparenti coronata lobotruncana lapparenti lapparenti Reussella pseudospinulosa Globotruncana marginata Globotruncana globigerinoides Stensioeina polonica Globotruncana Lapparenti tricarinata Stensioeina exeulpta Stensioeina grasilis Globorotalites michelinianus Neoflabellina baudouiniana Gavelinella stelligera Gavelinella thalmanni Gavelinella costulata Gavelinella umbilicatula Gavelinella clementiana Neoflabellina rugosa Bolivinoides strigillatus Stensioeina pommerana Globotruneana arca Bolivinoides decoratus decoratus Cibieidoides actulagayensis Bolivinoides laevigatus Cibieidoides voltzianus Gavelinella monterelensis Bolivinoides mielnicensis Bolivinoides delicatulus Bolivinoides incrassata Bolivinoides draco miliaris Angulogavelinella gracilis Cibleidoides bembix Gavelinella pertusa Neoflabellina reticulata Bolivinoides peterssoni Gavelinella complanata Bolivinoides draco draco Bolivina decurrens Bolivinoides decoratus giganteus Gavelinella pozaryskii Cibieidoides spiropunctatus Anomalinoides pinguis Anomalina ekblomi Fig. 5. Biozonation of the Upper Cretaceous in central Poland on the basis of benthic foraminifers Turonian boundary to occur up to the Lower-Middle Turo- nian boundary. Other species appearing for the first time at the base of the Turonian include Globorotalites hangensis VAsSILENKO, Gaudryina angustata compressa (AKıMEZ) and Dicarinella imbricata (MoRNOoD). Guide species for the whole Turonian include Gaudryina angustata angustata AKIMEZ and Gavelinella berthelini (Keııer). First representatives of foraminifers ascribed to Stensioeina ex gr. granulata (OL- BERTZ) are not known to appear in rocks older than the middle part of the Turonian in the Polish Lowlands. Koch (1977) analysed in detail distribution of that species in the Upper Cretaceous of FRG and he showed its stratigraphic value. Such analysis is still not finished in our country but it may be noted that specimens close to 5. granulata (OLBERTZ) occur here from the Turonian to Coniacian, inclusively, They are assigned to $. ex. gr. granulata (OLsertz) in Tafel 1 as their analysis is still not finished but it may be added that they pre- sumably belong to more than one species. Foraminifers ap- pearing for the first time in higher Turonian in Poland include Marginotruncana coronata (BorL1) and M. psendolinneiana PEssaGno. CONIACIAN No foraminifer species were found to be limited to that stage only. The Turonian-Coniacıan boundary is usually de- lineated with reference to appearance of representatives of Stensioeina exsculpta Reuss. In Germany, this species appears somewhat higher (KocH 1977) and it is known to disappear ın the Lower Campanian. The range of Gavelinella stelligera (MARIE) ıs similar. Upper parts of the Coniacian and Santonian (except for its top parts) are characterized by representatives of Gavelinella thalmannı (BROTZEN). SANTONIAN The Coniacian-Santonian boundary is defined by the ap- pearance of first representatives of Stensioeina polonica WıT- wıcka. Itshould be noted that Koch (1977) put this name into synonymy of $. granulata (OLsErTz) but he admitted strati- graphic value of the former. The stratigraphic range of $. po- lonica (Wirwicka, 1958) in Germany is very close to that esta- blished in Poland. Stensioeina gracılis BROTZEN is another species of that genus which appears at the Coniacian-Santonian boundary. At that boundary, there also appears Globorotalites multisepta (BROTZEN), characterized by very long range as it is known up to the lowermost Maastrichtian. The uppermost Santonian is characterized by the appea- rance of representatives of Bolivinoides strigillata (CHar- MAN). The range of that species is very short as it disappears in the lowermost Campanian. In the uppermost Santonian there are also recorded several species which are known to be pre- sent up to the top of the Campanian and even to enter the Maastrichtian: Anomalına clementiana (vD’Orsıcny), Globo- truncana fornicata PLumMER, G. arca (CUSHMAN) and Sten- sioeina pommerana BROTZEN. First ofthese species disappears in the lowermost Maastrichtian, the last in the Middle Maa- 103 strichtian, and the two remaining species are still recorded in the Upper Maastrichtian in the Lublin region, where they form a weakly marked horizon. CAMPANIAN The Santonian-Campanian boundary cannot be accurately defined on the basis of foraminifera as up to the present there were notrecorded species which would appear or disappear at that boundary. However, the boundary may be delineated with reference to abundant occurrence of representatives of Cibicidoides involnta Reuss, first appearing just above the top of the Santonian. The species passes the Campanıan-Maa- strichtian. Some authors consider this species as guide for the Campanian and Maastrichtian. In the lowermost Campanian, there appear numerous re- presentatives of the genus Bolivinoides: B. sidestrandensis Barr, B. decorata decorata (JONES) and B. laevigata MaArıe. They are accompanied by those of the species Globotruncana ventricosa WHITE, which are not known from the Maastrich- tian. The uppermost Campanian is characterized by the species Bolivinoides miliaris HıLrermann and Koch, Neoflabellina praereticulata HıUtErmann, Globotruncana pozaryskae Pr- ryT. These species continue to occur roughly to the middle of the Maastrichtian, and they are accompanied by Cibicidoides voltzianus (D’Orsıcny), C. bembix (Marsson), Bolivina in- crassata Reuss and Rugoglobigerina milamensis SMITH and PEssaGno, which occur up to the Cretaceous-Tertiary boun- dary. MAASTRICHTIAN The Lower Maastrichtian is characterized by appearance of the species Angulogavelinella gracılis (Marsson). Soemewhat above the base of the Maastrichtian appear Rugoglobigerina pennyi BRONNIMANN, and in middle part of that stage — Glo- botrunana elevata BroTzen. Along with the latter, there ap- pears Bolivinoides peterssoni BroTzen which is known also from the Tertiary. Along with Rugoglobigerina pennyi BRONNIMANN, there also appear Psendonvigerina cristata Marsson and Neoflabellina reticulata (Reuss). The three spe- cies pass into the Upper Maastrichtian. In the Polish Lowlands, the Upper Maastrichtian is charac- terized by important foraminifer species including Guembe- litria cretacea CusHuMman, Bolivinoides draco Marsson, Gave- linella gankinoensis NeckaJa, Anomalinoides pinguis (JEN- nınGs), Bolivinoides decorata gigantea HıLTErMmanN and Koch, Rugoglobigerina rotundata BRONNIMANN and R. ma- crocephala BRÖNNIMANNn. The latter four species define upper part ofthe Upper Maastrichtian. Planoglobulina acervulinoi- des (EGGEr) forms a weakly marked horizon in the Upper Maastrichtian, showing connection of the Late Cretaceous basin from the present area of Poland and warm Tethyan seas. Outside Lublin region, this species is not known in the Polish Lowlands. In the middle part of the Maastrichtian, the last representa- tives ofthe genus Stensioeina (S. pomerana BROTZEN) became 104 ReE-T AIG GE 0 ES Cenoma- |Turonian SantonianjCampanian| Maastr- nian ichtian LIU LIU L|U (after KPozaryska and EWitwicka 1982) Gavelinella varsoviensis Gavelinella cenomanica Dorothia gradata Gavelinella belorussica Lingulogavelinella globosa Orithostella formosa Rotalipora cushmani Praeglobotruncana stephani Marginotruncana renzi Helvetoglobotruncana helvetica Globorotalites hangensis Gaudryina angustata compressa Dicarinella imbricata Gaudryina angustata angustata ser Gavelinella berthelini Stensioeina ex gr.granulata as Marginotruncana coronata zer Marginotruncana pseudolirnneiana = Gavelinella stelligera En En Stensioeina exsculpta Stensioeina polonica Stensioeina gracilis Globorotalites multisepta Bolivinoides strigillata Anomalina clementiana Globotruncana fornicata Globotruncana arca Stensioeina pommerana Cibicidoides involuta Bolivinoides sidestrandensis Bolivinoides decorata decorata Globotruncana ventricosa Bolivinoides laevigata Neoflabellina praereticulata Globotruncana pozaryskae Bolivinoides miliaris Cibicidoides voltzianus Bolivina incrassata Cibicidoides bembix Rugoglobigerina milamensis Angulogavelinella gracilis Rugoglobigerina pennyi Pseudouvigerina cristata Neoflabellina reticulata Globotruncana elevata Bolivinoides peterssoni Guembelitria cretacea Gavelinella acuta Bolivinoides draco Gavelinella danica Gavelinella ekblomi Planoglobulina acervulinoides Gavelinella gankinoensis Anomalinoides pinguis Gavelinella sahlstroemi Paralabamina toulmini Bolivinoides decorata gigantea Eponides lunata Eponides frankei Cibicides commatus Rugoglobigerina rotundata Rugoglobigerina macrocephala Sp elei es Coniacian| Fig. 6. Stratigraphic ranges of benthic and planktonic foraminifers most important for stratigraphy of the Upper Cretaceous in central Poland extinct in Poland. Following WIcHEr (1954), part of the Maa- strichtian, situated above the range of $. pommerana BroT- zEn, is defined in Poland as a horizon without representatives of Stensioeina. In the Polish Lowlands, the uppermost Maastrichtian yields several representatives of species passing the Maastrich- tian-Danian boundary: Bolivinoides peterssoni BROTZEN, Gavelinella acuta (PLumm£r) hitherto known from the Maa- strichtian under the name G. praeacuta (VASSILENKO), G. danica (Brorzen), G. ekblomi (Brorzen), G. sahl- stroemi (BroTzEn), Paralabamına toulmini (BROTZEN), Epo- nides lunata Brotzen, E. frankei BroTzen and Cibicıdes commatus MOROZOVA. The Upper Cretaceous section of the Polish Lowlands ap- pears very similar to those ofthe GDR and FRG on one hand, and those of European part of the USSR on the other. This was shown in excellent works of TRÖGER (1966, 1967), who established detailed zonation of the Upper Cretaceous on the GDR on the basis of inoceramids. Analysis of that zonal scheme shows numerous species in common with Poland, where they were also found to be of marked stratigraphic va- lue (Fig. 4 here). It may be stated that the whole lower part of Upper Cretaceous in Poland and GDR is characterized by si- milar succession of inoceramids. 105 The micropaleontological stratigraphy of the sequences in GDR and FRG was best compiled by Hırtermann and KocH (1962, 1977). In these and other papers, the authors made at- tempts to use various groups of foraminifers and to test stra- tigraphic value of individual species, taking into account their intraspecific variability. This resulted in proposal of several varieties, especially in the case of species of the genera Neo- flabellina, Bolivinoides, Stensioeina. However, subtle mor- phological criteria not always appeared sufficient for establis- hinga detailed and at the same time, firm stratigraphic subdi- vision. That is why we are trying to avoid the usage of subspe- cies and varieties in stratigraphic studies in our country. The comparison with foraminifer-based biostratigraphic subdivision established for the Upper Cretaceous in Euro- pean part of the USSR also showed marked similarities. Spe- cies recorded both in Polish Lowlands and the latter region are fairly common and the subdivisions established also ap- pear similar in several points. This is especially the case of lo- wer part of the Upper Cretaceous as shown by GrıigjaLss, Axımzz and Lıpnik (1980). It should be noted that biostrati- graphic subdivision different ofthatfor the Upper Cretaceous of Ukraine, Lithuania and Byelorussia is needed for the Man- gyshlak Peninsula Cretaceous. REFERENCES B£ASZKIEWICZ, A. (1980): Campanian and Maastrichtian Ammonites ofthe Middle Vistula River Valley, Poland: a stratigraphic-pa- leontological study. — Prace Inst. Geol., 92, Warszawa CIESLINSKT, S. (1960): Biostratigraphy and extent of index forms of the Upper Cretaceous in Poland. — Kwart. Geol., 4, 2, Wars- zawa — — and BLASZKIEWICZ, A. (1979): Prace nad systematyzowaniem stratygrafii görnej kredy Polski (poza Karpatami i Sudetami). — Kwart. Geol., 23, 3, Warszawa — — and Pozaryskı, W. (1970): Kreda. — Prace Inst. Geol., 56, Warszawa GAWOR-BIEDOWA, E. (1972): The Albian, Cenomanian and Turo- nian foraminifers of Poland and their stratigraphic importan- ce. — Acta Pal. Pol., 17, 1, Warszawa — — and WıIrwickA, E. (1960): Stratygrafia mikropaleontolo- giczna görnego albu i görnej kredy w Polsce bez Karpat. — Kwart. Geol., 4, 4, Warszawa GRIGJALIS, A. A., AKIMEZ, W.S. and Lipnik, E. $. (1980): Phyloge- nesis of benthonic foraminiferas a base of zonal stratigraphy of Upper Cretaceous deposits (as evidenced by the East-Euro- pean platform). - Akad. Nauk. SSSR, otd. Geol. Geofiz. ı. Geochimii, 23, Moskwa HILTERMANN, H. and KocH, W. (1962): Oberkreide des nördlichen Mitteleuropa. Leitfossilien der Mikropaläontologie, Berlin KocH, W. (1977): Stratigraphie der Oberkreide in Nordwest- deutschland. — Geol. Jb., A 38, Hannover KonGiEL, R. (1935): Contribution ä l’etude du «siwak» dans les envi- rons du Pulawy (Plateau de Lublin). - Univers. Vilnensis Ba- toreana, 8, Wilno — — (1949): © przedstawicielach rodzaju Echinocorys z danu. — Prace Inst. Geol., 5, Warszawa — — (1958): Sur les radioles des Echinides des couches ä Crania tu- berculata Nilss. a Boryszew pres de Sochaczew. — Prace Mu- zeum Zıemi, 2, Warszawa HEDBERG, H. D. (1961): Stratigraphic classification and terminolo- gy. - Int. Geol. Congress, Rep. 21, Sess. Norden. Copenha- gen PERYT, D. (1980): Planktic foraminifera Zonation of the Upper Cre- taceous in the Middle Vistula River Valley, Poland. — Pala- eont. Pol. 41, Warszawa POZARYSKA, K. (1954): O przewodnich otwornicach z kredy görnej Polski srodkowej. — Acta Geol. Pol., 4, 2, Warszawa — — (1957): Lagenidae du Cretace Superieur de Pologne. — Pala- eont. Pol, 8, Warszawa POZARYSKA, K. and PERYT, D. (1979): The Late Cretaceous and Early Palleocene Foraminiferal “Transitional Province” in Poland. — Aspekte der Kreide Europas, IUGS Series A, 6, Stuttgart — — and WITWICKA, E. (1980): Cretaceous/Tertiary Boundary Se- quence in the Polish Lowlands. - Newsl. Stratigr., 9, 1, Stutt- gart POZARYSKI, W. (1938): Senonsstratigraphie im Durchbruch der Weichsel zwischen Rachöw und Pulawy in Mittelpolen. — P. Inst. Geol., 6, Warszawa — — (1948): Jurassic and Cretaceous between Radom, Zawichost and Krasnik (Central Poland). -P. Inst. Geol., 46, Warszawa — — and WITWICKA, E. (1956): Globotruncana of the Upper Cre- taceous in Central Poland. - Bull., Inst. Geol., 102, Warszawa TRÖGER, K. A. (1966): Biostratigraphie der Inoceramen des Ober- Alb bis Unter-Coniac in der DDR. - Abh. zentr. geol. Inst., 5, Berlin — — (1967): Zur Paläontologie, Biostratigraphie und faziellen Ausbildung der unteren Oberkreide (Cenoman bis Turon). — Abh. Staatl. Mus. Miner. Geol., 12, Dresden WICHER, C. A. (1954): Mikropaläontologische Beobachtungen in der höheren borealen Oberkreide, besonders im Maastricht. — Geol. Jh., 68, Hannover WITWICKA, E. (1958): Micropaleontological stratigraphy of Upper Cretaceous of the Chelm borehole (Lublin Upland). — Inst. Geol. Bull. 121, 3, Warszawa ZAPALOWICZ-BILAN, B. (1982): Foraminiferal biofacies of the Upper Cretaceous (Lublin Upland). — (in press). ‘ u IE Br! ne en {7 aras wre Bun . Ta „aRlı & 0 —— RL 1} “ ® u wi rrhehute .- zucch 1 ee m “—_ je r v au ! I “ .. re - — Le Du | D v vi . E u >& u a ee Eee Ka Pe wor ._ = = — . ai Pr » Jwuß) 4 m Dr ® u 2 v Ze & ® u ee 7 u 2 D & . ® u [ a 6b up a u - u Ds er ® x nz Zu ASS 2 Eee Laa =. ale B- Dun Pr u —— nun T {ur ern München, 1.Jeli 1983 ISSN 03739027 107 Late Cretaceous transgressions and regressions on the Russian Platform DIMITRIJ P. NAIDIN*) With 3 text figures ABSTRACT During the Late Cretaceous a generally smooth eustatic transgression took place on the Russian Platform, in the Cri- mea and in the Transcaspian region. It was replaced in the middle ofthe Maastrichtian by arapid eustatic regression. On different parts of the Platform the general eustatic transgres- sion has been interrupted by relatively shortterm regressions determined either by an epeirogenesis or by a shallowing of the sea as a result of its being filled out by sediments; some re- gressions were of a eustatic nature. Data are quoted on Late Cretaceous transgressions and regressions in Western Ka- zakhstan (Eastern Precaspian, Mangyshlak) which supple- ment material published earlier (Naıin et al., 1980a, b). Temperature conditions of the seas that invaded the Plat- form and its framework during the Late Cretaceous for the time being can not be reconstructed to give a complete pictu- re. It is obvious that in the middle of the Late Cretaceous, when the sea areas have been largest owing to an expanding transgression, the temperatures of sea water were higher than during the Early Cretaceous. Various palaeontological data as well as data of isotope palaeothermometry indicate the lowest temperatures during the Late Cretaceous in the Early Maa- strichtian. Apparently, in the Maastrichtian on the back- " ground of an expanding regression a general “deterioration”” of the climate began, reaching its maximum at the beginning of the Danian. Some general statements are made regarding the evolution of the climate at the end of the Mesozoic in connection with a change in the land/sea (ocean) ratio, the fluctuations of CO, concentrations in the atmosphere and the development of the terrestrial and marine flora. The dispersal of organisms, their taxonomic diversity duringthe Late Cretaceous in the general scheme corresponded to E. VoıGT’s (1964) suggestion that thermophile marine organisms were most abundant in the Cenomanian and Late Maastrichtian which is not directly as- sociated with climatic fluctuations, but reflects a wide occur- rence during these time intervals of shallow portions ofthe sea floor subjected to a good heating up. In general the variety of planktonic and benthic organisms has been differently affec- ted by transgressions and regressions. One can agree with the concepts of A. G. Fischer and M. A. Arthur (1977) that, owing to the eustatic rise of the ocean level (which resulted in an expansion of the areas of continental seas), the Late Creta- ceous represented a polytaxic episode in the evolution of the pelagic biota. With the polytaxic episode of 94-62 million years very exactly coincides the maximum of white chalk ac- cumulation - aformation very characteristic for the European palaeobiogeographic region. The necessity is recorded to correlate the evolution stages ofthe marine biota with the stages of the organic world evolu- tion on land. Data available for the land indicate that a rear- rangement of the vegetable kingdom and a very drastic turn in the evolution of the most numerous terrestrial animals — in- sects-took place at the end of the Aptian - during the Albian -or, maybe, even already at the beginning ofthe Cenomanian (ZHERIKHIN, 1978). KURZFASSUNG Während der Oberkreide wurde die Russische Tafel, die Krim und die Transcaspische Region von einer allmählichen eustatischen Transgression erfaßt. Sie wird abgelöst im mitt- leren Maastricht von einer schnellen eustatischen Regression. *) D. P. NAamin, Lehrstuhl für Historische Geologie, Geologische Fakultät, Universität Moskau, 117234 Moskau, USSR. In verschiedenen Regionen auf der Tafel wird die allgemeine Transgression durch relativ kurzfristige Regressionen unter- brochen, verursacht durch epirogenetische Vorgänge oder durch Auffüllung mit Sediment; nur einige Regressionen sind eustatischen Ursprungs. Von West-Kasakstan (östliche Prä- caspische Region, Mangyshlak) werden zusätzlich zu älteren Daten (Naıpın et al. 1980 a, b) neue Ergebnisse über die Transgressionen und Regressionen vorgestellt. 108 Die Aussagen über die Wassertemperaturen des Meeres auf der Tafel und ihrer Umgebung können zur Zeit noch nicht zu einem vollständigen Bild zusammengefügt werden. Es ist je- doch eindeutig, daß in der Mitte der oberen Kreide, als die weitesten Überflutungen herrschten, die Wassertemperatu- ren höher lagen als in der Unterkreide. Verschiedene paläon- tologische Hinweise und Isotopen-Paläotemperatur-Be- stimmungen zeigen die niedrigste Temperatur während Oberkreide für das untere Maastricht an. Offensichtlich be- gann im Maastricht vor dem Hintergrund einer ausgedehnten Regression eine allgemeine Klimaverschlechterung, die ihren Höhepunkt mit dem Beginn des Dan erreichte. Allgemeine Angaben für Klimaentwicklung am Ende des Mesozoikums im Zusammenhang mit der Meer/Land-Vertei- lung, der Fluktuation der CO,-Konzentration in der Atmo- sphäre und der Entwicklung der terrestrischen sowie marinen Flora werden aufgezeigt. Die Ausbreitung und die Diversität der Organismen während der Oberkreide stimmt in großen Zügen überein mit der Angabe von Voıct (1964), daß ther- mophile marine Organismen am häufigsten im Cenoman und im oberen Maastricht sind; dies steht nicht direkt im Zusam- menhang mit den Klimaschwankungen, aber zeigt an, daß weite Meeresgebiete sich durch die geringe Wassertiefe gut erwärmten. Im allgemeinen wird die Variabilität planktoni- scher und benthonischer Organismen durch Transgressionen und Regressionen unterschiedlich beeinflußt. In Überein- stimmung mit dem Konzept von A. G. Fischer & M. A. Ar- THUR (1977) (durch eustatischen Meerespiegelanstieg vergrö- ßerte sich die Fläche mit Flachmeeren) stellt die Oberkreide eine Zeit der Polytaxie in der Entwicklung der pelagischen Organismen dar. Mit dieser polytaxischen Episode (von 94 bis 62 Millionen Jahren) fällt die Hauptbildung der Schreib- kreide-Sedimente zusammen. Es wird darauf hingewiesen, wie notwendig es ist, die Evo- lutionsschritte der marinen Biota mit der Entwicklung auf dem Land zu vergleichen. Die verfügbaren Daten aus dem terrestrischen Bereich zeigen eine Umgestaltung des Pflan- zenreiches und auch einen sehr einschneidenden Wendepunkt in der Entwicklung der artenreichsten Tiergruppe, den Insek- ten, am Ende des Apt und während des Alb, vielleicht bis zum Beginn des Cenoman an (ZHERIKHIN, 1978). Aksyirtau EEE al,\cm,\cm, 95 MY 91 88 87 84 73 65 Fig. 1. Diagrams of sea depth fluctuations constructed according to the data of some Upper Cretaceous sequences on Mangyshlak and in the Eastern Precaspian. I-VI - Upper Cretaceous lithological measures (members) of Mangyshlak. 1 - terrigenous deposits (sands, sandstones, clays, etc.), 2— marls, coarse chalk (including ““spheric” marls and chalk), 3 - predominantly marls, 4— chalk and chalk - like marls predominant, 5 - organogene-dertritic limestones, 6 - phosphorites, 7 — phosphorized coprolites, 8 — higher pyritization, 9— hardgrounds, 10 — bands of bentonites, 11 - boundaries between the lithological measures of Mangyshlak, 12-phytoherms, 13 — Marsupites, 14— Oxytoma tenuicostata, 15 - large benthic foraminifers of the orbitoid group; planktonic foraminifers: 16— Hedbergella, 17— Marginotruncana, 18 — Globotruncana, — 19 - Heterohelicidae, 20 — Rugoglobigerina. al, al; - Albian, Late Albian; cm,, cm;, cmz — Early, Middle, Late Cenomanian; t,, t— Early, Late Turo- nian; cn — Coniacian; stı, sta — Early, Late Santonian; cp, cp» — Early, Late Campanian; m}, m; — Early, Late Maastrichtian; dn — Danıan. Radiometric time scale- according to D. P. NAIDIN (1982) - with due regard of sedimentomertric data for the Turonian and Santonian (G. ERNST, 1978) and for the Maastrichtian of the author’s material on carbonate sequences of Western Kazakhstan. Here transgression and regression diagrams are supplied compiled according to Upper Cretaceous sequences of We- stern Kazakhstan — the extreme south-east of the Russian Platform (Eastern Precaspian) and Mangyshlak (Figs 1, 2B). Together with our previously published data (Naıin et al., 1980a, b) and the material by J. M. Hancock (1976, Fig. 1; Hancock & Kaurrman, 1979, Fig. 4; see Fig. 2A) new in- formation warrants an appraisal of the evolution of palaeo- geographic conditions in the entire European palaeobiogeo- graphic region (EPR). Lithologically the Upper Cretaceous of Western Kazakh- stan is distinctly divided into two unequal parts. The lower part consists of essentially terrigenous facies of Cenomanian and Lower Turonian age; their thickness comes locally to 60-75 m. The top part- from Upper Turonian to the Danıan inclusively - consists of carbonate deposits 360-420 m thick (not including the Danian stage deposits). The leading factor that determined the sedimentation and organism dispersal in Late Cretaceous seas of the Platform and Transcaspian has been their belonging during the Late Cretaceous to the EPR. The sublatitudinal trend of the EPR stretch reflects the climatic zonality of the Late Cretaceous in Western Eurasia (NAıın, 1973; Namın etal., 1980a, b). The extraordinary similarity of fauna in the west and east of the EPR is striking. Over the enormous expanses of EPR the same belemnites (Naıpın, 1973), bryozoans (VoıGT, 1967), inocerams (TROGER, 1982) and other faunistic groups are pre- sent. The biostratigraphic subdivision of Upper Cretaceous deposits used here is justified in previously published articles (Namın & KoraezvicH, 1977; Naıın, 1979b, 1981). Obvious proofs of an alternation of transgressions and re- gressions are supplied by coastal portions of the former sea, on which there has been a predominant accumulation of terri- genous sediments. Transgressions and regressions can then be appraised by the areas involved inthem. The author made an The Late Cretaceous time in the evolution of palaeogeogra- phiec conditions on the face of the Earth is connected with the expansion ofthe general smooth eustatic transgression, which began in the Albian and became replaced in the middle of the Maastrichtian by a rapid regression also of a eustatic nature (Naıpin et al., 1980a, b; SLıtEr, 1977; Vaır etal., 1977). On the general background of eustasy events of a smaller scale were taking place. Part of them has apparently also been de- termined by eustatic fluctuations of the world ocean level (re- gressions at the Coniacian-Santonian boundary, the pre- Campanian regression). Another part (the greatest by the number of manifestations) has been determined by an epeiro- genesis (Fig. 2B). Into this scheme nicely fits the evolution of palaeogeogra- phy in Eastern Precaspian and Mangyshlak. Among the large regional features in the evolution of pa- laeogeographic environments of the Late Cretaceous in the Precaspian mention should be made of the absence of Upper Cenomanian and Lower Turonian depostits, on one hand, the existence of rather deep-sea conditions in the Late Turonian, II. 109 attempt to describe the transgressions and regressions by stu- dying sequences distant from the coastline of the Late Creta- ceous sea in the areas with a predominant carbonate sedimen- tation. In such areas it is, apparently, possible to judge about transgressions and regressions on the basis predominantly ofa reconstruction ofthe depth ofpalaeobasins. This conclusion agrees with the concepts of many geologists a criterion of transgressions and regressions can be depths fluctuations: a deepening corresponds to transgressions, while a shallowing - to regressions. The relation, however, between these two pairs of concepts: deepening/shallowing and transgres- sion/regression is much more complicated (Namın et al., 1980.a). The difficulty is, first of all, in establishing the rela- tion between the phases of deepening and shallowing and the phases of an expansion and shrinking of the palaeoaquatoria. In any case, for shallow-water seas in the first approximation itisafact that their deepening corresponds a transgression and a shallowing — a regression. Late Cretaceous seas of Western Kazakhstan have been shallow basins. In Eastern Precaspian just as in other parts of the Russian Platform the depths did not exceed 50-200 m (Naipin etal., 1980a: 31). On Mangyshlak the depths of Late Cretaceous seas during the accumulation of carbonate sedi- ments (measures 3-7; see Fig. 1) were even smaller. During some time intervals, when these sediments have been accumu- lating, phytal conditions existed. For instance, in the Upper Maastrichtian of the Aksyirtau sequence occur forms greatly reminding Turonian-Santonian bioherms of Northern France and the Maastrichtian-Danıan of Denmark, which W. J. Kennepy and P. JuıGnEr (1974) associate with the vital activity of plants. The shallowness of Late Cretaceous basins on Mangyshlak is indicated by the presence of numerous hardgrounds surfaces formed under the effect of strong bot- tom currents in shallow waters. on the other (Figs 1, 2B). And yet in many regions of the world (within the USSR - in the south-west of the Russian Platform, in the Crimea and Central Asia) in the Late Ceno- manian and Early Turonian there has been a definite deepen- ing of the sea. Among other places, this phenomenon can be boldly traced on the transgression and regression diagrams for Central Asıa (Naıpin etal., 1980a, Figs4, 5). J. M. Hancock on the basis of data for Western Europe and E. G. KaurrMman on a material obtained for North America (Hancock, 1976; Hancock & Kaurrman, 1979) refer one of the major Late Cretaceoustransgressions to the Early Turonian and associate with the Late Turonian a substantial Late Cretaceous regres- sion. According to R. A. REyMEnT (1980) in Western and Northern Africa an extensive transgression began in the Late Cenomanian and reached its maximum in the Early Turonian when the Transsaharan basins became joined up in these re- gions of Africa. Very important are data on the southern peri- phery of the Baltic shield (Southern Sweden), according to which a transgression took place in the very Late Cenomanian (the Actinocamax plenus time) (BERGSTROM et al., 1973). 110 MY 73 65 Sr CP: m. dn 101 u S Q 2918 5 N 213 : ; Northern Europe I “ ou 71? 5 a6 Sr a y KR o \ 2]: un ® Zr Western Interior =. = 3212 of the USA > St 8 x K %10 97 93 1991 97 5 Areas of marıne deposits 27 of Russıan Platform L m 200 Probable depth 300 4 m ne E.Prekaspian o r- —S/ 2004° m - OR P m—— Sans V | u Fig. 2. A) Fluctuations of the ocean level during the Late Cretaceous. According to J. M. HANCOCK (1976, Fig. 1) and J. M. HANCOcK and E. G. KAUFFMAN (1979, Fig. 4).-B) Relations between the area oc- cupied presently by the deposits of Upper Cretaceous stages on the Russian Platform (in 9 of the total Plat- form area) and the assumed depths of Late Cretaceous basins according to D. P. Naııin et al. (1980, Fig. 6). - C) Generalized curves of depth fluctuations in Late Cretaceous seas of Eastern Precaspian and Mangyshlak. There exist, however, quite opposite appraisals of the evolu- tion oftransgressions and regressions at the Cenomanian-Tu- ronıan boundary. So G. Ernst and F. Schmip (1979) state that ainterregional (überregional, i. e. most extensive) regres- sion took place in the terminal Cenomanian (the “Plenus Re- gression’’); in South-Western and South-Eastern Africa an extremely large break is present in the sequences at the Upper Cenomanian-Lower Turonian boundary (FORSTER, 1975; Sıesser, 1978), 1. e. in the same way as in Eastern Precaspian and in many other parts of the Russian Platform. In this way marked differences become outlined in the ın- terpretation of the transgression-regression evolution during the Late Cenomanian-Turonian. These differences way, pos- sibly, beconnected with the differences in a stratigraphic refe- rence of transgressions and regressions. So, for instance, S. W. Perters (1980) thinks that in Western Africa the transgres- sion maximum took place not in the Early Turonian, as sug- gested by R. A. REymENT, but in the Late Turonian-Conia- cian. But it might be that there are also deeper reasons for it. Just as on the remaining part of the Platform, there is amost pronounced transgressive occurrence in the Precaspian of “Pteria beds’”’ of the Campanian base - an Early Campanian transgression. A very interesting feature in the evolution of the palaeo- geography of the Eastern Precaspian is a certain sea deepening at the very end of the Maastrichtian (Fig. 1-diagram for Uil; Fig. 2B). This deepening that took place on the background of a general eustatic Late Maastrichtian regression can be de- tected by the plankton/benthos ratio (P/B). The deepening, apparently, corresponds a brief regional transgression, as re- sult of which the Upper Maastrichtian deposits on the Mu- godzhary and on the eastern flanks of the Urals rest directly on Palaeozoic deposits and even on Precambrian rocks (Naı- DIN et al., 1980a). The transgressive occurence of constantly younger deposits of the Upper Cretaceous (including the Maastrichtian) in moving from the west eastwards in the Preurals has been recorded by P. L. Bezrukov (1938). In the Volga region the Lower Maastrichtian in some localities rests on the Albian. Cases of a transgressive occurrence of the Maastrichtian are known in Bulgaria and Italy. However, we regard all these occurrences only as complications of a general regression at the end of the Late Cretaceous. On Mangyshlak the evolution of the general transgression in the Cenomanian has been complicated by local move- ments; and yet, just as in the Precaspian and in other substan- tial areas of the Russian Platform, beginning with the middle ofthe Cenomanian and throughout nearly the entire Late Ce- nomanian there has been a predominance in this region of re- gression conditions. A very important feature in the evolution of palaeogeogra- phy on Mangyshlak during the Late Cretaceous was the existence in the early Turonian of sufficiently stable marine conditions. Despite a predominance of a terrigenous sed- imentation (measure II), the depths of the Early Turonian ba- sin of Mangyshlak (estimated by the P/B ratio) have been greater than during the subsequent ages, when carbonate se- diments have been accumulating. In this way by the tendency of transgressions and regressions evolution Mangyshlak du- ring the Early Turonian approached conditions fixed for the south-west of the Platform, the Crimea, Middle Asıa and many regions beyond the boundaries of the USSR (Fig. 1). Beginning with the Late Turonian and to the beginning of the Late Santonian, owing to a general rise of the world ocean level a carbonate regime of sedimentation gets established in the area (members III and IV). The peculiarity of the regime consisted in an extensive occurrence of Calcisphaerulidae (“spheric” chalk). Drastic fluctuations in the completeness of the sequences and in the thickness of separate stratigraphic le- vels ofthe members III and IV indicate an unstable tectonic re- gime of the region. The picture substantially changes beginning with the Late Santonian, in other words, since the beginning of the accumu- lation of measure V, in the composition of which there is a pronounced predominance of chalk. We associate the change in the nature of sedimentation, firstly, with the continued global rise of the sea level and, secondly, with a stabilization of the tectonic regime of the region. A combined effect of these two factors resulted in a general equalization of local physico-geographical environments, which led to an accu- mulation of thick measure V. The sea depths somewhat chan- ged throughout the accumulation time of the measures. At certain moments, when thin bentonite bands have been for- med, the depths could have been substantial, which is demon- strated by a sharp reduction in the number and, sometimes, even a complete absence of foraminiferal tests (H. ErnsT, 1978). But on the whole, by the end of the accumulation of chalk measures, the sea depths become very small, which, among other things, is indicated by an increase in the number The presence of numerous discontinuities of a varying scale is one of the characteristic features of Upper Cretaceous se- quences on Mangyshlak and in Eastern Precaspian. An analysis of the size of gaps is of great importance in con- structing diagrams for transgressions and regressions. An ap- praisal of the scale of gaps has been done for Upper Cretace- ous strata of Eastern Precaspian. Methods suggested by A. A. SavELjev (1971) have been used; they permit to appraise and show clearly the stratigraphic scale of the hiatus. By the scale of the stratigraphic hiatus four categories of gaps have been di- stinguished (Fig. 3). The stratigraphically large pre-Upper Turonin break tra- ceable on the Platform, which determined a peculiar evolu- Before speaking about the climatic conditions of the EPR during the Late Cretaceous, a few general remarks should be made on the palaeoclimatic reconstructions. The main factors determining a climate are: 1) the intensity of solar radiation; 2) the concentration of carbon dioxide (CO,) in the atmosphere; 3) the land/sea (ocean) ratio. Fluc- tuations of these three factors in the geological past are the 111 of hardgrounds surfaces. We see no contradiction between the assumed by us genereal eustatic rise of the ocean level and the shallowing of the Campanıan sea on Mangyshlak: the shallowing is connected with a filling out of the Mangyshlak sea by sediments. The possibility of such a process has been discussed previously (Naıpin et al., 1980a: 40; Naıpn et al., 1980: 386, Fig. 10). In this way, werrefer the beginning of the transgression du- ring which measures V have been accumulated, to the Late Santonian. This coincides with the data of G. Ernst and F. Schmp (1979), who distinguish in the GFR a “Marsupites transgression” (beds with Marsupites occur transgressively on Lower Turonian deposits). An amazingly extenisve - cosmopolitan — range of Marsu- pites from Australia to North America associated with a very-very brief time interval is a doubtless proof of a global nature of the phenomenon: this has been amoment of a most pronounced thalassocraty. All the transgressions mentioned have been eustatic. Ho- wever, we think, just as T. MatsumoTo (1977), that there should not always be a complete synchroneity of regressions and transgressions and particularly of their maxima in diffe- rent areas. Worth attention is the explanation by N. A. Mör- NER (1976) of “anomalous” transgressions embracing one re- gion, but of untraceable in other regions by the effect of a geoidal eustasy. In the same way as in other regions of the world the Maa- strichtian (organogene-detritic measure VI) of Mangyshlak has been a time of regression. tion of palaeogeographic environments at the Cenomanian- Turonian boundary, over substantial portions of the Plat- form, reflected the effect ofa regional factor. Atthe same time a stratigraphically minor interval between the Maastrichtian and Danian can be traced all over the world and is associated with the effect of aglobal mechanism (Naipin etal., 1980a, b; Namın, 1976). It is amazing that the events at this boundary were procee- ding on the background of a generally one cycle of carbonate sedimentogenesis. E. VoıGr (1981) with full justification sta- ted that coccolite-bryozoan limestones in the Danıan of Eu- rope in anatural way complete the carbonate cyclothem ofthe Late Cretaceous. main cause of global changes in the climate. Other factors also affect the climate. But no matter how enormous they might be imagined (possible migrations of continents, displacements of the poles, etc.), they are only of a secondary, regional signifi- cance. The effect of the first fundamental factor, i. e. the effect of the sun leads to the origin on the surface of the globe of clima- 3 I Page? m ERS A 9 f 7 | Al Fig. 3. Types of gaps by the scale of stratigraphic hiatus in Upper Cretaceous deposits of Eastern Precaspian. The interval embraces the deposits of: 1 - systems, 2 — parts of sy- stems, 3 — stages, 4 — substages, 5 — deposits are absent. P - Permian; P-T - Permo-Triassic; Jı, Ja — Lower and Middle Juras- sic; Ja — Upper Jurassic; Lower Cretaceous: bs — Berriasian, v — Va- langinian; h - Hauterivian; br — Barremian; ap - Aptian; alı, al,, alz— Lower, Middle and Upper Albian; Upper Cretaceous — see caption of Fig. 1. tie belts. Climatic zonality is the most important manifesta- tion of a solar climate. Reconstructions of geological changes in the climate are limited first of all by the establishment of the climatic zonality of the past. It should be noted that in mobili- stic palaeoclimatic constructions it is not the climatic zonality of the globe that is reconstructed, but mainly the belonging of a certain continent to this particular climatic zone. We have certain information on the changes at the end of the Mesozoic in the second and third factors. Let us begin with the third: the ratio of land and sea expanses. The tremen- dous eustatic Late Cretaceous transgression, which lead to an expansion of epicontinental basins, undoubtedly resulted also in a general global warming up as compared with the Early Cretaceous. In the middle of the Late Cretaceous, according to lithological data and the data of isotope palaeothermome- try (Teıss & Namın, 1973) beyond the Polar Circle on the 70-75° of N. Lat. surface temperatures of the water were 15-17° C. A global regression atthe end ofthe Cretaceous, as result of which the area of the land increased and the aquatoria shrank, must have lead to a drop in temperature. To establish the effect of the second factor is much more complicated. The original source of carbon dioxide in the at- mosphere is the volcanic activity. It seems that researchers ag- ree on this point. It seems that after the papers by $. ArRENIUS and other authors at the end of last century the greenhouse ef- fect on the degree of heating of the atmosphere is not denied by anybody. M. I. Bupyko has compiled (1980, Fig. 2-1; 1981, Fig. 3) for the Phanerozoic diagrams of changes of volcanic activity and CO, concentration in the atmosphere. It follows from these diagrams that first of all there has been a certain intensi- fication of volcanic activity during the Cretaceous and its ob- vious slackening down at the end of the period, which lasted with minor variations throughout the Cenozoic; secondly, an increase in CO, concentration in the Late Cretaceous and a marked decrease in this concentration (again with fluctia- tions) during the Cenozoic. In this way these data, generelly speaking, confirm the conclusion derived from the land/sea (ocean) ratio effect. The real pattern has been however much more complicated, because in the system atmosphere — land- sea (ocean), the state of which actually determines the what wecallthe climate, the CO; content is controlled by anum- ber of factors. The most important of them, undoubtedly, is the photosynthetizing activity of the plants. An expansion of angiosperms began at the end of the Early Cretaceous epoch on land and at the same time (or maybe so- mewhat later - in the Cenomanian) a phytoplankton “burst” began in the oceans. Obviously a sharp increase in thenumber and mass of CO, consumers must have meant its high concen- trations. It is true that an opposite opinion is also put forth. M. I. GoLenkın and Yu. V. TESLENKO (see VAKHRAMEEV, 1978: 10) associate the replacement of a predominance of gymnosperms by angiosperms at the end of the Early Creta- ceous with a decrease of the CO, amount in the atmosphere. Directly related to the problem of transgressions and re- gressions is the establishment of the role of phytoplankton and the terrestrial flora in regulating the CO, content. When more CO, had been consumed (and, consequently entered the deposits): during the periods of regression (which means mainly by a terrestrial flora) or during transgressions (and, consequently, predominantly by a marine flora)? For the time being there is no satisfactory answer to this question. D. M. McLean (1978a) assumes that a leading role in combining the atmospheric carbon dioxide belongs to the terrestrial flora. That ıs why in his opinion to the epochs of re- gression corresponds a decrease in the CO; content in the at- mosphere, whereas the epochs of transgressions are characte- rized by higher CO, concentrations, which differs from the accepted views on the leading role of phytoplanton in the con- sumption of CO; from the atmosphere. In this case, if we re- member the greenhouse effect, at an expansion of terrestrial areas a refrigeration should take place whilla warming up oc- curs during transgressions. The papers by D. M. McLean (1978a, b) contain quite an extensive bibliography on this problem. Here we are going to present briefly our variant for the evolution of the CO, con- tent and the effect of this process on the evolution of the cli- mate at the end of the Mesozoic. The supply of the volcanic carbon dioxide in geosynclines duringthe Cretaceous has, apparently, been substantial. Even in the white chalk sequences — amost characteristic formation oftheEPR and, as it would seem, a very distant one from vol- canic manifestations — bands of bentonite are quite usual as well as various forms of “camouflaged volcanic material” (MuravjEv, 1976). An increase in the amount of CO; lead, on one hand, to a rapid development at the end of the Early Cretaceous — the beginning of Late Cretaceous of its consumers — terrestrial and marine plants, and, on the other hand, to a general war- ming up throughout the greater part of the Late Cretaceous, which happened on the background of a progressing trans- gression. The absorption of CO, by plants and a decrease in the supply ofa volcanic carbon dioxide resulted in a cooling of the atmosphere and of the surface waters in sea basins, this, in its turn, increasing the solubility of CO, in the water and, correspondingly, a rise of the CCD level. All this together with a developing regression meant a “deterioration” of the The dispersal of organisms, their taxonomic diversity du- ring the Late Cretaceous in a general scheme corresponds the suggestion by E. VoıGr (1964) that: thermophile organisms have been most abundant in the Cenomanian and Late Maa- strichtian; during these time inervals the taxonomic variety has been, correspondingly, the greatest. Such a conclusion hardly reflects a direct effect ofthe temperature factor. Simply in the Cenomanian and Late Maastrichtian there have been extensive shallow-water portions of the seas subjected to a good heating. The variety of planktonic and benthic organisms is affected differently by transgressions and regressions. It is, probably, possible to agree the concepts of A. G. Fischer and M. A. ARTHUR (1977) that the Late Cretaceous owing to an eustatic rise of the ocean level (which reasulted in an expansion of the aquatoria of epicontinental seas, including the sea of the Plat- form), represented a polytaxic episode in the biota evolution of the pelagic zone. Polytaxic 32 — million — year intervals were separated from each other by shorter oligotaxic episodes. The Late Cretace- ous polytaxic episode began in the Turonian (94 million years ago) and ended at the end of the Maastrichtian (62 million years), which nearly ideally coincides with accumulation ma- ximum of an extremely peculiar formation of epicontinental 113 climate, that began, apparently, during the Early Maastrich- tian and reached its maximum at the beginning of the Danian. The development of the vegetable cover of the Earth de- pending upon the land/sea (ocean) ratio and upon the CO, content - is a self-regulating process, operating according to the biospheric homeostate principle (Barınov, 1972). In a more general form the ratio land/sea (ocean), atmosphere and terrestrial vegetation obey mechanisms of autocorrelation (Funner, 1981). And now about the climatic conditions in EPR during the Late Cretaceous. The sea basıns of EPR belonged to the sou- thern part of a wide warm climatic belt. In the middle of the Late Cretaceous, when the aquatoria have been at their lar- gest, the temperatures of sea water were higher than during the Early Cretaceous. According to micropalaeontological (BETTENSTAEDT, 1962; WICHER, 1953), macropalaeontological (JELErzZKyY, 1951) data, as well as by the dispersal of Coccoli- thophoridae (REınHARDT, 1973) and the data of isotope palae- othermometry (Teıss & Naıpın, 1973) a slight drop in tempe- rature took place in the Early Maastrichtian. This fits the ab- ove quoted scheme of the colder spells at the end of the Creta- ceous period. However, undoubtedly, the process has been much more complicated - the refrigeration has not been uni- form, which is indicated by somewhat higher temperatures (as compared with the Early Maastrichtian) recorded accor- ding to the Late Maastrichtian fauna. It ıs possible that the Late Maastrichtian warming up is associated with the peculia- rities of the Late Maastrichtian palaeogeography mentioned higher up. Relatively sharp transient temperature fluctuations may have occured at the Maastrichtian-Danian boundary (Naıpin, 1976a: 201). seas of the EPR - white chalk, the accumulation of which re- flects a maximum in the abundance of the phytoplankton. In the light of the problem on the establishment of the role of terrestrial and marine plants in the CO, balance of the at- mosphere refered to in section IV of this paper, it is most im- portant to correlate events that took place in the oceans with those that occurred on land. Material available for the land shows that a rearrangement of the vegetable kingdom and a very drastic change in the evolution of insects took place at the end of the Aptian - in the Albian — maybe during the begin- ning of the Cenomanina (ZHERIKHIN, 1978). A determining role in the organic world does not belong to the largest but most numerous organisms that have the greatest biomass (RODENDORF & ZHERIKHIN, 1974: 87). In the ocean such orga- nisms were planktonic forms, while on the land - invertebra- tes, first of all insects. It seems that times of biota rearrange- ments (in the oceans oligotaxic episodes according to FISCHER and ARTHUR) of the and and sea in general have been more lengthy. By such stages of major biogeocenosis changes was limited on the whole the Late Cretaceous (nearly exactly cor- responding the polytaxic episode 94-62 million years of FiscHEr and ARTHUR): the Albian (maybe the end of the Ap- tian) — nearly the entire Cenomanian to its beginning and the end of the Maastrichtian — the beginning of the Danian - after 1, 114 REFERENCES BARINOV, G. V. (1972): Biosfernye ritmy ı problema sokhranenjja kislorodnogo ravnovesija. - Zhurnal obshchej biologii, 33 (6): 771-778. BEZRUKOV, P. L. (1938): Mezozojskie otlozhenija na Ufimskom pla- to. — Izvestijja Akademii Nauk SSSR, serija geol., 5-6: 699-708. BERGSTRÖM, J., CHRISTENSEN, W. K., JOHANSSON, C. & NORLING, E. (1973): An extension of Upper Cretaceous rocks to the Swedish west coast at Särdal. - Bull. geol. Soc. Denmark, 22 (2): 83-154. BETTENSTAEDT, F. (1962): Evolutionsvorgänge bei fossilen Forami- niferen. — Mitt. Geol. Staatsinst. Hamburg, 31: 385460. Bupyko,M. I. (1980): Klimat v proshlom ı budushchem. Gidrome- teoizdat: 350 s. — — (1981): Izmenenija okruzhajushchej sredy ı formirovanıe pos- ledovatel’nykh faun. — Paleont. Zhurnal, 1: 3-11. ERNST, G. (1978): Forschungsfortschritte in der Oberkreide von NW-Deutschland. — Internat. Symposium Deutsche Kreide (Münster), Kurzfassungen der Vorträge: 72-73. — — & SCHMID, F. (1979): Die Oberkreide des Raumes Braun- schweig-Hannover unter besonderer Berücksichtigung des Cenoman und Turon. — Excursionsführer ‚‚Kreide Nieder- sachsen“, Berlin-Braunschweig: 1-75. ERNST, H. (1978): Zu Bathymetrie und Sedimentstrukturen der Schreibkreide von Lägerdorf/Holstein (Coniac-Santon). Eine quantitative Analyse der Foraminiferen-Faunen. — Mitt. Geol.-Paläont. Inst. Univ. Hamburg, 48: 53-78. FISCHER, A. G. & ARTHUR, M. A. (1977): Secular variation in the pe- lagic realm. — Soc. Econom. Paleontol. and Miner. Spec. Publ., 25: 19-50. s FORSTER, R. (1975): The geological history of the sedimentary basin of Southern Mozambique, and some aspects of the origin of the Mozambique channel. — Palaeogeography, Palaeoclımato- logy, Palaeoecology, 17 (4): 267-287. FUNNELL, B. M. (1981): Mechanisms of autocorrelation. - J. geol. Soc. London, 138 (2): 177-181. HANcOocK, J. M. (1976): The petrology of the Chalk. — Proc. Geol. Assoc. London, 86 (4): 499-535. — — & KaurfFMAn, E. G. (1979): The great transgressions of the Late Cretaceous. — Journal Geol. Soc. London, 136 (2): 175-186. JELETZKY, J. A. (1951): Die Stratigraphie und Belemnitenfauna des Obercampan und Maastricht Westfalens, Nordwestdeutsch- lands und Dänemark sowie einige allgemeine Gliederungs- Probleme der jüngeren borealen Oberkreide Eurasiens. — Bei- hefte zum Geol. Jb., 1: 1-142. KENNEDY, W. J. & JUIGNET, P. (1974): Carbonate banks and slump beds in the Upper Cretaceous (Upper Turonian-Santonian) of Haute Normandie, France. — Sedimentology, 21: 142. MATSUMOTO, T. (1977): On the so-called Cretaceous transgressions. — Spec. Pap. Palaeontol. Soc. Japan, 21: 75-84. MCLEAN, D. M. (1978a): Land floras: the major Late Phanerozoic atmospheric Carbon dioxide/Oxygen control. - Science, 200 (4345): 1060-1062. — — (1978b): A terminal Mesozoic “Greenhouse”: lessons from the past. — Science, 201 (4354): 401-406. MOÖRNER, N.-A. (1976): Eustasy and geoid changes. — J. Geol., 84 (2): 123-151. MURAVIJEV, V. I. (1976): Porody - indikatory global’nykh izmenenij ekologicheskikh obstanovok. — Doklady Akademii Nauk SSSR, 229 (4): 943-946. NAmın, D. P. (1973): O sootnoshenii biostratigraficheskikh ı pale- obiogeograficheskikh podrazdelenij nizshego ranga. — Bjull. Moskovsk. ob-va ispytatelej prirody, otd. geol., 48 (6): 50-63. — — (1976): Granitsa mela ı paleogena. — V knige: ‚‚Granitsy geo- logicheskikh sistem“. Nauka: 225-257. — — (1979a): The Cretaceous/Tertiary boundary in the USSR. — In: CHRISTENSEN, W. K. & BIRKELUND, T. (eds.): “Cretace- ous-Tertiary boundary events. II. Proceedings”, Copenha- gen: 188-201. — — (19795): Vergleichende Stratigraphie der Oberen Kreide der Russischen Tafel und West-Europas. - In: Aspekte der Kreide Europas, JUGS Ser. A, 6: 497-510. — — (1981): The Russian Platform and the Crimea. - In: REYMENT, R. A. & BENGTSON, P. (eds.): “Aspects of Mid-Cretaceous regional geology”’, London, Acad. Press: 29-68. — — (1982): Geokhronologija melovogo perioda. — Bjull. Mos- kovsk. ob-va ispytatele) prirody, otd. geol., 57 (1): 57-72. — — & KOPAEVICH, L. F. (1977): O zonal’nom delenii verkhnego mela Evropejskoj paleobiogeograficheskoj oblasti. — Bjull. Moskovsk. ob-va ispytatelej prirody, otd. geol., 52 (5): 92-112. — — SAZONOVA, I. G., POJARKOVA, Z. N., DZHALILOV, M.R., PAPULOV, G.N., BEN’JAMOVSKIJ, V.N. & KOPAEVICH, L.F. (1980a): Melovye transgressii ı regressiı Vostochno-Evro- pejskoj platformy, Kryma ı Srednej Aziı. - Bjull. Moskovsk. ob-va ispytatelej prirody, otd. geol., 55 (5): 2742. — — SAZONOVA, I. G., POJARKOVA, Z. N., DZHALILOV, M.R., PAPULOV, G. N., SENKOVSKIJ, YU. N., BEN’JAMOVSKIJ, V. N. & KOPAEVICH, L. F. (1980 b): Cretaceous transgressions and regressions on the Russian Platform, in Crimea and Cen- tral Asıa. — Cretaceous Research, 1 (4): 375-387. PETTERS, $S. W. (1980): Biostratigraphy of Upper Cretaceus foramini- fera of the Benue Trough, Nigeria. — J. Foram. Research, 10 (3): 191-204. REINHARDT, P. (1973): Über die Ökologie der kretazischen Cocco- lithen. - V sbornike: ‚‚Mikrofossilii drevnejshikh otlozhenij“, Nauka: 47-50. REYMENT, R. A. (1980): Biogeography of the Saharan Cretaceous and Paleocene epicontinental transgressions. — Cretaceous Re- search, 1 (4): 299-327. RODENDORF, B. B. & ZHERIKHIN, V. V. (1974): Paleontologjja i okhrana prirody. — Priroda, 5: 82-91. SAVELJEV, A. A. (1971): O stratigraficheskikh nesoglaisjakh v tolsh- che nizhnemelovykh otlozhenij Mangyshlaka. — Bjull. Mos- kovsk. ob-va ispytatelej prirody, otd. geol., 46 (2): 68-73. SIESSER, W. G. (1978): Leg 40 results in relation to continental shelf and onshore geology. - Init. Rep. Deep Sea Drilling Project, 40: 965-979. SLITER, W. V. (1977): Cretaceous foraminifera from the south-we- stern Atlantic Ocean. - Init. Rep. Deep Sea Drilling Project, 36: 519-545. Teıss, R. V.& Naıpin, D. P. (1973): Paleotermomertrija ı izotopnyj sostav kisloroda organogennykh karbonatov. — Nauka: 255 s. TRÖGER, K.-A. (1982): Remarks concerning inoceramid zonation of Cenomanian to Middle Turonian sequences between West Europe and West Asia. — Cretaceous Research (in press). VaıL, P. R., MITCHUM, R. M. & THOMPSON, S$. (1977): Seismic stra- tigraphy and global changes of sea level, part 4: Global cycles of relative changes of sea level. - In: C. E. PAYTON (ed.): „Seismic stratigraphy - applications to hydrocarbon explora- tion‘: 83-97. VAKHRAMEEV, V. A. (1978): Klimaty severnogo polusharija v melo- vom periode ı dannye paleobotaniki. — Paleont. Zhurnal, 2: 3-17. VOIGT, E. (1964): Zur Temperatur-Kurve der oberen Kreide in Eu- ropa. — Geol. Rundschau, 54: 270-317. — — (1967): Oberkreide-Bryozoen aus den asiatischen Gebieten der USSR. — Mitt. Geol. Staatsinst. Hamburg, 36: 5-95. — — (1981): Critical remarks on the discussion concerning the Cre- taceous — Tertiary boundary. — Newsletter Stratigr., 10 (2): 92-114. WICHER, C. A. (1953): Mikropaläontologische Beobachtungen in der höheren borealen Oberkreide, besonders im Maastricht. — Geol. Jb., 68: 1-25. ZHERIKHIN, V. V. (1978): Razvitie ismena melovykh i kajnozojskikh faunisticheskikh kompleksov (trakhejnye i khelitserovye). — Trudy Paleont. in-ta Akademii Nauk SSSR, 165: 1-198. | Zieeinn | mo | 115-121 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 A preliminary study of the Upper Cretaceous of the Western Tarim Basin (South Xinjiang, China) with special reference to its transgressions YANG HENG-REN, TANG TIAN-FU, LAN XIU, HU LAN-YING, YU CONG-LIU, ZHANG YI-YONG, ZHONG SHI-LAN*) & WEI JING-MING**) With 2 text figures and 1 plate ABSTRACT Western Tarım Basin, $. Xinjiang is one of the most impor- tant regions for study of marine Cretaceous in China. The Upper Cretaceous strata are widespread and well developed with about 500 m thickness. They are composed of two transgression cycles and contain a great variety of fossils, more than ten groups in total. The Late Cretaceous faunal assemblages in this area belong to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan Realm. On the whole, they show the same features as those in the Central Asia of USSR. The seawater from Tethys sea having invaded at least twice eastward the Tajık Basin in Central Asia of USSR entered into the Western Tarım Basin by way east- ward of the Alai mountain valley. KURZFASSUNG Das Tarım Becken in Süd-Xinjiang (NW-China) ist eines der wichtigsten Gebiete zur Untersuchung der marinen Kreide Westchinas. Die Oberkreide ist weitflächig aufge- schlossen und erreicht 500 m Mächtigkeit. Die Abfolge zeigt 2 Transgressions-Zyklen und enthält eine reiche Fauna mit Vertretern aus mehr als 10 Gruppen. Die Oberkreide Fau- nen-Vergesellschaftungen gehören paläobiogeographisch zur Ostmediterranen Subprovinz der Tethys; sie zeigen große Ähnlichkeit zu gleichalten Ablagerungen im zentralasiati- schen Teil der USSR. Das Meer aus der Tethys griff minde- stens zweimal ostwärts über das Tajık Becken (Zentralasien, USSR) hinaus und gelangte nach Osten über die Alai-Ge- birgs-Furche bis in das westliche Tarım Becken. INTRODUCTION Situated in Northwestern China the Western Tarım Basın ıs one of the most important regions for the study of marine Cretaceous strata in China, where the Upper Cretaceous is widespread and dominated by marine sediments. Over the past two decades, various prospecting teams from the petro- geological departments have made contributions to the classi- fication and correlation of the Upper Cretaceous, establish- *) Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sinica, Chi-Ming-Ssu, Nanjıng, China; **) Exploration and Development Research Institute, Xinjiang Pe- troleum Administration, Urumchi, China. ment stratigraphical and paleontological sequences, naming formations and looking into the problem of transgressions. According to previous authors, the Upper Cretaceous con- sists ascendingly of such formations as Kukebai, Wuyitake, Yigeziya and Tuyilouke, characterized mainly by terrigenous clasts, carbonate rocks and evaporites, in association with plenty of bivales, ostracods, foraminifera, gastropods, serpu- loidea, ammonites, echinoids, brachiopods, bryozoans, di- noflagellates, calcareous algae and sporo-pollen, some of which, however, have not yet been studied. The Kukebai Formation yields fossils in great abundance, and the Yigeziya Formation comes next. In the Wuyitake Formation occurs 116 sporo-pollen, while in the Tuyılouke Formation appear only fragmentary remains. As a result of our study, it is suggested that the ages of the above formations are Cenomanıan, Turo- nian, Turonian-Senonian, Senonian-Maastrichtian and Maa- strichtian respectively. This paper was the results from a field investigation during the summer of 1980 in such counties as Uluggat, Yengisar and Yarkant in southern Xinjiang (Fig. 1). Here is a brief account of the Upper Cretaceous biotic aspects as well as its trans- gresions. STRATIGRAPHY — %* Wugio(Uluggat) Kashı (Kaxgar) Shache (Yarkant) Yecheng (Kargılık) Piıshan (Guma) Hotan Fig. 1. Location ofstudy area in Western Tarım Basın, S. Xinjiang. In W Tarim Basin, the Upper Cretaceous is widely distri- buted along the foot of southern Mt. Tianshan and Mt. Kun- lun. The strata, about 500 m thick, are well exposed and di- stinct in sequence. Generally, there is an extensive spread of fossil groups with a remarkable vertical varıation. Based on lithology and fossils, the Upper Cretaceous may be divided into four formations, commonly conformable with each other. The stratigraphical sequence in ascending order is as follows: Kukebai Formation. This formation conformably overlies the continental Lower Cretaceous Kezelesu Group, which may be subdivided into two members. Lower Member: This member, 93,61 m thick, may be sub- divided into four parts: grey whitish fine sandstones at the base, variegated silty mud stones, mud stones intercalated with dolomites and gypsums in the lower part; grey biomicri- tes in the middle and dark grey mud stones intercalated with dolomites in the upper. Atthe very base an imprint of marine bivales Anadara was found for the first time. In the middle and upper part there occur abundant fossils, including fora- minifers Orientalia exilis Bykova, etc., commonly known from the Cenomanian in Central Asia of USSR.; bivalves Rhynchostreon and Planocaprina (Akeche section) etc., known from the Cenomanian-Turonian in Asia, Europe and America, and from the Albian-Cenomanıan in Mexico and other countries respectively; ostracods “Cytherettinella”, etc., known from the Cenomanian-Turonian in Central Asıa, USSR; dinoflagellates Cyclonephelium vanophorum Davey, etc., known mainly from the Cenomanian in Britain and Canada. Besides, the rich sporo-pollen characterized by the Interulobites-Taurocusporites assemblage, which is chief- ly composed of Schizaeoisporites spp., Interulobites spp., and Taurocusporites spp., and is especially predominated by Pteridophyta most probably of Cenomanian age. The age of the above-mentioned fossıls tends to be Cenomanian and, consequently, the Lower Member of the Kukebai Formation is regarded as the Cenomanian. Upper Member: On the basis of the lithofacies and biotic assemblages, this member, attaining a total thickness of 83,87 m, ıs subdivisible into two parts. The lower part con- sists of grey Ostrea-limestones, while the upper part is com- posed of dark grey mud stones intercalated with biomicrites, yielding very abundant fossils, some of which such as ammo- nites, gastropods, etc., are present only in a few beds. The bi- valves in the lower part are represented mainly by Ostrea de- lettrei CoQuanD, forming a coquina bed, known from the Turonian in Central Asia, decreasing upward in numbers and replaced by plenty Trigonia (Korobokovitrigonia), Trigonar- ca, etc., the former being found from Barremian-Turonian in Central Asia, Algeria, Spain and other countries, while the latter from the Upper Cretaceous in India, Africa, Europe and America respectively. The ammonites represented here by Thomasites occurs widely in the beds of Tethyan region generally thought to be early Turonian, with records from Algeria, Egypt, Lebanon, Syria, Spain, southeastern France, Nigeria and Turkestan. The ostracods assemblage containing Schuleridea atraxa MANDELSTAM et ANDREEV, “Cytherettinel- la” mandelstamı ANDREEV, Alatacythere turonica (MANDEL- stam), “Tetisocypris” proceraformis (MANDELSTAM), “Bron- steiniana” sp., etc., known from Turonian in Central Asıa of USSR., also shows similarities to those in Egypt and other coastal Mediterranean countries. Gastropods such as Helican- lax securifera (FORB.) ıs found from the Cenomanian-Turo- nıan in India. Dinoflagellates Odontochitina operculata (WETZEL), is known as the zonal fossil from Campanian in E Canada and Texas of USA. Sporo-pollen characterized by Trisolissporites-Cranwellia assemblage contains mainly Schi- zaeoisporites spp. and Trisolissporites spp., etc., in which the quantity and species of Angiosperm were on the increase, suggesting an age of Turonian. Judging from ammonites and other fossils, it is preferable to assign the Upper Member of Kukebai Formation to the Turonian age. Wuyitake Formation: This formation, 87,11 m thick, may be subdivided into four parts: grey greenish, dark brown argillaceous siltstones and silty mud stones intercalated with thin-and thick-bedded gypsums in the lower part; white [77 . Q © (2 : Transgression Ds|-s BEushrorlongEy; Miagunsazossisilles neescn | a|l2= 5|o Ss |. E en 5 x u) Brown reddish sandstones-conglo- e|= ee merates and sandstones intercala- o|= ——— ted with gypsums s|I2> = =|r ezurıe ms l o _ Brown reddish,, grey limestones c 7 —— —_ Se > = |" = <|-- $ = 9 = Pink limestones intercalated with | Biradiolites bo/djuanensıs, Osculigera je 3 za %\ rudist limestones Paıjenborchella cf. asiatıca , 5 rÜ —t "Bronsteiniana” Sp. o o zZ = =] X) | | Sea c — 40 o &: = Pınk limestone > = \ imes s c N ei — 20 o|w —- o : S BE —_ I ll oO Z zZ Grey.grey greenish limestones, ” Ze dolomites and rudist fime- ——z= stones intercalated with grey = EE greenish mud stones c Variegated siltstones o le — — — ce|o — os ——] Dark purple mud stones intercala- Ze) ==] ted with gypsums o 9y (7) E — [= Se j °o [res = e o|o White thick bedded gypsums - |Xx o BE 2 | EN = > Grey greenish,dark brown argilla-| Schizaeoisporites spp., Senegalosporites =) 2 — — | RE siltstones and silty mud spp., Lygodium cf. obsoletum,, Xinjiang- = = stones intercalated with gypsums pollis spp. e => Ostrea delettrei, Trigonia (korobokovitrigonia), (£, =—— rıgonarca Sg @ I | Dark grey mud stones intercala- nern jankoi a —— Fed +h | + Schuleridea afraxa ‚Alafacyfhere furonıca, = EI ed Zwitn limestones "Cytheretfine/lla” mandelstami 2 == Thomasites koulabıcus , Placenticeras placenta 2 S Helicaulax securifera ‚Bıllifusus steliczkai, olo Swen Gyrodes tenellus RE — Odontochitina operculafa , Pterospermella >) nes: ER 2 Trisol } o E72 chızaeoısporıfes Spp.,/rısolısspor’fes spp. re Ss ST To] Grey ostrea limestones Zlivisporis spp., Gabonisporifes spp., 4 zu DaES Jugella spp., Cranwellia spp. ° zn u =———— = — Dark grey mud stones intercala- e = = —— Rhyncostrean , Planocarprina, Anadara ° 5 ==} ted with dolomites Orientalia 'exilis, Placopsilina,Haplophrag- ae no ee nium luekei Sl E — "“Cytherettinella” sp., Alatacythere sp. SR >I or Cyclonephelium vannophorum, Subtilisphaera E rar 5 Sp. A = Io Grey limestones Schizaeoisporites spp.,Interulobites spp., 2% 5 ————— Taurocusporites spp., Cicafricosisporites Oo 3 Pf Variegated silty mud stones, Spp-, Inieolpites sp. & Er —— mud stones intercalated with —————] dolomites and gypsums Se NM \| MA 7 een FI Fe ee EI EI Fi Sand- Siltstone Sandstone Silty mud Argillaceous Mud stone Reef Bioclastic Dolomite Gypsum Birds eye Pellet stone -Conglo- sfone siltstone limestone lımestone structure merate MA — Marine strata NM —- Nonmarine strata Fig. 2. Schematic Stratigraphy of the Upper Cretaceous in Uluggat and Yengisar distriets, S. Xinjiang. 117 118 thick-bedded gypsums in the middle; dark purple mud stones intercalated with gypsums in the upper and variegated siltsto- nes at the top. So far only sporo-pollen has been found in the lower part, consisting mainly of Schizaeoisporites spp., Sene- galsporites sp. and Lygodium cf. obsoletum, in which the Pteridophyta is predominant, bearing the same assemblage as that of the Upper Member of Kukebai Formation. However, the Angiosperm becomes even more abundant both in quan- tity and in species, its age still belonging to Turonian. Taken into account the sporo-pollen in the lower part as well as the age of the overlying Yigeziya Formation, the Wuyitake For- mation seems to belong to Turonian-Senonian. Yigeziya Formation: According to the lithological characters, this formation, with a total thickness of 162 m, may be subdivided into four parts: grey, grey greenish bio- clast-bearing micrites, calcareous microcrystalline dolostones bearing bioclasts and rudist limestones intercalated with grey greenish mud stones in the lower part; pink bioclast-bearing micrites ın the middle; pink forams-bearing micrites with birds eye structure intercalated with a few reddish limestones in the upper and brown reddish, grey bioclast-bearing micri- tesatthetop. The rudists mainly found in the lower and upper parts, carry Osculigera and Biradiolites boldjuanensis Bob- kova, the former being known to exist from the Senonia-Maa- strichtian ın Iran, while the latter from the Maastrichtian in Central Asia of USSR. Ostracods such as Pajjenborchella cf. asiatica AÄNDREEV in the lower part was originally reported from the Campanian-Maastrichtian in Central Asia, USSR. Based on the bivales and ostracods, this formation may be- long to the Senonian-Maastrichtian age. Tuyilouke Formation: This formation, about 80 m thick, ıs disconformably or unconformably overlain by the Paleocene Aertashi Formation. It consists of brown reddish sandstones-conglomerates and fine to medium-grained sand- stones intercalated with gypsums, with a few fragments of fo- raminifers, bryozoans, echinoids and gastropods. From the ages of the underlying and overlying formations, the Tuyi- louke Formation may be presumably assigned to the Maa- strichtian age. TRANSGRESSIONS AND REGRESSIONS Based on the characteristics of the depositional formation of strata, lithology and fossils (fig. 2), the Upper Cretaceous is divided into two cycles of transgressions-regressions: the first cycle ranging from the Kukebai Formation to the Wuyi- take Formation, and the second from the Yigeziya Formation to the Tuyilouke Formation. In the first cycle the base of Kukebai Formation consists mainly of terrestrial deposits along with some gypsums and a few marine beds, indicating the beginning of transgression, then followed by grey biomicrites — dark grey mud stones — grey Ostrea-limestones — dark grey mudstones, representing the main phase of the transgression. The fossils contained in the formation are dominated by benthonic and some plankto- nic faunas, such as ostrea, bryozoans, serpuloidea and am- monites, a fact which suggests that the depth of seawater os- cillated between the shoal and the basinal gulf of shallow sea. In the Wuyitake Formation there are varıegated sandstones and mud stones intercalated with several gypsum beds, reflec- ting an accumulation mainly in a lagoonal environment as a result of regressions. Results of sporo-pollen analysis show that the first cycle was deposited under tropical and subtropi- cal conditions, while the presence of gypsums at the early and later stages was attributed to an arıd climatie condition. The second cycle differs somewhat from the first cycle in being presented by transgression carbonate rocks of the Yıige- zıya Formation, which consist of grey biomicrites and rudist limestones intercalated with a few mud stones, showing that the transgression had reached its peak. The continuation of transgression and the shallowing of depositional environment is evidenced by pink biomicrites and pellet micrites, wherein the birds eye structures and some rudist limestones sometimes occur, indicating a rather shallow-water environment under upper subtidal to intertidal condition, occasionally restricted to the subtidal range, that is to say the seawater starting to re- treat. The Tuyilouke Formation consists of brown reddish sandstones - conglomerates and bioclast - bearing micrites in- tercalated with gypsums, carrying fragments of foraminifers, etc., indicating the beginning of regressive stage, presumably to be deposited under rather hot and arid tropical environ- ments. From the foregoing, it is clear that after a long period of continental deposition in Jurassic and Early Cretaceous, there were twice moderate transgressions in this region, one ran- ging from Cenomanıan to Turonian, the other from Senonian to Maastrichtian. The seawater from the Tethys having inva- ded eastward the Tajık Basın in Central Asıa of USSR entered into the depression between southern Mt. Tianshan and Mt. Kunlun of China by way eastward of the Alai mountain val- ley, extending eastward again to the east of Uluggat, turning to the southeast and reaching finally to southeastern Guma, forming a long and narrow shallow gulf. In W Tarım Basın, the Late Cretaceous transgressive-re- gressive pattern chart indicates that T7 (Global transgressive [eustatic] peak terms of Hancor and KAurrMmAn, 1979) stands for the regression, whilst T6, T8 and T9 the peak of transgres- sion. These figures are approximately in coincidance with those in Kaurrman (1981) NE and NW China chart, but ra- ther differ from those in the Global and S-Tibet ones in which T7 represents a transgressive peak, while T8 and T9 refer to two minor transgressive peaks. 119 CONCLUSIONS 1. On the whole, the Upper Cretaceous faunal assemblages (see pl. 1) in this region show the same features as those in cen- tral Asıa of USSR. They are mainly endemic in forms, belon- ging to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan Realm, differing, however, from that of the Southern Tibetan Subprovince. 2. During the Late Cretaceous the seawater from the Te- thyan seahaving invaded eastward the Central Asian region of USSR entered seperately into the western Tarım Basin by way of the Alai mountain valley, forming a gulf of shallow sea, which was the easternmost locality of the Tethys in S. Xin- jlang and which was twice undergone transgressions and re- gressions differing somewhat from those of the global events in the late Cretaceous period. ACKNOWLEDGEMENTS The writers wish to express their sincere thanks to Profs. MU EN- zHI and Hou YOU-TANG for their critical reading of manuscript. They much indebted to HE CHENG-QUAN, PAN HUA-ZHANG and HE GUO-XIONG for identifying some fossil groups, as well as XUE YAo- SONG for designation a part of rock names and some information on the depositional environment. Particularly thanks are due to Mr. ZOU ZHI-XUE for correcting the English manuscript. Finally, the wri- ters are grateful to those in the technological department of this insti- tute for taking photographs of the specimens, and drawing maps and charts etc. REFERENIERS ALIEv, M. M. (Otvetstvennie redaktor), (1970): Jurskie, melovie i paleogenovie otlozeniya zapada sredney Azıi. - Iz-vo „‚Nau- ka“, Moskva, (in Russian). ANDREEV, Y. N. & MANDELSTAM, M. I., (1968): Ostracodes of the family Cyprididae from Cretaceous deposits of Tadjik depres- sion. — Proceed. Sci. Tadj. SSR., 2: 69-82, pl. 1. — — (1971): Biogeographical associations of Cretaceous Östracods in USSR. - In OERTLI, H. J. (ed.): Colloquium on the Paleo- ecology of Ostracodes, 1970. — Bull. Centre de Rech., Pau- SNPA,: 615-631, figs. 5. Bykova, N. K., (1971): Materialy k ızucheniyu fauny foraminifer Senomana Bykharskoy Oblastı.- VNIGRI, Mikrofauna Nef- tyanykh Mestorozhdeniy Kavkaza, Emby i Srednei Azii, pp. 222-238, pl. 1. (in Russian). BASSOULLET, J. P. et DAMOTTE, R. (1969): Quelques ostracodes nouveaux du Cenomano-Turonien de l’atlas Saharien Occi- dental (Algerie). - Rev. de Micropal., 12, (3): 130-134, pl. 2. BERTEL, A., (1977): Cretaceous Ostracods — South Atlantic. — In: SWAIN, F. M. (ed.): Stratigraphic Micropaleontology of At- lantic Basin and Borderlands, p. 271-304, Elsevier, Amster- dam. BoLD, W. A. v.d. (1963): Ostracoden aus der Oberkreide von Abu Rawash, Ägypten. — Palaeontographica Abt. A, 23, Liefg. 4-6, p. 111-136, Taf. 13-15. GEKKER, R. F., OsIpovA, A. I. & BELSKAYA, G. N., (1962): Fer- ganskiy zaliv paleogenovogo mopya Srednei Azii. Ego isto- riya, osadki, fauna, flora, usloviya ich obitaniya i razvitiya. — Kn. 1, 2. Iz-vo Akademiya Nauk SSSR, (in Russian). HANCOCcK, J. M. & KAUFFMAN, E. G., (1979): The great Transgres- sion of Late Cretaceous. — Jl. Geol. Soc. Lond., 136: 175-186, figs. 5, tables. 4. HUANG BAO-REN, (1975): Late Cretaceous and early Tertiary Ostra- cods from Mount Jolmolungma region in Xizang (Tibet). A Report of Scientific Expedition in the Mount Jolmolungma region (1966-1968), Paleobiology, Fasc. I, 1975. Science Press. (in Chinese). KAUFFMAN, E. G., (1973): Cretaceous Bivalvia. In: HALLAM, A. (ed.): Atlas of Paleobiogeography, p. 353-383, Elsevier, Am- sterdam. — — (1981): Plate Tectonics and Global Sealevel Changes: A Com- parison of the Global Cretaceous Record with that of Tibet. In: Liu DoNG-SHENG (ed.): Geological and Ecological Studies of Qinghai-Xizang Plateau, 1, Proc. Symp. on Qinghai-Xi- zang (Tibet) Plateau (Beijing, China). — p. 413-426, Science Press, Beijing, and Gordon and Breach (Science Publishers Inc.) New York. LunNnov, N. P. & Druscıc, V. V. (Otvetstvenniy redaktor), (1958): Osnovi paleontologii. - Molluski-Golovonogie, 2, Moskva, (in Russian). MU AN-TZE, WEN SHIH-HSUAN et al., (1973): Stratigraphy of the Mount Jolmo Lungma Region in Southern Tibet, China. — Scientia Sinica, 16 (1): 96-111. NEAL, J. W., (1977): Cretaceous Ostracoda of the North Atlantic. — In: Swaın, F. M. (ed.): Stratigraphic Micropaleontology of Atlantic Basin and Borderlands. p. 245-270, Elsevier, Am- sterdam. POYARKOVA, Z. N., (1976): Pozdnemelovie dvuchstvorchatie mol- luski severo-vostochnoi chasti Srednei Azıi. — Iz-vo ‚,‚lli“ Frunze, (in Russian). STOLICZKA, F., (1868): Cretaceous fauna of Southern India, vol. 2, The Gastropoda. - Mem. Geol. Surv. India, Paleont. India, ser. 5, 2: 1497. STOVER, L. E. & EvITT, W. R., (1978): Analyses of Pre-Pleistocene organicwalled Dinoflagellates. — pp. 1-300, Stanford Univ. Publ. Geol. Scı., 15. WEN SHI-XUAN, ZHANG BING-GAO etal., (1981): Sedimentary Deve- lopment and Formation of Stratigraphic Region in Xizang. In: Liu DoNG-SHENG (ed): Geological and Ecological Studies of Qinghai-Xizang (Tibet) Plateau (Beijing, China). — p- 119-130, Science Press, Beijing and Gordon and Breach, Science Publishers, Inc. New York. YU JING-XIAN, (1981): Late Cretaceous sporo-pollen assemblages of Shache district, Xinjiang. — Acta Geologica Sinica, 55, (2): 93-104, pls. 1-2, (in Chinese). Plate 1 The biotic assemblages of the Upper Cretaceous of the Wetsern Tarim basin, Xinjtang. The Lower Member of Kukebai Formation: 1- 2. Anadara sp. 3. Placopsilina cenomana D’ORBIGNY 4. Orientalia exılıs BYKOVA 5. Cyclonephelium vanophorum DAVEY 6- 7. Tauroscusporites spp. 8-10. Interulobites spp. 11-12. Cicatricosisporites spp. 13-14. Schizaeoisporites spp. 15. Tricolpites sp. 16. Classopollis sp. The Upper Member of Kukebai Formation: 1- 3. Placenticeras placenta DEKAY 4- 6. Thomasites koulabicus (KLER) 7. Trigonia (Korobokovitrigonia) ferganensis ARHK. 8. Ostrea delettrei COQUAND 9. Trigonarca passyana (D’ORBIGNY) 10. Gyrodes tenellus STOLICZKA 11. Helicaulax securifera (FORB.) 12. Billifusus stoliczkaı (COLLIGNON) 13. Uvigerinammına sp. 14. „‚Tetisocypris“ proceraformis (MANDELSTAM) 15. Schuleridea atraxa MANDELSTAM et ANDREEV 16. „‚Bronsteiniana‘ sp. 17. Alatacythere turonica (MANDELSTAM) 18. Brachycythere sp. 19. „‚Cytherettinella“ mandelstami ANDREEV 20-22. Odontochitina operculata (WETZEL) 23-26. Schizaeoisporites spp. 27. Trisolissporites spp. 28. Zlivisporis sp. 29. Gabonisporites spp. 30-31. Cycadopites spp- 32. Jugella sp. 33. Cranwellia sp. The Wuyitake Formation: 1. Lygodium cf. obsoletum E. Iv. 2- 3. Schizaeoisporites spp. 5- 6. Xinjiangpollis sp. 7. Pentapollenites sp. The Yıgeziya Formation: 1- 2. Osculigera sp. 3- 4. Biradiolites boldjuanensis BOBKOVA 5. „Cytherettinella“ sp. Brachycythere sp. Xestoleberis sp. Paijenborchella cf. asıatica ANDREEV „‚Bronsteiniana“ sp. vsons UOTFEWIOJ Teqaeyny AND SIE UOTFEWIOAJ EÄTZOBT TOpaeENı9d OyNoTTAnL 63 . i = O4PITAÄNM ueT2yota7seey | Zireliann | eo | 123-141 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mergeln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) Von REINHARD FÖRSTER, ROLF MEYER & HANS RISCH*) Mit 2 Abbildungen und 3 Tafeln KURZFASSUNG Aus den Eibrunner Mergeln (Obercenoman/Unterturon) wird erstmals eine umfangreiche Ammonitenfauna beschrie- ben; sie umfaßt 10 Arten, die 8 Gattungen zugeordnet wer- den. Die Fauna läßt sich mit ganz ähnlichen Faunen des An- glo-Pariser Beckens vergleichen, charakteristisch für die obercenomane Metoicoceras geslinianum Zone der plenus- Mergel. Die Cenoman-Turon-Grenze liegt nach planktoni- schen Foraminiferen am Benberg unmittelbar über einer mar- kanten Kalkmergellage (ca. 2,3 m über der Basis), die noch vereinzelt Metoicoceras geslinianum (D’Ors.) führt. In den Eibrunner Mergeln konnten die höhere cushmani-, ar- chaeocretacea- und helvetica-Zone nachgewiesen werden. ABSTRACT An ammonite fauna from the Eibrunner Mergel (Upper Cenomanian and Lower Turonian) is described; it comprises 10 species, referred to 8 genera. They can be correlated with similar faunas from the Anglo-Paris Basin, equivalent to the Late Cenomanian Metoicoceras geslinianum Zone of the Ple- nus Marls. The correlation by planktonic foraminifers shows that in the sequence of the Benberg the Cenomanian-Turo- nıan boundary lies just above a significant marly limestone band with the last occurrence of Metoicoceras geslinianum (D’ORrs.). The marls can be equated with the upper cushmanı, the archaeocretacea and helvetica Zones. EINLEITUNG In den 40 Jahren seit der ersten zusammenfassenden Bear- beitung der Makrofauna der Regensburger Kreide durch Dacaue (1939) sind über die Eibrunner Mergel nur wenige ergänzende Daten (ÖscHmAnn 1958: 78; BAUBERGER et al. 1969: 112; Weiss 1982: 68) veröffentlicht worden. Die allge- mein ungünstigen Aufschlußverhältnisse, das Verschwinden vieler alter Fundstellen durch Verfüllung und Bebauung, die Seltenheit von Makrofossilien und ihre meist mäßige Erhal- tung bewirkten ein nur geringes Interesse bei Sammlern und Institutionen, so daß nur wenig neue Informationen und Ma- terial zusammen kamen. Dagegen nahm die Kenntnis der Mi- krofaunen mit der zunehmenden Bohrtätigkeit ständig zu. *) R. FORSTER, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie, Richard-Wagner-Straße 10, D-8000 Mün- chen 2;R. MEYER, H. RıscH, Bayerisches Geologisches Landes- amt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22. Dacaque£ hatte ausschließlich auf altes Sammlungsmaterial zu- rückgreifen müssen, welches, wie er selbst bedauernd schrieb, ‚‚vielfach unzureichend etikettiert‘‘ war; so ergaben sich zwangsläufig beträchtliche Abweichungen in der strati- graphischen Einstufung alter Fundstellen mittels Makro- und Mikrofaunen. Funde von Ammoniten sind in der Regensburger Kreide insgesamt sehr selten. Die ersten Ammoniten aus den Ei- brunner Mergeln (Acanthoceras rhotomagense [Bronc.], Calycoceras naviculare |MAnrT.]) erwähnte bereits GUMBEL (1868: 753). Dacqu£ (1939) beschrieb sechs weitere Arten (Mantelliceras mantelli |Sow.], Puzosia gesliniana [D’Ore.], Turrilites costatus Lam., Scaphites aequalis Sow., Scaphites rochatianus D’Ors. und Baculites subbaculoides GEiNITZ); davon überstanden nur drei Exemplare die Kriegseinwirkun- gen in München und Regensburg; C. cf. naviculare aus dem Grünsandstein von Kapfelberg (Taf. 4, Fig. 2, s. S. 131), 124 ) REGENSBURG / / Fa Wien a O München —— Abb. 1: Lageskizze des Aufschlusses im Autobahn-Einschnitt am Benberg (BAB A 93, Regensburg — Weiden), ca. 6,5 km nördlich Regensburg (Blatt Regensburg Nr. 6938; R 4507 200, H 5438 000). S. rochatianus (Taf. 16, Fig. 34 = Worthoceras vermiculum, s.$. 130) und B. subbaculoides (Taf. 6, Fig. 6, s. S. 131) aus den Eibrunner Mergeln vom Winzerberg. Bei den beiden anderen abgebildeten Stücken vom Winzerberg dürfte es sich um Fehlbestimmungen gehandelt haben. Dacauz’s A. rhotoma- gense (Taf. 6, Fig. 5) entspricht weitgehend E. septemseria- tum (Cracın) (s. S. 132) und M. mantelli (Taf. 2, Fig. 13, 14) P. dentonense (MOREMAN) (s. $. 132). Ungeklärt bleibt die ta- xonomische Stellung der beiden restlichen Ammoniten, da sie weder abgebildet noch ausreichend beschrieben wurden und auch ihr Fundort unbekannt ist. Beim Neubau der Autobahn Regensburg-Weiden entstan- den zahlreiche neue, wenn auch meist nur kurzfristige Auf- schlüsse. Westlich des Regen bei Zeitlarn, ca. 6,5 km nördlich Regensburg war in bis zu 30 m tiefen Einschnitten in den Benberg, Otterberg und Altenberg die gesamte obercenoma- ne/unterturone Schichtenfolge vom Grünsandstein bis in die Reinhausener Schichten aufgeschlossen. Nach einer ersten Einstufung mittels planktonischer Foraminiferen wurde der südlichste Einschnitt am Benberg als Standardprofil ausge- wählt und beim 2. Kreide-Symposium in München (1982) vorgestellt (s. Exkursionsführer: A 34). Während der Exkur- sion wurden im tieferen Teil der Eibrunner Mergel einige Ammoniten gefunden. Eine anschließende Grabung lieferte eine individuenreiche, jedoch artenarme Fauna. Sie stammt ausschließlich aus einer einzigen, ca. 40 cm mächtigen Lage aus der obersten cushmani-Zone. Die weiter nördlich gelege- nen Einschnitte erbrachten eine fast identische Gliederung der Eibrunner Mergel, wobei das Faunenbild lokal vor allem ım höheren Teil sehr verarmt, vermutlich durch Verwitte- rungseinflüsse. SIERIMTIGRADBFITE Der Autobahneinschnitt am Benberg erschließt im Liegen- den ca. 15 m hellgraue Massenkalke des Malm Epsilon (Oberkimmeridge). Sie sind teilweise stärker verkarstet und von Höhlen durchzogen. Mehrere Meter tiefe Karsttaschen sind mit hellweißen bis tiefroten groben Sanden und Kaolın- tonen der Schutzfelsschichten gefüllt, zum Teil mit deut- Reinhausener Schichten e= (©) cc >) m cc wu ns z =) Eibrunner Mergel lichen Sackungserscheinungen. Die fluviatil-terrestrischen Füllungen schließen lokal mit einer ca. 15 cm mächtigen Lage kohlig-schwarzer Pflanzentone ab, teils mit einem fossilen Wurzelboden. Sie enthalten zwar zahlreiche kohlige Pflan- zenreste, jedoch keine Pollen. Diskordant über Malm und Schutzfelsschichten folgt mit einer fast ebenen Transgres- feinkörnige, kieselige Kalksandsteine dunkle Mergel ) P. helvetica W. archaeocretacea Kalkmergelbank OBERCENOMAN Regensburger Grünsandstein Abb. 2: _Py®& 0@®&__|_ 3m. geslinianum dunkle Mergel R.cushmani \ _s@ _" ® G dickbankiger Grünsandstein Karsttaschen mit Schutzfelsschichten in Schwammkalken des Malm Lithologisches Profil im Autobahn-Einschnitt am Benberg mit der Abfolge von Schutzfels- schichten in Karsttaschen (bis 10 m) in den liegenden Schwammkalken des Malm Epsilon, Regensburger Grünsandstein (8,75 m), Eibrunner Mergel (ca. 7,5-8,5 m) und Reinhausener Schichten (>15 m). 126 sionsfläche der Regensburger Grünsandstein (Oberce- noman) mit einer Mächtigkeit von etwa 8,75 m. Es handelt sich hier um die dickbankige (1-3 m) Ausbildung eines fein- bis mittelkörnigen Glaukonitkalksandsteins mit zahlreichen Freß/Grabbauten und einer reichen Muschelfauna (insbeson- dere Exogyra columba LAM., Merklinia aspera [LAM.)). Die typische Fazies des oberen, plattigen Grünsandsteins ist nur durch eine Abnahme der Bankmächtigkeit im oberen Drittel angedeutet. Mit scharfer Grenze folgen über dem Grünsandstein 7,50-8,50 m mächtige Eibrunner Mergel; genaue Mäch- tigkeitsangaben waren nicht möglich, da zu den hangenden kieselig-kalkigen Reinhausener Schichten ein kontinuierli- cher Übergang besteht. Die dunkelgrauen, verwittert mehr grünlichbraunen, Pyrit-reichen, feinsandigen, glimmerhalti- gen, gelegentlich undeutlich feingeschichteten Mergel enthal- ten vor allem an der Basis noch etwas gröberen Glaukonit- sand. Der Kalkgehalt des frischen Mergels liegt (nach Saı Ger) etwa zwischen 6 und 34%. Der Feinsandgehalt schwankt nach Eliminierung des unsicheren Karbonatanteils gewöhn- lich um 20% (+10%). Ab 7,20 m steigt er stetig an von zu- nächst 30% bis auf über 50% (bei 8 m) und zeigt so den all- mählichen unscharfen Übergang in die Reinhausener Schich- ten an. Die Hauptbestandteile der Eibrunner Mergel sind die Tonminerale Montmorillonit (85% des Ton-Anteils in der Fossillage) und Illıt (15%). Die insgesamt eintönige, uniforme, an Makrofossilien ex- trem arme Folge wird 1,7 m über der Basis durch eine 20-40 cm mächtige, stark bioturbate Lage unterbrochen. Sie ist gegenüber den liegenden und hangenden Mergeln von ei- nem dichten Netzwerk von Chondhrites-Freßbauten durch- setzt und lieferte eine für die Eibrunner Mergel einmalig rei- che Fauna. Die Ammoniten sprechen eindeutig für ein höhe- res Obercenoman-Alter (Metoicoceras geslinianum Zone). Ab 2,10 m folgt - bei einem nach oben rasch ansteigenden Karbonatgehalt — eine 15-20 cm mächtige, teils bankartige, teils knollig absondernde Kalkmergel-Lage; sie führt gele- gentlich noch Einzelklappen größerer Bivalven, M. geslinia- num, Sciponoceras und Actinocamax sp. Darüber setzen er- neut die dunklen, uniformen Mergel ein, die ab 8 m kontinu- ierlich in die hellen Reinhausener Schichten übergehen. Nach dem mikropaläontologischen Befund mittels planktonischer Foraminiferen reicht die obercenomane cushmani-Zone bis mindestens 2,3 m, d. h. bis über die Kalkmergelbank. Ab 2,6 m tritt erstmals Whiteinella archaeocretacea (PEssaGNo) auf (Grenzbereich Cenoman/Turon = Zone ä grandes Glo- bigerines Sıcar) und reicht bis mindestens 3,6 m. Ab 4 m setzt Praeglobotruncana helvetica (BoLLi) ein und ist bis 6,9 m nachweisbar, d. h. ab hier gehören die Mergel ins Un- terturon. In den höheren Partien des Profils kommt es zu ei- ner zunehmenden Verarmung an kalkschaligem Plankton, während der Anteil an Sandschalern zunimmt. Dieser schein- bare faunistische Wechsel ist zumindest lokal auf die starke Entkalkung bei späteren Verwitterungsvorgängen zurückzu- führen, wobei gleichzeitig eine deutliche Aufhellung der dunklen Mergel durch die Oxydation des hohen, feinverteil- ten Pyritgehalts erfolgte. Das dürfte auch der Grund dafür sein, daß hier am Benberg Marginotruncana schneegansi (Sı- GAL) und damit die schneegansi-Zone für den oberen Teil der Eibrunner Mergel nicht nachgewiesen werden konnte wie am Mühlberg bei Bad Abbach ca. 15 km weiter südlich (Weiss 1981: 281). Ab 7,5 m schalten sich zunehmend dünne kieselige, fein- körnige Kalksandsteinlagen ein, bzw. in verwittertem Zu- stand helle, leichte Kieselskelettsandsteine, bis schließlich ab 8,5 m die kieselig-kalkige Fazies der Reinhausener Schichten vorherrscht. Diese werden nach 10-15 m durch tertiäre Rotlehme und Sande gekappt und überdeckt. Die Reinhausener Schichten enthalten nur eine arme Makro- und Mikrofauna (Bivalven, u. a. /noceramus labiatus SCHLOTH., Seeigelreste, Sandschaler). Sie sind reich an Schwamm-Spicu- lae. Schon im tiefsten Teil (erstmals bei 8,4 m) treten zwi- schen den bis zu 1 m mächtigen, von Hornsteinen durchsetz- ten hellen Kalksandsteinbänken einzelne dünne (bis 0,25 m) mürbe Glaukonitsandmergel-Lagen auf mit einer armen Sandschalerfauna und mit Fischzähnchen. Der mikropaläontologische Befund lieferte folgende Glie- derung: 9,70 m (A 80/82) Rugoglobigerinidae Arenobulimina sp. Psammosphaerea sp. 6,90 m (A 78/82) Praeglobotruncana helvetica (BOLLI) Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN) Hedbergella sp. Gavelinella sp. Frondicularıa sp. Marginulına sp. Dentalina sp. Psammosphaera sp. Ostracoda: Cytherelloidea sp. Alter: helvetica-Zone 5,40 m (A 77/82) Praeglobotruncana aumalensıs (SIGAL) Lingulogavelinella globosa (BROTZEN) Gavelinella div. sp. Arenobulimina div. sp. Psammosphaera sp. Fischzähnchen 4,00 m (A 76/82) Praeglobotruncana helvetica (vergl. RıscH, 1983: Taf. 1, Fig. 7-9) Praeglobotruncana praehelvetica Praeglobotruncana stephanı (GANDOLFI) Dicarinella hagnı (SCHEIBNEROVA) Hedbergella sp. Gavelinella div. sp. Lenticulina sp. Marginulina sp. Neoflabellina sp. Psammosphaera sp. Ostracoda: Bairdoppilata acntıcanda praecedens POKORNY Cytherelloideidae u. a. Alter: tiefste helvetica-Zone 3,60 m (A 75/82) Praeglobotruncana gibba KLAUS Praeglobotruncana stephani Whiteinella archaeocretacea Whiteinella paradubia (SIGAL) Hedbergella sp. Eggerellina mariae TEN DAM Gavelinella div. sp. Lenticulina div. sp. Marginulina sp. Frondicularıa sp. 3,30 m (A 74/82) 3,10 m (A 73/82) 2,80 m (A 49/81) 2,60 m (A 72/82) 2,30 m (A 71/82) Ostracoda: Isocythereis grossonvrensis DONZE Cytherelloideidae Alter: archaeocretacea-Zone Whiteinella archaeocretacea (vergl. RıscH, 1983: Taf. 1, Fig. 4-6) Whiteinella brittonensis Whiteinella baltıca DOUGLAS & RANKIN Praeglobotruncana praehelvetica Hedbergella sp. Eggerellina mariae Gavelinella div. sp. Neoflabellina sp. Frondicularia sp. Ammodiscus sp. Ostracoda: Bairdoppilata acnticanda praecedens Cytherelloideidea Isocythereis grossouvrensis Bryozoen Seeigelstacheln Fischzähnchen Alter: archaeocretacea-Zone Praeglobotruncana stephanı Praeglobotruncana gibba Hedbergella sp. Eggerellina mariae Gavelinella div. sp. Lenticulina div. sp. Frondicularıa sp. Dentalina sp. Neoflabellina sp. Textulariidae Rzehakina sp. Ostracoda: Rehacythereis aff. kodymi POKORNY Isocythereis grossonvrensis Cytherelloideidea u. a. Alter: archaeocretacea-Zone Whiteinella brittonensis Whiteinella archaeocretacea Whiteinella paradubia Kalkschalerbenthos Sandschaler Ostracoda: Bairdoppilata acuticanda praecedens Alter: archaeocretacea-Zone Praeglobotruncana stephani Whiteinella archaeocretacea Hedbergella sp. Eggerellina mariae Ramulına sp. Lenticulina div. sp. Gavelinella div. sp. Rzehakina sp. Ostracoda: Cythereis aff. fournetensis DAMOTTE Isocythereis grossonvrensis Bairdoppilata acuticauda praecedens Cytherelloideidae Fischzähnchen Alter: archaeocretacea-Zone unmittelbar über den Kalkmergeln Rotalıpora cushmani (MORROW) Hedbergella sp. Lenticulina sp. Eggerellina mariae Gavelinella div. sp. Guttulina sp. 2,10 m (A 70/82) 1,80 m (A 47/81) 0,80 m (A 45/81) 0,20-0,30 m (A 44/81) (A 69/82) Ostracoda: Bairdoppilata acuticanda praecedens Bairdoppilata litorea POKORNY Pterygocythereis sp. Cytherelloideidae Alter: oberste cushmani-Zone Mergel über der Chondrites-Lage Rotalipora cushmani (vergl. RıscH, 1983: Taf. ‚Fig. 13) Praeglobotruncana gibba Hedbergella gr. delrioensis (CARSEY) Gavelinella sp. Nodosarıa sp. Stensiöina sp. Margınulına sp. Lenticulina sp. Rzehakina sp. Gaudryina sp. Ramulına sp. Östracoda: Isocythereis grossouvrensis Bairdoppilata acuticanda praecedens Bairdoppilata litorea Inoceramenprismen Alter: cushmani-Zone Chondrites-Lage Praeglobotruncana stephani Whiteinella brittonensis Kalkschalerbenthos Sandschaler Ostracoda: Bairdoppilata acuticauda praecedens Isocythereis grossonvrensis Cythereis cf. reticulata JONES & HINDE Idiocythere sp. A. DONZE Seeigelstacheln Bryozoen Fischzähnchen Inoceramenprismen Alter: cushmani-Zone Rotalipora cushmani Dicarinella algeriana (CARON) Praeglobotruncana gibba Praeglobotruncana stephani Whiteinella brittonensis Kalkschalerbenthos Sandschaler Ostracoda: Bairdoppilata acuticauda praecedens Alter: cushmani-Zone über Regensburger Grünsandstein Rotalıpora cushmani Rotalıipora deeckei (FRANKE) Kalkschalerbenthos Sandschaler Alter: cushmani-Zone Basis der Eibrunner Mergel unmittelbar über dem Grünsandstein Hedbergella sp. Gavelinella sp. Dorothia sp. Arenobulimina sp. (stengeliger Glaukonit) Nach dem mikropaläontologischen Befund ergibt sich fol- gende Gliederung der Eibrunner Mergel: Die tiefsten 2,3 m gehören noch zum Obercenoman (cushmani-Zone); darüber folgen ca. 1,7 m Mergel der archaeocretacea-Zone und ab 4 m über der Basis rons. beginnt die helvetica-Zone des Untertu- m oo PALÄOGEOGRAPHIE Die Regensburger Kreide verdient als nördlicher Randbe- reich der Tethys bei jeder Nord-Süd-Korrelation innerhalb Mitteleuropas besondere Beachtung. Die immer wieder ange- führten engen Faunenbeziehungen zur Sächsisch-Böhmi- schen Kreide sind auf die sehr ähnlichen faziellen (und damit ökologischen) Verhältnisse in geologisch vergleichbaren Räumen am Rande des Böhmischen Massivs zurückzuführen und nicht aur eine direkte Meeresverbindung über die Mit- teldeutsche Schwelle; bei allen Faunen handelt es sich um rein benthonische Gemeinschaften — Bivalven, Gastropoden und Echinodermen — mit einem hohen Anteil an Endobenthon- ten. Eine unmittelbare Verbindung über die Mitteldeutsche Schwelle bestand nach allen bisher gewonnenen paläogeogra- phischen Befunden in der Regensburger Kreide weder zur Zeit der Eibrunner Mergel noch später. Ein Faunenaustausch war jedoch immer über den kurzen Umweg um das Böhmi- sche Massıv und die östlich davon gelegene Meeresverbin- dung gegeben. Der Aufschluß am Benberg liegt noch im Zentrum des Gol- fes von Regensburg. Während jedoch beim Grünsandstein eine deutliche Abnahme der Gesamtmächtigkeit gegenüber dem Bad Abbacher Raum zu beobachten ist (von 16 m [OscHhmann 1958: 70] auf 8,75 m), nımmt der Eibrunner Mergel an Mächtigkeit zu (von 6,2 m auf über 8 m). Die Ce- noman/Turon-Grenze fällt in beiden Gebieten in den unteren Teil der Eibrunner Mergel (um 2 m [Weiss 1981] bzw. 2,3 m über dem Grünsandstein). Erst weiter nördlich im Randbe- reich bei Amberg reduziert sich die Mächtigkeit stärker (1-3 m, Meyer, 1981), wobei der obercenomane Anteil (cushmani-Zone) bisher noch nicht nachgewiesen werden konnte. Das nördlichste Vorkommen an der Postleite west- lich Sulzbach liegt schon sehr nahe der damaligen Küstenlinie. Die Reinhausener Schichten erreichen am Benberg mit mehr als 15 m annähernd die Werte von Bad Abbach (15-25 m). VORKOMMEN DER MAKROFOSSILIEN UND IHRE ERHALTUNG Fossilfunde sind in den Eibrunner Mergeln relativ selten; das gilt auch für die Benberger Abfolge. Lediglich eine schmale Schicht lieferte eine individuenreiche, jedoch relativ artenarme Fauna. 1,70 m über dem Grünsandstein kündigt sich ein Wechsel der ökologischen Bedingungen von den uni- formen nahezu (makro)fossilleeren Mergeln im Liegenden zu der fossilreichen Lage durch das plötzliche, massenhafte Auftreten von Chondrites an. Nach 20-30 cm nimmt die Dichte des Freßbauten-Netzwerkes rasch ab; es verschwindet schließlich ganz noch vor dem Einsetzen der hangenden Kalkmergel. In den Kalkmergeln fehlt Chondrites; sehr sel- ten treten dagegen Bauten vom Spongeliomorpha-Thalassı- noides-Typ auf, die im oberen Grünsandstein bzw. in den Reinhausener Schichten (hier mit dem Erzeuger Callianassa antıqua ROEMER) sehr häufig vorkommen. Mit der Bioturba- tion setzt auch die Fossilführung ein. Die größte Fossildichte lag etwa im mittleren Bereich der Chondrites-Lage; sie nimmt gegen die Kalkmergelbank ebenfalls rasch ab. Aufgrund von Einregelung und den allgemeinen Einbettungsbedingungen muß auf eine ausreichende Wasserbewegung geschlossen werden, die zum Antransport der parautochthonen/al- lochthonen Fauna - es handelt sich um eine Taphozönose — genügte. Aufarbeitungsspuren fehlen selbst bei den dünn- schaligen Pectiniden; nur bei den Ammoniten kommen Scha- lenfragmente häufiger vor. Die Fauna ist meist nesterartig an- gereichert. Die dominierenden Exogyren, Ostreidae und Pec- tiniden sind in den Genisten nicht selten in dichter Packung ineinander verschachtelt und verschuppt, häufig zusammen mit kleinen Gastropoden und mit Worthoceras. Es liegen meist Einzelschalen vor. Bei den Ostreidae überwiegen die stark gewölbten linken Klappen (links:rechts = 3:1). Die Fauna setzt sich größtenteils aus kleinen Individuen (<40 mm) und Bruchstücken (bei den Ammoniten) zusam- men. Adulte Exemplare großwüchsiger Arten sind seltene Ausnahmen und meist nur als Bruchstücke sowohl beim Ben- thos als auch beim bodenbezogenen Nekton: je ein Exemplar von Bathrotomarıia cf. linearıs (ManT.) mit 110 mm Durch- messer, Gervillia sp. mit 76 mm, bzw. mehrere Reste von Metoicoceras mit 120 mm, Actinocamax plenus (Braınv.) mit 80 mm. Bei Exogyra überwiegen Schalen jugendlicher Individuen unter 15 mm; lediglich die hangenden Kalkmergel enthalten vereinzelt größere Stücke bis zu 40 mm. Die Fauna ist insgesamt stark verdrückt. Gastropoden und Ammoniten liegen nur als verdrückte Steinkerne vor. Häufig sind die Innenwindungen der Ammoniten leicht pyritisiert. Die Lobenlinien sind nur selten erhalten und dann defor- miert. Die aufgesammelte Fauna (1389 Stücke) setzt sich zusam- men aus: Bivalven 916 (66%) Ammoniten 327 (24%) Gastropoden 117. (8%) Vermes 16 Einzelkorallen 6 Belemniten 4 Krebse 3 Dazu kommen noch Cidaris-Stacheln, zahlreiche Schup- pen, Wirbel und sonstige Reste von Fischen, selten Holz- und Blattreste. Durch die + selektive Aufsammlung sind die Ammoniten im vorliegenden Material gegenüber den Mu- scheln, insbesondere den Exogyren (642 Stücke = 46%) und den Pectiniden (149 = 11%) zu stark vertreten. Die Fauna enthält u. a. folgende Arten: Gervillia cf. forbesiana D’ORB., Inoceramus (1.) ex gr. pictus (Sow.), I. pictus bohemicus Le- ONHARD, Syncyclonema orbicularıs (Sow.), S. membranacea (Nırsson), Camptonectes cf. virgatus (Nıiwss.), Neithea (Neithella) notabilis (Munsr.), Neithea (N.) quinguecostata (Sow.), N. gibbosa (PuLteney), Rhynchostreon columbum (Lam.), Amphidonte conica (Sow.), Pycnodonte vesicularis (Lam.), Rastellum (Arctostrea) carınatum (Lam.), Bathroto- maria cf. linearis (Mant.) Turritella sexlineata ROEMER, „,Volutilithes“elongatus D’Ors., Aporrhais (Lispodesthes) sp., Natica cf. cretacea Goıpdr., Hamulus septemsulcatus (Corra), Cidaris sp., Actinocamax plenus (Bramv.); es feh- len Brachiopoden. In den hangenden 15-20 cm Kalkmergeln nimmt die Fos- silführung rasch ab. Die obersten Partien enthalten nur noch eine spärliche Fauna; meist sind es Einzelklappen größerer Muscheln, vereinzelt auch noch Metoicoceras geslinianum. Actinocamax plenus kommt ausschließlich in den obersten 15 cm der Kalkmergelbank vor. In dieser Beschränkung auf einen geringmächtigen Horizont besteht eine auffallende Ähnlichkeit mit Niedersachsen, wo A. plenus ebenfalls nur in der sog. plenus-Bank im basalen Rotpläner auftritt (vergl. ERNST et al., 1983: 536); eine charakteristische Chondrites- 129 Lage an der Basis dieser plenus-Bank (op. cit.: 545, 550) ver- stärkt diesen Eindruck. Auch bei den Ammoniten läßt sich eine gewisse Verteilung innerhalb des Profils erkennen. Calycoceras naviculare tritt bereits an der Basis der Chondrites-Lage auf und reicht mit einzelnen Fragmenten größerer Individuen bis in den tieferen Teil der Kalkmergelbank. Die kleinwüchsigen Formen Wor- thoceras, Hemiptychoceras, Vascoceras und kleine Exemplare von Euomphaloceras, Sciponoceras und Psendocalycoceras sind ausschließlich auf den mittleren Bereich der Chondhri- tes-Lage (mit der größten Fossildichte) beschränkt; nicht sel- ten (besonders bei Worthoceras) kommen gleich mehrere Ex- emplare zusammen mit kleinen Gastropoden und Bivalven vor. Die höheren Partien der Chondrites-Lage und die dar- über liegenden Mergel lieferten in nach oben abnehmender Zahl einzelne, meist größere Fragmente von Calycoceras, Pseudocalycoceras und Metoicoceras. In den obersten Kalk- mergeln ist nur noch Metoicoceras vertreten. SYSTEIMATISCHIERSTEITE BESCHREIBUNG DER AMMONITEN Familie Ptychoceratidae Merk, 1876 Gattung Worthoceras Apkıns, 1928 Worthoceras vermiculum (SHUMARD, 1860) Taf. 1, Fig. 1-9 1860 Scaphites vermiculus, SHUMARD: 594 1939 Scaphites rochatianus D’ORB., DACQUE: 89, Taf.’16, Fig. 34 1942 Worthoceras gibbosum, MOREMAN: 215, Taf. 34, Fig. 7, 8, Abb. 2q 1972 Worthoceras gibbosum, COBBAN & SCOTT: 43, Taf. 17, Fig. 2 1972 Worthoceras vermiculum, COBBAN & SCOTT: 43 1980 Worthoceras verniculum, MARCINOWSKI: 248, Taf. 2, Fig. 5, 6 Synonymie in MARCINOWSKI (1980: 248) Material:9 stark verdrückte, annähernd vollständige Ex- emplare, ca. 50 Anfangsspiralen, selten als pyritisierte Stein- kerne (BSP 1982 XIX 53-65). Abmessungen: D WH d Wh U S D/dx S/dx 1982 XIX 53 158 50 104 40 (0,25) 40 (0,25) 75 1,9 0,9 1982 XIX 54 119 34 80 29 (0,36) 35 (0,44) 51 1,8 0,8 1982 XIX 55 130 31 82 27 (0,33) 38 (0,46) 65 2,0 1,0 1982 XIX 56 =135 27 80 27 (0,34) 37 (0,46) 68 2,0 1,0 1982 XIX 57 128 32 607 20 (0,33), 27.(0,45) 74 254 1,4 1982 XIX 58 121 30 75 26 (0,35) 30 (0,40) 61 2,0 1,0 1982 XIX 59 140, eo 25 (031), 34.0049), , 80 023 3 1982 XIX 60 117 DE GT 24. (0,36), 30.0,A5) 65 oa 1982 XIX 61 106 22 60 21 (035) — — 53 2,0 1,0 D Gesamtlänge; WH maximale Windungshöhe; d Durch- messer Anfangsspirale; Wh Windungshöhe Anfangsspirale; S Länge Schaft/Haken; dx Durchmesser Anfangsspirale, ge- messen in Richtung Haken. Beschreibung und Beziehungen: In der Fauna vom Benberg stellen Reste dieser kleinwüchsigen Gattung einen relativ hohen (22%) Anteil. Meistens liegt nur die evolute An- fangsspirale vor, überwiegend flach verdrückt oder selten auch als pyritisierter Steinkern. Die wenigen vollständigen Stücke stimmen teils mit gleichgroßen Exemplaren von W. vermiculum überein, teils mit W. gibbosum. Der evolu- ten Anfangsspirale mit ca. 5 Umgängen folgt ein Schaft von unterschiedlicher Länge. Es lassen sich zwei Morphotypen unterscheiden: 1. Stücke mit einem relativ schlanken, langgestreckten Schaft (D: dx 2.3-2.4) und einer nur geringen Zunahme der Win- dungshöhe am Ende der Anfangsspirale und im Bereich des Schaftes. Sie entsprechen den Maßverhältnissen bei W. vermiculum. 2. Stücke mit einem relativ kurzen massiven Schaft (D: dx 1.9-2.0), wobei die Windungshöhe bereits auf dem letzten halben Umgang der Anfangsspirale stark zunimmt und beim Haken maximale Werte erreicht; sie entsprechen W. gibbosum. Bei beiden zeigt sich gelegentlich auf der Anfangsspirale (seltener auf dem Schaft) eine flache, weitständige Berippung und eine feine Streifung. Der Mundsaum erscheint bei dem 130 schlanken vermiculum-Typ gelappt (mit Ohr), während er bei dem gedrungeneren gibbosum einfach schräg abgestutzt ıst. Das Nebeneinander dieser beiden sehr ähnlichen Formen, die annähernd gleiche Häufigkeit und der Besitz von Ohren bei der kleinwüchsigeren Morphospezies deutet auf ein Di- morphenpaar hin mit W. vermiculum als Mikrokonch und W. gibbosum als Makrokonch. Von dem typischen W. rochatianum (D’ORß.) aus dem hö- heren Turon Frankreichs (Marcmowskı 1980: 248 auch aus dem mittleren Cenoman von Mangyshlak, UdSSR) unter- scheidet sich das vorliegende Material durch eine evolutere Anfangsspirale, ein längeres Aufrollungsstadium (über 5 Umgänge), und einen relativ kurzen Schaft. Die von Wıen- MANN (1965: 439) als Unterscheidungsmerkmal gegenüber äl- teren Vertretern betonte dorsale Einbuchtung auch auf dem Schaft ist beim vorliegenden Material ebenfalls entwickelt. Dacau£ (1939: 89) beschrieb aus den Eibrunner Mergeln des ca. 5 km südlich gelegenen Winzerberges einen Rest als Scaphites rochatianus (D’Ors.); das in Erhaltung, Habitus und Abmessungen gleichartige Stück (BSP AS XVII 10) liegt interessanterweise in einem identischen bioturbaten dunklen Mergel vor. Vorkommen:W. gıbbosum und W. vermiculum kom- men in Colorado (CosBan & Scott 1972: 22, Schicht 9-11) zusammen mit E. septemseriatum (Cracın), C. naviculare (Manr.) und P. dentonense (MOREMAN) in der $. gracıle- Zone des Obercenoman vor. Marcınowskı (1980: 249) gibt ein Vorkommen im mittleren Cenoman von Mangyshlak und im oberen Cenoman von Kopet-Dag in der UdSSR an. Die von Kennepy (1971:5, Taf. 63, Fig. 3) aus dem unteren und mittleren Cenoman Südenglands angeführten Stücke entspre- chen mit einem langgestreckten Schaft mehr W. rochatia- num. Familie Hamitidae Hyatt, 1900 Gattung Hemiptychoceras SPATH, 1925 Hemiptychoceras cf. reesidei Cossan & Scott, 1972 Taf. 3, Fig. 9-10 Material: 3 Fragmente (Knie und Teile des Schafts [BSP 1982 XIX 49-50]) Abmessungen: Rippenzahl IE Wh Phragmokon Schaft 1982 XIX 49 9,8 5,1 10 8 1982 XIX 50 19 4,8 12 8 1982 XIX 37 5 5,0 10 = Beschreibung und Beziehungen: Die drei vorlie- genden Fragmente stimmen in Größe, Form und Skulptur mit H. reesidei Cossan & Scott (1972: 45, Taf. 17, Fig. 7, 8) überein: dicht gedrängt stehende Rippen auf dem Phragmo- kon und dem Knie und ein Wechsel zu einer weniger dichten Berippung auf dem terminalen Schaft. Der Rippen-Index ist gegenüber Cossan’s Material etwas größer: 10-12 Rippen pro zugehöriger Windungshöhen-Distanz auf dem Phrag- mokon, 8 auf dem Schaft (gegenüber 10 bzw. 5,5). Die Rip- pen erscheinen auf den Regensburger Steinkernen etwas zu- gespitzt und gegenüber dem Intervall etwas schmaler, ver- mutlich bedingt durch die Erhaltung. Die Sutur ist nicht er- halten. Wie bereits Cossan & ScoTT für ihre beiden Stücke betonten, unterscheidet sich auch das vorliegende Material von den wenigen bislang bekannten älteren Vertretern (H. gaultinum Pıcıer u. a., vergl. SchoLz 1979: 20, Marcı- nowskı 1980: 251) nicht nur durch die sehr viel geringeren Ausmaße, sondern vor allem durch das Fehlen jeglicher pe- riodischer Einschnürungen. In der dichten Berippung mit scharfen, leicht schräg verlaufenden Rippen (Index 13) und fehlenden Einschürungen weist Plesiohamites multicostatus (Brown) (vergl. Kennepy 1971: 7) eine gewisse Ähnlichkeit auf (abgesehen von der Größe). Das in den Abmessungen ähnlich kleine Metaptychoceras smithi (Woops: 1896: 74, Taf. 2, Fig. 1, 2) aus dem Oberturon Englands hat eine gleichmäßigere Berippung ohne den auffälligen Wechsel zu einem gröberen Modus auf dem terminalen Schaft. Vorkommen:MH. reesidei CoBBan & Scott ist bisher nur durch zwei Fragmente aus der gracıile-Zone von Colorado bekannt. ? Hemiptychoceras sp. Taf. 3, Fig. 11 Material: 2 verdrückte Schaftfragmente aus den basalen Partien der Kalkmergel (BSP 1982 XIX 51-52). Abmessungen: L Wh Rippenzahl 1982 XIX 51 10 5 5-6 1982 XIX 52 40 11 7-8 Bemerkungen: Die geringe Zahl an morphologischen Merkmalen und deren große Variabilität erschweren eine Ab- grenzung und Zuordnung aller nur bruchstückhaft überlie- ferten Reste von Hamitiden. Das gilt auch für die beiden vor- liegenden Fragmente. Die prorsiradiaten, relativ schräg über die Flanken verlaufenden Rippen queren das Gehäuse extern wie intern ohne jede Unterbrechung. In beiden Merkmalen weichen sie deutlich von der üblichen Entwicklung innerhalb der Gattung Hamites ab, u. a. auch von den aus dem Ober- cenoman und Unterturon von Colorado unter Stonohamites cf. S. simplex (D’Ors.) (CoBBAn & ScoTT 1972: 44) beschrie- benen Resten. Mit dem schrägen Rippenverlauf im gesamten Bereich des Schaftes lassen sie sich jedoch auch schlecht bei Hemiptychoceras einordnen. Erst weiteres, vollständiger er- haltenes Material wird die taxonomische Stellung klären kön- nen. Familie Baculitidae Merk, 1876 Gattung Sciponoceras Hyatt, 1894 Sciponoceras sp. Material: Zwei Bruchstücke jugendlicher Individuen (BSP 1982 XIX 66-67). Abmessungen: L 13, Wh 5; L 12, Wh 4,8 mm Bemerkungen: Die Skulptur ist bei den beiden Frag- menten jugendlicher Individuen noch zu schwach entwickelt, um sie einer Art zuordnen zu können. Dagegen könnte es sich bei dem von Dacque£ (1939: 90, Taf. 6, Fig. 6; BSP AS XVII 9) als Baculites subbaculoides GEinırz abgebildeten Bruch- stück vom Winzerberg durchaus um einen Rest von S. gracıle (SHumarp) handeln. Entgegen Dacaur’s Abbildung ziehen auf dem Stück (L 28, Wh 10) 5 flache Rippen (Rippenin- dex 3) schräg über die Flanken, wobei sie auf der Dorsalseite nur noch schwach angedeutet sind. Familie Acanthoceratidae DE GroSsoUVRE, 1894 Unterfamilie Mantelliceratinae HyArr, 1903 Gattung Calycoceras Hyatt, 1900 Calycoceras (Calycoceras) navicnlare (MANTELL, 1822) Taf. 2, Fig. 8-12 1822 Ammonites navicularıs, MANTELL: 198, Taf. 22, Fig. 5 1980 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, MARCINOWSKI: 301, Taf. 14, Fig. 1-2 1981 Calycoceras naviculare, KENNEDY, JUIGNET & HANCOCK: 40, Taf. 46, Taf. 7, Fig. 1-3, Taf. 15, Fig. 4-6, Taf. 17, Fig. 4, Abb. 8, 9, 10C, 11 A-C 1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, KENNEDY & JUIGNET: 29, Abb. 6b-c 1981 Calycoceras (Calycoceras) navicnlare, WRIGHT & KENNEDY: 34, Taf. 4, Taf. 5, Fig. 1-3, Abb. 13, 14c-e Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 34) Material: 7 annähernd vollständige, jedoch stark ver- drückte Exemplare, über 50 Fragmente (BSP 1982 XIX 23-35) Abmessungen: D Wh U 1982 XIX 23 110 1982 XIX 24 105 Rippen 50(0,45) 31 (0,28) 29 45 (0,43) 28 (0,27) 31 1982 XIX 25 70: .% 31(0,44), 18. (0,26))" 39 1982 XIX 26 64 29(0,45) 18 (0,28) >30 1982 XIX 27 45 20(0,44) 12,5(0,28) 28 1982 XIX 28 36 17(0,44) 10,5(0,29) 29 1982 XIX 29 310 9140,45) 08,5.(0,27)° 0.29 1982 XIX 30 270.813/0,46)| 7.1(0,26)°.© 29 AS XVII 34 016.047), 7. 0.21)00 24 Bemerkungen: C. naviculare ist in den letzten Jahren wiederholt beschrieben worden (Kennepy 1971, KENNEDY et al. 1981, Cooper 1978, WRIGHT et al. 1981). Die meisten Au- toren wiesen auf die große Variabilität dieser weltweit ver- breiteten Art hin. Beim vorliegenden Material fällt auf, daß es selbst auf den Innenwindungen kaum zu einer Bildung von Knoten kommt (abgesehen vom Umbilikalknoten); ab Durchmessern von 25 mm verschwinden sie vollständig. Die Zahl der Rippen pro Umgang schwankt zwischen 28 und 32, erreicht jedoch auch Werte bis zu 39 Rippen (BSP 1982 XIX 25). Dacau£ (1939, Taf. 4, Fig. 2) bildete unter A. naviculare einen Rest aus dem Grünsandstein von Kapfelberg ab; es ist der bislang älteste bekannte Ammonit aus der Regensburger Kreide (Taf. 2, Fig. 5). Das kleine Exemplar fällt mit einer extrem geringen Rippenzahl (24 pro Umgang), vor allem je- doch wegen des außergewöhnlich engen Nabels und der sich 131 weit umfassenden Umgänge (Wh:D 0,47; U:D 0,21, vergl. Tabelle) aus dem üblichen Rahmen. Die Erhaltung dieses für das Alter des Grünsandstein wichtigen Stückes ist leider zu schlecht, so daß hier offen gelassen werden muß, ob es sich tatsächlich um einen Vertreter der Gattung Calycoceras han- delt. In allen angeführten Merkmalen und in der Andeutung schwacher Umbilikal- und Ventrolateralknoten zeigt das Stück große Ähnlichkeit mit dem obercenomanen Protacan- thoceras involutum THoMmEL, 1972. Vorkommen: WRIGHT & KEnNnEpy (1981: 36) geben für Calycoceras naviculare eine nahezu weltweite Verbreitung im Obercenoman an (Metoicoceras geslinianum Zone, S. gracile Zone). Gattung Psendocalycoceras THOMEL, 1969 Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN, 1942) Taf. 2, Fig. 14 1939 Acanthoceras (Mantelliceras) mantelli, DACQUE: 87, Taf. 2, Fig. 13-14 1942 Eucalycoceras dentonense, MOREMAN: 205, Taf. 33, Fig. 4, 5, Abb. 2k 1972 Pseudocalycoceras dentonense, COBBAN & SCOTT: 63, Taf. 13, Fig. 11-29, Taf. 15, Fig. 1-7, 10-13 1981 Pseudocalycoceras dentonense, WRIGHT & KENNEDY: 37, Taf. 5, Fig. 4, Taf. 6, Fig. 3, 6, 7, Abb. 15 A, B, E-H, 19$, T Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 37) Material: 4 stark verdrückte Exemplare, 16 Fragmente (BSP 1982 XIX 14-20). Abmessungen: D Wb Wh U 1982 Rx 1a 5 0 75 20,9) 18, (031) 1982 XIX 15 41 — 20 ( 0,49) 12,3( 0,30) 1982 XIX 16 36 = 14,5( 0,40) 11,5( 0,32) 1982 XIX 17 35 — 14,5( 0,41) 10 ( 0,29) 1982 XIX 18 25 = 10,5 ( 0,42) 6 ( 0,24) 1982XIX.19, 19, 00 = 8 (04) 4 ( 021) Beschreibung und Beziehungen: Mit den kräftig entwickelten clavaten inneren Ventrolateralknoten bei fast al- len Exemplaren entspricht das vorliegende Material am besten den bei Cossan & Scort (Taf. 15, Fig. 1-7) abgebildeten Stücken; insgesamt ist eine etwas dichtere Berippung (18-21 Rippen pro halben Umgang zu beobachten, und entgegen CosBan & Scott (S. 64) ist der innere Ventrolateralknoten stets kräftig und immer clavat ausgebildet. Die leicht ge- schwungenen, recti- bis prorsiradiaten Rippen fallen nach vorn gegen die Mündung steiler ab als nach hinten. Sie spalten teils am Umbilikalknoten, teils sind kürzere auf der inneren Flanke entspringende Nebenrippen eingeschaltet. Allen Rip- pen gemeinsam ist ein kräftiger, relativ tief auf der Flanke ge- legener innerer Ventrolateralknoten, ein annähernd gleich starker äußerer Ventrolateralknoten und ein etwas schwäche- rer Externknoten. Alle Knoten sind extrem clavat. Die Sutur ist nur an wenigen Stücken und auch dann nur unvollständig sichtbar. In der dichten Berippung und der clavaten Ausbil- dung des inneren Ventrolateralknotens bestehen engere Be- ziehungen zur Typusart P. harpax (StoLiczka, 1864, Taf. 39, Fig. 1); bei der indischen Art scheinen lediglich die 132 Ventrolateralknoten insgesamt weiter nach außen verscho- ben. Hier anzuschließen sein dürfte Dacau£’s M. mantelli (1939: 87, Taf. 2, Fig. 13, 14); mit einer Rippendichte von 20 Rippen/halber Umgang und der clavaten Ausbildung beider Ventrolateralknoten entspricht das Stück weitgehend dem Benberger Material. Verbreitung: P. dentonense ist nach WRIGHT & Ken- neDY bislang nur aus der Metoicoceras geslinianum Zone Süd- englands, Nordfrankreichs, den westlichen USA und Japans bekannt. Psendocalycoceras cf. harpax (StoLiczkA, 1864) Taf. 2, Fig. 6-7 Zwei Bruchstücke (D 41,5, Wh 17 [0,41], U 12,5 [0,30]; Wh 29) aus dem Horizont mit P. dentonense zeigen mit einer extrem hohen Rippenzahl (27 pro halbem Umgang) eine grö- ßere Ähnlichkeit mit dem von Srtorıczka (1864, Taf. 38, Fig. 2) abgebildeten Exemplar vom P. harpax (STOLICZKA). Der innere Ventrolateralknoten ist jedoch weitgehend redu- ziert; äußerer Ventrolateralknoten und Externknoten sind etwa gleich kräftig entwickelt und clavat. Eine ähnlich dich- te, extern jedoch stärker vorwärts geschwungene Berippung haben einige von WRIGHT & Kennepy (1981, Taf. 9, Fig. 8, 9 und 11 = Original Moreman 1927, Taf. 14, Fig. 2, Gaut- hiericeras aff. bravaisi) unter Neocardioceras juddii juddii (BarroIs & GuerneE) abgebildete Stücke. Gattung Enomphaloceras SratH, 1923 Enomphaloceras septemseriatum (Cracın, 1893) Taf. 3, Fig. 6-8 1893 Scaphites septem-seriatus CRAGIN: 240 1939 Acanthoceras (Metacanthoplites) rhotomagense, DACQUE: 85, Taf. 6, Fig. 5 1978 Euomphaloceras (Kanabiceras) septem-seriatum, COOPER: 106, Fig. 4N-O, 10A-E, 12E-H, 18G-H, 19G-L, 26 A-B, 28 1981 Enomphaloceras septemseriatum, KENNEDY, JUIGNET & Hancock: 56, Taf. 9, Fig. 3-5, Abb. 11 D-E 1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY & JUIGNET: 38, Abb. 9b-d 1981 Euomphaloceras septemseriatum, WRIGHT & KENNEDY: 55, Taf. 12, Fig. 1-8, Taf. 13, Fig. 1-6, Taf. 14, Fig. 5-9 Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 55) Material: 3 stark verdrückte, schlecht erhaltene Stücke und 4 Windungsfragmente (BSP 1982 XIX 9-13). Abmessungen: (in mm) D wb Wh U 1982 XIX 12 = = 18 _ 1982 XIX 9 33 = 13 (0,39) 11 (0,33) 1982 XIX 10 30 = 13 (0,43) 11 (0,37) 1982 XIX 11 : 20.5. ı — 7,5 (0,37) 7 (0,34) Beschreibung und Beziehungen: Die drei kleinen, schlecht erhaltenen Stücke zeigen alle Kennzeichen dieser weltweit verbreiteten Art: evolutes Gehäuse, Umgänge brei- ter als hoch; unregelmäßige Skulptur. Rippen mit schwachen, radial gestreckten Umbilikalknoten, kräftigen, dominieren- den inneren Ventrolateralknoten, einem schwachen, schräg nach vorwärts gerichteten äußeren Ventrolateralknoten und einem ebenfalls nur schwachen Extern(siphonal)knoten. Zwischen den relativ weitständigen Hauptrippen meist feine Rippen ohne Umbilikal- und Ventrolateralknoten. Von den im gleichen Niveau am Benberg viel häufiger vor- kommenden Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN) mit einer gleichen Anzahl von Knoten (7 je Hauptrippe) lassen sich selbst schlecht erhaltene Reste von E. septemseriatum durch ihre viel unregelmäßigere und weitständigere Berip- pung einfach unterscheiden. Das kleine von Dacaut als ‚„‚ Acanthoceras rhotomagense“ abgebildete Stück vom Winzerberg (1939: Taf. 6, Fig. 5) ent- spricht nach der kurzen Beschreibung und nach der Abbil- dung Dacoue’s weitgehend dem vorliegenden Material und dürfte hier anzuschließen sein. Nicht zu E. septemseriatum, sondern zu Kamerunoceras ist ein von Renz (1982: 97, Taf. 21, Fig. 8) abgebildetes Win- dungsbruchstück aus dem höheren Turon Venezuelas zu stel- len. Verbreitung: E. septemseriatum hat in der oberceno- manen Metoicoceras geslinianum Zone eine nahezu weltweite Verbreitung und ist in Mittel- und Nordwesteuropa, den USA (Montana, Utah, Colorado, Kansas, Texas, Calıfornıa), Mexiko, Japan, Nigeria und Angola nachgewiesen. Subfamilie Mammitinae Hyatt, 1900 Gattung Metoicoceras HyArT, 1903 Metoicoceras geslinianum (D’Orsıcny, 1850) Taf. 3, Fig. 12-16 1850 Ammonites Geslinianus, D’ORBIGNY: 146 1939 Pulchellia gesliniana, DACQUE: 88, Taf. 6, Fig. 3, 4 1979 Metoicoceras geslinianum, \WIEDMANN & SCHNEIDER: 672, Taf. 10, Fig. 6 1981 Metoicoceras geslinianum, KENNEDY & JUIGNET: 39, Abb. 7d-e, Sa-c, 9a, e, 10a 1981 Metoicoceras geslinianum, WRIGHT & KENNEDY: 62, Taf. 17, Fig. 2, Taf. 18, Fig. 1, 2, Taf. 19, Fig. 1, 2, Taf. 20, Fig. 1-3, Taf. 21, Fig. 1-2, Abb. 19C-E, 20, 21 A-D Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 62) Material: 12 annähernd vollständige, jedoch stark ver- drückte Exemplare; ca. 60 Fragmente (BSP 1982 XIX 3648) Abmessungen: D Wh U 1982 XIX 36 —140 1982 XIX 37 102 1982 XIX 38 100 1982 XIX 39 75 1982 XIX 40 48 1982 XIX 41 43 Rippen 49 (0,49) 13 (0,13) 28 48 (0,48) 12 (0,12) 32 40 (0,53) 7 (0,00) >23 26 (0,54) 6,5 (0,14) 26 24(0,55) 6 (0,14) 27 1982 XIX42 40 21053) 5 (0,13) 27 1982XIX43 35 180,51) 6 (0,17) 24 1982 XIX44 32 17(0,53) 4 (0,13) -27 1982XIX45 22 13(0,59) 3 (0,14) -27 Bemerkungen: In dem vorliegenden Material überwie- gen (>75%) Reste von kleineren Individuen. Die insgesamt relativ hohen Werte für die Windungshöhe (> 0.50) bzw. die scheinbar geringen Nabelweiten (<0.14) sind durch die starke Verdrückung dieser hochmündigen Art zu erklären. Dadurch ist auch die Unterscheidung eines Dimorphismus, wie ihn WRIGHT & Kennepy (forma a und ß) beschreiben, nicht möglich. Die relativ lange anhaltende Entwicklung der ventrolateralen Clavi (bis zu Durchmessern über 100 mm) würde für eine Dominanz der ß-Dimorphen sprechen. In der Ammonitenfauna vom Benberg stellt M. geslinia- num mit ca. 30% nicht nur den größten Anteil, sondern hat auch die größte Reichweite im Profil: einzelne Vertreter sind noch im obersten Bereich der Kalkmergel-Bank zu finden. Vorkommen: M. geslinianum kommt relativ häufig in den obercenomanen plenus-Mergeln (M. geslinianum Zone) Südenglands und Nordfrankreichs vor, weiterhin in der Säch- sisch-Böhmischen Kreide, in Spanien, Texas und dem mittle- ren Westen (western interior) der USA, in Nigeria und Ango- la, und nach CHanceror (1982: 83) auch in N-Mexiko, Ko- lumbien, Iran und Turkestan. Familie Vascoceratidae SpatH, 1925 Gattung Vascoceras CHOFFAT, 1898 Vascoceras diartianum (D’Orsıcny, 1850) Taf. 3, Fig. 1-5 1850 Ammonites diartianus, D’ORBIGNY: 146 1977 Vascoceras diartianum, KENNEDY & JUIGNET: 584, Taf. 1, Fig. 1a-2h, Taf. 2, Fig. 1a-c, Abb. 2 1981 Vascoceras diartianum, WRIGHT & KENNEDY: 86, Taf. 17, Fig. 1, Abb. 29 A-F Material: 24 mehr oder minder unvollständige, stark verdrückte Reste (BSP 1982 XIX 1-8) 133 Abmessungen: (in mm) D Wb Wh U 1982 XIX 1 Bu 14 (0,41) 7 (0,21) 1982 XIX 2 a = 1037) 7.4093) 1982 XIX 3 10° 0,38). 96.510,22 1982 XIX 4 ZB NE 11,5 (0,43) 7 (0,26) 1982 XIX 5 22 02 9 (04) 6 (0,27) 1982 XIX 6 (A 6,5(0,41) 3,5 (0,22 Beschreibung und Beziehungen: Dieser frühe, über lange Zeit nahezu vergessene kleinwüchsige Vascoceratide ist von Kennepy (1977, 1981) eingehend beschrieben worden. Das vorliegende, stark verdrückte Material entspricht den französischen Stücken. Mäßig evolut; Umgänge gedrungen, breiter als hoch. 9-10 kräftige, radial gestreckte konische Umbilikalknoten, an denen 2-3 nach außen rasch abflachende Rippen entspringen; unregelmäßig eingeschaltet schwächere, meist nur angedeutete Sekundärrippen. Rippen queren Ex- ternseite in einem seichten Bogen. Schwache, seichte Ein- schnürungen (bis zu ? 5 pro Umgang). Sutur aus einfachen, wenig zerschlitzten Elementen. Wie bereits Kennedy (1981: 87) ausführte, zeigt V. silva- nense CHOFFAT aus dem oberen Cenoman Portugals nach Form und Skulptur die größten Ähnlichkeiten. Enge Bezie- hungen bestehen auch zu V. venezolanum, forma d (Renz, 1982: 82). Mit mehr als 20 Resten handelt es sich bei dem Re- gensburger Material um das bislang umfangreichste, und mit Durchmessern bis 34 mm (bzw. Wh bis 15 mm) auch um die größten Vertreter von V. diartianum. Verbreitung: V. diartianum ist bislang aus dem An- glo-Pariser Becken aus den plenus-Mergeln (Metoicoceras geslinianum Zone) von St. Calais, Sarthe und der Isle of Wight beschrieben worden. Im Profil am Benberg ist die Art auf den mittleren Teil der Chondrites-Lage (zusammen mit C. naviculare und Worthoceras vermiculum beschränkt. SERATIGRABENISCHE ERGEBNISSE Die zum Teil gegensätzlichen Meinungen über das Alter der Eibrunner Mergel - Obercenoman, Obercenoman/Un- terturon oder Unterturon — wurden von ÖscHManN (1958: 81 ff.) eingehend diskutiert. Seine Einstufung ins oberste Ce- noman/unterste Turon wurde durch Weiss (1981, 1982) und RıscH (in dieser Arbeit) mittels planktonischer Foraminiferen bestätigt. Danach gehören die basalen 2,3 m noch zur obercenoma- nen cushmani-Zone. Dafür spricht auch die Makrofauna mit Inoceramus pictus bohemicus LEONHARD, Actinocamax ple- nus Bramv. und den Ammoniten. Ähnliche Ammonitenfau- nen mit Calycoceras naviculare, Pseudocalycoceras dentonen- se, Euomphaloceras septemseriatum, Metoicoceras geslinia- num und Vascoceras diartianum sind aus der M. geslinia- num/S. gracile-Zone des obersten Cenoman des Anglo-Pari- ser Beckens (u. a. WrıcHT & Kennepy 1981, KEnNneDY & JuıGnET 1981, Am£oro etal. 1981, Rosaszynskietal. 1982) be- schrieben worden bzw. zusätzlich mit Worthoceras vermicu- lum und Hemiptychoceras reesidei aus dem mittleren Westen der USA. Rotalipora cushmani reicht über das letzte Vor- kommen von M. geslinianum in der Kalkmergelbank bis mindestens 2,3 m. Die darüber folgenden 1,7 m Mergel ent- halten eine Foraminiferen-Fauna der archaeocretacea-Zone, undab4 m über der Basis beginnt die helvetica-Zone des Un- terturons. Beim Vergleich mit der Sächsisch-Böhmischen Kreide (und den in Oberösterreich erbohrten Vorkommen [Wessery et al. 1981]) fällt eine gewisse Übereinstimmung in der faziellen Entwicklung des Obercenoman auf: über glaukonitreichen Sandsteinen folgen Mergel und Kalkmergel, die schließlich in Mergelkalke übergehen. Diese zur plenus-Zone gerechneten Mergel und Kalkmergel - Dölzschener Schichten in Sach- sen (PRESCHER 1981: 370) bzw. die höheren Korycany- Schichten in Böhmen (CecH et al. 1980:284, Kıeım etal. 1982: 40) - lieferten zwar vergleichbare Muschel-Faunen und Acti- nocamax plenus, Ammoniten und Mikrofaunen blieben je- doch bislang auf einzelne Vorkommen beschränkt (M. gesli- nıanum ın Sachsen, C. cf. naviculare in Böhmen). Eine Se- dimentationsunterbrechung, wie sie KıEın et al. (1982: 43) teilweise für Böhmen annehmen, ist für den zentralen Bereich 134 des Regensburger Golfes nicht nachweisbar; über der Kalk- mergelbank setzt sich die Mergelfazies der basalen 2 m unver- ändert fort. Eine direkte Meeresverbindung zwischen Regensburger und Sächsisch-Böhmischer Kreide über die Mitteldeutsche Schwelle bestand zur Zeit der Eibrunner Mergel nicht und dürfte auch später nicht bestanden haben. Die viel zitierten engen Faunenbeziehungen sind durch die sehr ähnliche fa- zielle Entwicklung und damit den sehr ähnlichen ökologi- schen Verhältnissen zu erklären. Ein direkter Faunenaus- tausch war jedoch über eine östlich des Böhmischen Massivs gelegene Meeresverbindung möglich. Eine interessante Parallelentwicklung besteht mit dem öst- lichen Niedersachsen. Auch dort ist das Vorkommen von Ac- tinocamax plenus (Braınv.) auf einen nur geringmächtigen Horizont, die sog. plenus-Bank beschränkt (vgl. S. 129), an deren Basis - ähnlich wie am Benberg - eine regional bedeut- same Chondrites-Lage auftritt. Im Regensburger Raum ist die Chondrites-Lage mit einer identischen Fauna noch ca. 5 km südlich am Winzerberg ausgebildet; am Mühlberg bei Bad Abbach konnte sie nicht nachgewiesen werden. Von der ca. 100 km südöstlich in der Braunauer Senke gelegenen Boh- rung Birnbach 1 wurde jedoch eine Chondrites-Lage in etwa gleicher stratigraphischer Position aus einer den Eibrunner Mergeln vergleichbaren Abfolge von dunklen Mergeln aus der Teufe von 1360-1369 m beschrieben, die nach der kurzen Charakterisierung — „schwarze Mergelkalke mit vielen Fischresten, Pecten, kleinwüchsiger Muschelfauna, Fucoi- den, Schwefelkiesknöllchen...‘“ (unveröffentl. Ber.) — gut den Verhältnissen am Benberg entspräche. Nach RıscH (1983: 145) sind die Mergel ab 1364,50 Teufe zur obercenoma- nen cusbmani-Zone zu rechnen, ab 1358,70 m zur untertu- ronen helvetica-Zone. 135 EITERATTUR AMEDRO, F., BADILLET, G. & ROBASZYNSKI, F. (1981): Un horizon & Pseudocalycoceras (Ammonoidea) dans les Marnes a Ostra- c&es de l’Anjou (Cenomanien superieur). - Ann. Soc. G£ol. Nord. 99: 491-498, Taf. 17-18, 3 Abb.; Villeneuve. BAUBERGER, W., CRAMER, P. & TILLMANN, H. (1969): Erläuterun- gen zur geologischen Karte von Bayern 1:25000 Blatt Nr. 6938 Regensburg. — 414 $.,33 Abb., 17 Tab.; München. CECH, S., KLEIN, V., KRıZ, J. & VALECKA, J. (1980): Revision ofthe Upper Cretaceous stratigraphy of the Bohemian Cretaceous Basin. - Vest. Ustred. üst. geol. 55: 277-296, 11 Abb.; Prag. CHANCELLOR, G. R. (1982): Cenomanian-Turonian ammonites from Coahuila, Mexico. — Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala, N. S. 9, (1982): 77-129, 70 Abb.; Uppsala. COBBAN, W. A. & SCOTT, G.R. (1972): Stratigraphy and ammonite fauna of the Graneros Shale and Greenhorn Limestone near Pueblo, Colorado. — Prof. pap. U.S. geol. Surv. 645, 108 S., 39 Taf., 52 Abb.; Washington. COOPER, M. R. (1978): Uppermost Cenomanian — basal Turonian ammonites from Salinas, Angola. - Ann. $. Afr. Mus. 75: 51-152, 39 Abb.; Cape Town. DaAcQue, E. (1939): Die Fauna der Regensburg-Kelheimer Ober- kreide (mit Ausschluß der Spongien und Bryozoen). — Abh. Bayer. Akad. Wiss., math.-naturwiss. Abt., N. F. 45, 218 S., 17 Taf.; München. ERNST, G., SCHMID, F. & SEIBERTZ, E. (1983): Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland. — Zitteliana 10: 531-554, 7 Abb.; München. Fay, M., FORSTER, R. & MEYER, R.K.F. (1982): Exkursion A: Re- gensburg. — Kreide, 2. Symposium, München 1982, Exkur- sionsführer: A1-A52, 13 Abb.; München. GRUNDEL, J. (1982): Ostreen (Bivalvia) aus der Sächsischen Ober- kreide II. — Abh. Staatl. Mus. Miner. Geol. Dresden 31: 151-161, 5 Taf.; Dresden. GÜMBEL, C. W. von (1868): Geognostische Beschreibung des ost- bayerischen Grenzgebirges. — 968 S., (Perthes); Gotha. KENNEDY, W. J. (1971): Cenomanian ammonites from southern England. — Spec. Pap. Palaeont. 8, 133 S., 64 Taf.; London. — — & JUIGNET, P. (1977): Ammonites diartianus D’ORBIGNY, 1850, Vascoceratidae du Cenomanian Superieur de Saint-Ca- lais (Sarthe). —- Geobios 10: 583-595, 2 Taf., 3 Abb.; Lyon. — — & — — (1981): Upper Cenomanian ammonites from the en- virons of Saumur, and the provenance of the types of Ammo- nites vibrayeanus and Ammonites geslinianus. — Cretaceous Research 2: 19-49, 10 Abb.; London. — — & JUIGNET, P. & HANcock, J. M. (1981): Upper Cenoma- nian ammonites from Anjou and the Vendee, western France. — Palaeontology 24: 25-84, Taf. 3-17, 17 Abb.; London. KLEIN, V., HERCOGOVA, J. & REJCHRT, M. (1982): Stratigraphie, Lithologie und Paläontologie der Kreide im Elbe-Faziesge- biet. - Sbor. geol. ved. 36: 27-92, 10 Abb., 12 Taf.; Prag. MARCINOWSKI, R. (1980): Cenomanian ammonites from German Democratic Republic, Poland, and the Soviet Union. — Acta Geol. Polonica 30: 215-325, 20 Taf., 12 Abb.; Warschau. MEYER, R. (1981): Die Küste des Obercenoman-Meeres (Oberkrei- de) westlich von Amberg. — Geol. Bl. NO-Bayern 31: 306-321, 4 Abb.; Erlangen. OSCHMANN, F. (1958): Erläuterungen zur geologischen Karte von Bayern 1:25000 Blatt Nr. 7038 Bad Abbach. - 184 S.,3 Taf., 2 Abb.; München. PRESCHER, H. (1981): Probleme der Korrelation des Cenomans und Turons in der Sächsischen und Böhmischen Kreide. —Z. geol. Wiss. 9: 367-373; Berlin. RENZ, ©. (1982): The Cretaceous ammonites of Venezuela. - 132 S., 40 Taf., 91 Abb., (Birkhäuser) Basel. RıscH, H. (1983): Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreide. - Zitteliana 10: 143-154, Taf. 1; München. ROBASZYNSKI, F., ALCAYDE, G., AMEDRO, F., BADILLET, G., DA- MOTTE, R., FOUCHER, J. C., JARDINE, $., LEGOUX, O., MA- NIVIT, H., MONCIARDINI, C., SORNAY, J. (1982): Le Turo- nien de la region-type: Saumurois et Touraine. Stratigraphie, biozonations, sedimentologie. — Bull. Centres Rech. Ex- plor.-Prod. Elf-Aquitaine 6: 119-225, 18 Taf., 24 Abb.; Pau. SCHOLZ, G. (1979): Die Ammoniten des Vracon (Oberalb, dispar- Zone) des Bakony-Gebirges (Westungarn) und eine Revision der wichtigsten Vracon-Arten der westmediterranen Faunen- provinz. — Palaeontographica A 165: 1-136, 30 Taf.,41 Abb.; Stuttgart. STOLICZKA, F. (1863-1866): The fossil cephalopoda of the Cretace- ousrocks ofsouthern India. Ammonitidae with revision ofthe Nautilidae & c. -Mem. geol. Surv. India (1), Palaeont. indica 3: 41-216, Taf. 26-94; Calcutta. TRÖGER, K. A. (1981): Zu Problemen der Biostratigraphie der Inoce- ramen und der Untergliederung des Cenomans und Turons in Mittel- und Osteuropa. — Newsl. Stratigr. 9: 139-156, 8 Abb.; Berlin. WeEıss, W. (1981): Regensburger Kreide. — Geol. Bavarica 82: 279-282, Abb. G6; München. — — (1982): Planktonische Foraminiferen aus dem Cenoman und Turon von Nordwest- und Süddeutschland. — Palaeontogra- phica A 178: 49-108, 6 Taf., 9 Abb.; Stuttgart. WESSELY, G., SCHREIBER, ©. $. & FUCHS, R. (1981): Lithofazies und Mikrostratigraphie der Mittel- und Oberkreide des Molas- seuntergrundes im östlichen Oberösterreich. — Jahrb. Geol. B.-A. 124: 175-281, 20 Taf., 5 Abb.; Wien. WIEDMANN, J. (1965): Origin, limits, and systematic position of Sca- phites. — Palaeontology 8: 397453, Taf. 53-60, 16 Abb.; London. — — & SCHNEIDER, H. L. (1979): Cephalopoden und Alter der Cenoman-Transgression von Mühlheim-Broich, SW-Westfa- len. — IUGS, ser. A., Nr. 6 (Aspekte der Kreide Europas): 645-680, 10 Taf., 10 Abb., Stuttgart. Woops, H. (1896): The Mollusca of the Chalk Rock. — Quart. ]. Geol. Soc. 52: 68-98, Taf. 2-4; London. WRIGHT, C. W. & KENNEDY, W. J. (1981): The Ammonoidea of the Plenus Marls and the Middle Chalk. — Palaeontogr. Soc. Mo- nogr. 134 (Nr. 560), 148 S., 32 Taf., 39 Abb.; London. >| Sanmn® RRRRR er) a ai a wa er) IE fe I Ne] Oo un aWwmN Tafel 1 Worthoceras vermiculum (SHUMARD) BSP 1982 XIX 58, BSP 1982 XIX 59, BSP 1982 XIX 64, BSP 1982 XIX 61, BSP 1982 XIX 63, BSP 1982 XIX 53, BSP 1982 XIX 54, BSP 1982 XIX 57, BSP 1982 XIX 65, x6 x6 x6 x6 x8 x6 x5 x6 x8 Übergang zu W. „‚gibbosum‘ =W. „‚gibbosum“ =W. „‚gibbosum“ € Zitteliana 10, 1983 FORSTER, R., MEYER, R. & RıscH, H. Tafel 1 une Tafel 2 Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN) BSP 1982 XIX 16, X 1'% BSP 1982 XIX 15, x1 BSP 1982 XIX 14, x1 BSP 1982 XIX 20, x1 Calycoceras sp., cf. naviculare (MANTELL) BSP AS XVII 8, X1; höherer Grünsandstein, Kapfelberg bei Kelheim; Original DACQU£ (1939: 69, Taf. IV, Fig. 2, 2a) Pseudocalycoceras cf. harpax (STOLICZKA) BSP 1982 XIX 21, x1 BSP 1982 XIX 22, x1 Calycoceras naviculare (MANTELL) BSP 1982 XIX 35, x1 BSP 1982 XIX 26, x1 BSP 1982 XIX 28, x1 BSP 1982 XIX 25, x1 BSP 1982 XIX 23, x”, Zitteliana 10, 1983 en; i 4 er, . is FORSTER, R., MEYER, R. & Rısch, H. Tafel 2 Tafel 3 Vascoceras dıiartianum (D’ORBIGNY) BSP 1982 XIX 2, x1"% BSP 1982 XIX 8,-x1"% BSP 1982 XIX 4, x1"% BSP 1982 XIX 3, x 1", BSP 1982 XIX 1, x1"% Euomphaloceras septemseriatum (CRAGIN) BSP 1982 XIX 11, x2 BSP 1982 XIX 13, x2 BSP 1982 XIX 10, x1"; Hemiptychoceras cf. reesidei COBBAN & SCOTT BSP 1982 XIX 49, x3 BSP 1982 XIX 50, x4 ? Hemiptychoceras sp. BSP 1982 XIX 52, X1"; Metoicoceras geslinianum (D’ORBIGNY) BSP 1982 XIX 43, x1 BSP 1982 XIX 40, x1 BSP 1982 XIX 47, x1 BSP 1982 XIX 48, x, BSP 1982 XIX 37, x’, alle Photo: F. HÖCK Zitteliana 10, 1983 FORSTER, R., MEYER, R. & Rısch, H. Beer 143-153 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 143 Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreide HANS RISCH*) Mit 1 Tafel ABSTRACT It is attempted to revise bore-profile subdivisions applying new results available on the planctonic foraminiferal zona- tion. Only minor differences exist in the purely marine part compared to TıLımann (1964). The revision of microfossil de- terminations of the non-marine part, however, gives evidence that the first marine transgression over the Landshut-Neuöt- ting up lift to the north took place as late as that ofthe Regens- burg-Grünsandstein during Upper Cenomanian times. The microfauna of marine intercalations- as it was assumed earlier - in the underlying Amberger Erzformation, only consists of allochthonous reworked jurassic forms. KURZFASSUNG Mit Hilfe neuerer Daten zur Foraminiferen-Zonengliede- rung wird eine Teilrevision älterer Untergliederungen von Bohrprofilen versucht. Im rein marinen Anteil ergeben sich geringfügige Änderungen gegenüber Tırımann (1964). Die Revision von Mikrofossilbestimmungen im nichtmarinen Anteil liefern — entgegen früheren Darstellungen — Hinweise dafür, daß der erste marine Vorstoß über das Landshut- Neuöttinger Hoch hinweg nach Norden erst mit dem Re- gensburger Grünsandstein im Obercenoman erfolgte. Die Mikrofaunen aus vermeintlich marinen Zwischenschaltungen der Amberger Erzformation im Liegenden bestehen aus- schließlich aus umgelagerten Jura-Formen. EINLEITUNG Die Erforschung der Oberkreideablagerungen am Süd- westrand der Böhmischen Masse hat, nach Untersuchungen von LEHNER, TRUSHEIM u. DAcQuE in den zwanziger-dreißiger Jahren, nach dem Krieg einen Aufschwung erlebt, u. a. be- sonders durch Arbeiten von Tırımann. Ihm standen Profile von durchlaufend gekernten Bohrungen zur Verfügung, so- wohl aus dem Beckenzentrum der Regensburger Kreide im Molasseuntergrund - der Braunauer Senke - als auch aus tek- tonisch stärker beanspruchten Randbereichen, wie dem Am- berg-Auerbacher Gebiet. Bei den Untersuchungen wurden Mikrofaunen ausgeschlämmt und — nach dem damaligen Stand der Kenntnisse, etwa ab 1952 — zur stratigraphischen Gliederung mit herangezogen. Sie sind-z. T. noch wenig be- arbeitet - beim Bayerischen Geologischen Landesamt hinter- *) H. RıscH, Bayerisches Geologisches Landesamt, Prinzregen- tenstr. 28, 8000 München 22 legt. Inzwischen hat die Erweiterung der Kenntnisse — beson- ders was die Zonengliederung mit planktonischen Foramini- feren betrifft - eine Überprüfung derselben wünschenswert erscheinen lassen. Sie wird derzeit durchgeführt. Hier soll über erste Ergebnisse (vgl. MEvERr et al. 1981) ausführlicher berichtet werden. Zunächst wird die stratigraphische Einstu- fung ausgewählter Profilabschnitte im rein marinen Anteil der Braunauer Senke untersucht. Sodann geht es um eine Revi- sion von Mikrofossilbestimmungen aus dem nichtmarinen Anteil - der Amberger Erzformation - im Liegenden der ma- rinen Folge des nördlichen Randbereiches. Mikrofaunen aus zwischengeschalteten Tonlagen derselben wurden in das Alb bis Untercenoman eingestuft und als Beleg für einen zeitwei- ligen marinen Einfluß gewertet. 144 A. TEILREVISION VON MIKROFAUNEN DES MARINEN ANTEILS AUS ALTEREN BOHRUNGEN Neben der laufenden mikrobiostratigraphischen Unter- gliederung neuerer Aufschluß- und Bohrprofile, die hier nicht berücksichtigt sind, wurde eine Teilrevision an Mikro- fossilmaterial aus älteren Bohrprofilen durchgeführt. Eine wichtige Arbeitsgrundlage bildete dabei der Atlas zur Mittel- kreide-Foraminiferen-Plankton-Zonierung (ROBASZYNSKI & Caron, 1979) sowie eine Reihe von Arbeiten aus dem Kreis der daran beteiligten Arbeitsgruppe europäischer Mikropa- läontologen. Ziel war, anhand neuester mikropaläontologi- scher Bestimmungsliteratur bisherige Einstufungen und Gliederungen (Tırımann, 1964, 151-155) zu überprüfen. Folgende Profilabschnitte in folgenden Bohrungen (vgl. Meyer et al. 1981: 70 u. Taf. 4) wurden genauer untersucht: I. Bohrung Parkstetten I (1959, Blatt Münster 7034) a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel) 2. Bohrung Birnbach I (1939, Blatt Birnbach 7544) a) Coniac/Santon-Grenze b) Cenoman/Turon-Grenze 3. Bohrung Barbing I (1959, Blatt Donaustauf 6939) a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze 1. BOHRUNG PARKSTETTEN I a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel 1V/425/1 (530,00-532,00 m) Feinsandmergel: Marginotruncana psendolinneiana PESSAGNO Dicarınella assymetrica (SIGAL) Alter: Unter-Santon (concavata-Zone) -3 (555,00 m): Marginotruncana margıinata (REUSS) Dicarınella concavata (BROTZEN) Archaeoglobigerina cretacea (D’ORBIGNY) Alter: Unter-Santon (concavata-Zone) -6 (580,00-582,00 m): Marginotruncana marginata Marginotruncana psendolinneiana Archaeoglobigerina cretacea Neoflabellina suturalis praecursor (WEDEKIND) Alter: Unter-Santon/Coniac -60 (649,20-650,20 m) Cardienton: Margıinotruncana paraconcavata PORTHAULT Marginotruncana marginata (REUSS) Archaeoglobigerina blowi PESSAGNO Alter: Coniac (concavata-Zone) -69 (658,60-659,70 m): Marginotruncana paraconcavata Margıinotruncana marginata Marginotruncana coronata (BOLLI) Archaeoglobigerina blowi Archaeoglobigerina cretacea Alter: Coniac (concavata-Zone) -93 (685,90-686,90 m) Weilloher Mergel: Dicarınella concavata Marginotruncana sinuosa PORTHAULT Marginotruncana pseudolinneiana Alter: Coniac (concavata-Zone) 98 (691,30-692,30 m): Dicarınella concavata Dicarınella primitiva (DALBIEZ) Marginotruncana sınnosa Marginotruncana psendolinneiana Alter: Coniac (concavata-Z,one) -104 (697 ,60-698,50 m): Dicarinella concavata Marginotruncana sinuosa Marginotruncana marginata Margıinotruncana sıgali (REICHEL) Alter: Coniac (concavata-Zone) Ergebnis: In Übereinstimmung mit TirLmann (1964) kann bestätigt werden, daß die Feinsandmergel bis in das Un- tersanton hinaufreichen und der Cardienton dem Coniac zu- zurechnen ist. Die Weilloher Mergel dagegen sind nicht, wie bei Tırımann, in das Oberturon, sondern ebenfalls schon in das Coniac einzustufen. Aus dem entsprechendem Abschnitt der Bohrung Barbing liegen keine Mikrofaunen vor. Von der Bohrung Birnbach 1 gibt es zwei relativ reiche Mikrofaunen aus deren tiefstem Teil, die jedoch bisher keine genauere Ein- stufung zulassen. b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel) IV/425/136 (805,10-806,15 m): Dicarınella hagnı (SCHEIBNEROVA) Dicarıinella imbricata (MORNOD) Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN) Whiteinella paradubia (SIGAL) Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone) -137 (806,15-807,30 m): Praeglobotruncana helvetica (BOLLI) Praeglobotruncana gibba KıLaus Dicarınella hagnı Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone) -138 (807,30-808,45 m): Praeglobotruncana stephanı Dicarıinella hagnı Dicarinella imbricata Dicarınella algeriana (CARON) Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN Alter: Oberstes Obercenoman bis unterstes Unterturon (archaeocretacea-Zone) -139 (808,45-809,70 m): Praeglobotruncana stephani Dicarınella hagnı Dicarinella imbricata Whiteinella archaeocretacea Alter: Cenoman/Turon-Grenze (archaeocretacea-Zone) -140 (810-810,10 m): Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO) Praeglobotruncana stephani Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER) Whiteinella baltıca Whiteinella archaeocretacea Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone) -141 (811,50-811,70 m) Regensburger Grünsandstein: Hedbergella cf. hoelzli (HAGN & ZEIL) Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone ?) Ergebnis: Die Cenoman/Turon-Grenze liegt etwa knapp 3 m über der Basis der Eibrunner Mergel. Nach Tırı- MANN (1964) fiel sie noch mit deren Oberkante zusammen. OHmerrt (1967) erkannte einen scharfen Faunenschnitt 4 m über der Basis. Außerdem konstatierte er das Einsetzen zwei- kieliger Globotruncanen 2 m über der Basis. Nach neuerem Stand handelt es sich dabei jedoch um die Gattung Dicarınel- la, die ab dem obersten Cenoman vorkommt. Bemerkens- wert ist vielleicht auch, daß hier der tiefere Teil der Eibrunner Mergel (und eventuell auch der höchste Teil des Regensburger Grünsandsteins) noch der archaeocretacea-Zone anzugehö- ren scheint. 2. BOHRUNG BIRNBACH I a) Coniac/Santon-Grenze K 14/50 (987,70 m): Marginotruncana psendolinnetana Archaeoglobigerina cretacea Stensiöina praeexculpta (KELLER) Neoflabellina suturalis praecursor (WEDEKIND) Neoflabellina ovalis (WEDEKIND) Alter: Santon - (1021,30 m): Dicarinella concavata Marginotruncana paraconcavata Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone) — (1086,30 m): Dicarinella concavata Archaeoglobigerina cretacea Stensiöina praeexculpta Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone) - (1097,40 m): Dicarinella concavata Marginotruncana paraconcavata Marginotruncana coronata Marginotruncana tarfayensis (LEHMANN) Archaeoglobigerina cretacea Neoflabellina praerugosa HILTERMANN Alter: höheres Coniac bis unterstes Santon (concavata-Zone) - (1108,70 m): Dicarinella concavata Marginotruncana sinuosa Marginotruncana marginata Archaeoglobigerina cretacea Alter: höheres Coniac (-unterstes Santon?) (concavata-Zone) - (1135,80 m): Marginotruncana marginata Marginotruncana sinuosa Archaeoglobigerina cretacea Karsteneis karstenei karstenei (REUSS) Alter: höheres Coniac Ergebnis: Die von Tırımann (1964) festgelegte Grenze liegt im Bereich der concavata-Zone b) Cenoman/Turon-Grenze K 14/50 (1344,00 m): Marginotruncana renzi (GANDOLFI) Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO) Praeglobotruncana aumalensis (SIGAL) Whiteinella baltica DouGLAs & RANKIN Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO Cythereis longaeva adulescens OHMERT Alter: Mittel-Turon (höhere helvetica-Zone) - (1358,70 m): Dicarınella hagni Dicarinella imbricata 145 Praeglobotruncana helvetica Praeglobotruncana stephani Praeglobotruncana gibba Whiteinella archaeocretacea Whiteinella paradubia Alter: Unter-Turon (tiefere helvetica-Zone) — (1364,40 m): Rotalipora cushmani Praeglobotruncana aumalensis Praeglobotruncana stephani Alter: Ober-Cenoman (höchste cusbmani-Zone) Ergebnis: In diesem Profilabschnitt ergibt sich eine völlig neue Gliederung. Die nach Tırımann (1964) mittelturonen Mergelkalke und Mergel gehören im tieferen Teil (ab 1364,50 m) dem Ober-Cenoman an. Das bedeutet, daß dem Regensburger Grünsandstein hier eine größere Mächtigkeit (34,00 m gegenüber 1,30 m bisher) zukommt. Darüber ist Unter-Turon erstmals bei 1358,70 m und Mittel-Turon erst ab 1344,00 m nachweisbar. 3. BOHRUNG BARBING I a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten IV/426 (103,20 m) Pulverturmschichten: Whiteinella sp. Cythereis cf. ambigua OHMERT Alter: Mittel-Turon — (107,60 m) Glaukonitmergel: Marginotruncana pseudolinnerana Cythereis cf. ambigua Cythereis cf. subtilis OHMERT Mosaleberis interruptoidea (VAN VEEN) Alter: Mittel-Turon Die beiden folgenden Proben (120-124 m) aus den Eisbuckel- schichten enthalten keine charakteristischen Leitformen. Als nächstälteres liegen erst wieder Proben aus den Reinhausener Schichten vor. — (180,75 m) Reinhausener Schichten: Marginotruncana sp. Whiteinella archaeocretacea Whiteinella baltıca Alter: Unter-Turon Ergebnis: Die bisherige Gliederung kann mit wenigen Formen hinreichend bestätigt werden. b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze Der unterste Teil der von Tırımann als Reinhausener Schichten ausgeschiedenen Folge gehört nach der Mikro- fauna schon zu den Eibrunner Mergeln. IV/426 (181,90-183,00 m) Marginotruncana renzi Dicarınella hagni Praeglobotruncana helvetica Praeglobotruncana gibba Whiteinella archaeocretacea Whiteinella paradubia Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone) - (185,20-186,20 m): Dicarınella hagni Praeglobotruncana helvetica Praeglobotruncana gibba Praeglobotruncana stephanı Praeglobotruncana delrioensis Whiteinella archaeocretacea 146 Hedbergella ex gr. simplex (MORROW) Alter: Unter-Turon (tiefste belvetica-Zone) In dieser Probe dürfte auch noch die archaeocretacea-Zone ent- halten sein. — (186,20-187,20 m): Rotalipora cushmani (MORROW) Whiteinella baltıca Praeglobotruncana stephani Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone) - (187,80-188,40 m): Rotalipora cushmanı Whiteinella baltıca Whiteinella brittonensis Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone) — (188,40-189,00 m): Rotalipora cushmani Whiteinella baltica Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone) Die nächst tiefere Probe stammt erst wieder von der Basıs des Regensburger Grünsandsteins (200,20 m), führt aber keine Mikrofauna. Die nächst tiefere, einzige Probe aus den Schutzfelsschichten (204,10 m) ist ebenfalls mikrofos- silleer. Ergebnis: Soweit Probenmaterial vorliegt, kann die bis- herige Gliederung — mit Ausnahme der Cenoman/Turon- Grenze - bestätigt werden. Diese liegt innerhalb der Eibrun- ner Mergel oberhalb 186,20 m und damit ca. 3 m über deren Basıs. Zusammenfassung: Eine Teilrevision von Mikrofau- nen aus drei älteren Bohrungen durch die Regensburger Kreide des Molasseuntergrundes im Gebiet von Regensburg, Straubing, Birnbach bestätigt die von Tı.ımann bzw. Tırı- MANN & ZIEGLER (1964) getroffene Untergliederung weitge- hend. Eine Änderung bzw. Neugliederung ergibt sich einmal im unteren Teil der Bohrung Birnbach 1. Zum anderen wer- den die Weilloher Mergel der Bohrung Parkstetten nicht mehr wie bisher in das Oberturon, sondern in das Coniac einge- stuft. Die Cenoman/Turon-Grenze kann in allen drei Boh- rungen auf den tieferen Teil der Eibrunner Mergel, ca. 3 m über deren jeweiliger Basis festgelegt werden. B. REVISION VON MIKROFOSSILBESTIMMUNGEN AUS DER AMBERGER ERZFORMATION EINFÜHRUNG Die Diskussion bezüglich der Faziesinterpretation und stratigraphischen Einordnung der Amberger Erzformation (und der Schutzfelsschichten) reicht weit zurück (ÖSCHMANN, 1958, S. 66 ff.; Guppen & Trees, 1961: 60ff.). Einige wesent- liche Entwicklungsschritte der Forschung seien im folgenden kurz aufgeführt: Frurı (1792) erwähnt diverse Fossilien aus dem Nebengestein der Erzformation. VortH (1841) erkennt als offenbar erster das Kreidealter der Erze. GumBEL (1868) parallelisiert- zumindest teilweise - die Erzformation mit den Schutzfelsschichten und stuft sie (1891) schon mit Sicherheit als tiefste Oberkreidebildungen (Cenoman) ein. Aufgrund von Pflanzenfunden setzt er sie mit den Niederschönauer Schichten Sachsens und den Perucer Schichten Böhmens (vgl. CecH et al. 1980, PrescHer, 1981) altersmäßig gleich. RoTH- prerz (1913) hält als Beginn der Schutzfelsschichtenbildung ein nur untercenomanes als auch teilweise präcenomanes Al- ter für möglich. Die Faziesinterpretation eines fossilführenden Kreidetones vom Hirschwald, südlich Amberg (Kıurreı, 1919) führt erstmals dazu, zwischen Malm und Erzformation eine marine Ingression anzunehmen. Aus im Auerbacher Erz einge- schlossenen Letten schlämmt Fınk (1928) ‚‚Seeigelstacheln mit typisch kretazischen Formen“ aus. Dies bestätigt schein- bar die präcenomane Einstufung der Erzformation durch SEEMANN (1925). LEHNER (1924, 1935, 1936, 1937) beruft sich bei der Einstufung der Schutzfelsschichten als Früh- bzw. Unter-Cenoman auf Jacusowskı (1921), der aus Weinberglet- ten bei Schwandorf eine marine Unterkreide-Fauna meldet. Hierzu schreibt Tı.ımann (1963): „‚den Fund von JACUBowsKI kann ich bestätigen“. Nach Dacau£ (1939: 18) ‚kann die Schutzfelsschichtenbildung durchaus noch untercenoma- nisch sein“. CRAMER & Treıss (1951: 158) sprechen von Karsthohlformen, die ‚von präcenomanen Schutzfelsschich- ten erfüllt sind“. Tırımann (in TiLLMANN & Treıes, 1967) schließlich führt, neben Ooiden und Glaukonitgehalt, Makrofaunen — unbe- stimmbare Muscheln, Belemniten, Bryozoen, Schwammna- deln, Seeigelstacheln und Fischzähnchen - als Beweis für den zeitweiligen marinen Charakter der Erzformation an. Er be- ruftsich dabei u. a. auch auf Jacusowsk1 (]. c.). Die erste Rich- tigstellung TrusHeim’s (l. c.), der den Weinbergletten Jacu- Bowskıis — schon allein nach der Petrographie und den darin enthaltenen Fossilien durch Nachbestimmung - eindeutig als dem Dogger zugehörig identifziert, wird gar nicht erwähnt, ebenso wenig seine zweite, nach der der marine Unterkreide- ton Kıvurrer’s (l. c.) als Fehldiagnose — ‚„‚fossilführenden Eybrunner Tonen“ entstammend - erkannt ist. Während TıLımann (l. c.) nur die Erzformation für zeitweilig marın hält, versucht OscHmann (1958) auch für die Schutzfels- schichten einen zeitweiligen marinen Einfluß zu belegen und gleichzeitig die Datierung auf Cenoman einzuengen (. c. S. 68). Als Beweis führt er eine „‚marine Mikrofauna ceno- manen Alters“ aus einem mittel- bis grobsandigen Glaukonit- ton von der Lokalität „‚Steinbruch an der Wiegen“ auf Blatt Bad Abbach an. Er sieht diesen Ton nach Lagerung und pe- trographischer Ausbildung als eindeutig den Schutzfels- schichten zugehörig an. Dagegen ist folgendes einzuwenden: 1. Die „‚verstürzte Lagerung innerhalb eines Karsttrichters“ (TırLmann & Treıes, 1963: 70) läßt diesen bisher einzigen Hinweis auf einen zeitweiligen marinen Charakter der Schutzfelsschichten als wenig überzeugend erscheinen. 2. Die Mikrofauna mit Ataxophragminm depressum (PErnER) — bis- her nur ab dem Turon bekannt - läßt eher vermuten, daß hier nachgerutschte glaukonitische Partien von Eibunner Mergeln oder auch Regensburger Grünsandstein beteiligt waren. Die limnofluviatilterrestrische Entstehung der Schutzfelsschich- ten ist ansonsten durch TRUSHEIM (l. c.) genügend belegt. Derselbe Autor (l. c. S. 46) spricht sich auch klar für eine Einlagerung der Amberger Erzformation in die Schutzfels- schichten — ‚mit denen sie durch alle Übergänge auf das in- nigste verknüpft sind“ - aus. Ihr Alter gibt er mit Unterkreide bis möglicherweise Untercenoman an. Die genauere Datie- rung der Obergrenze stellt er einer späteren Neubearbeitung der Kreidefaunen anheim. Diese, von Dacaue (1939) veröf- fentlicht, bestätigt mit Acanthoceras naviculare und Pecten asper ein mittel(?)- bis obercenomanes Alter des Grünsand- steins und damit die Möglichkeit eines untercenomanen Al- ters für die höheren Teile der Schutzfelsschichten. Nach Cech# et al. (1980: 280) verläuft in der Böhmischen Kreide die Grenze zwischen liegenden limnischen Perucer Schichten - altersmäßig den Schutzfelsschichten gleich (Gun- BEL, 1868) — und hangenden Korycaner Schichten diachron. Inoceramus pictus im höheren Teil der letzteren weist auf Obercenoman hin, /noceramus crippsi und Schloenbachia varians im tieferen Teil könnten noch Mittelcenoman andeu- ten. PacırovA (1977: 134, 1978: 103) engt das Alter des oberen Teils der Perucer Schichten mit Hilfe des Erstauftretens von Vertretern aus der Gruppe der Normapolles in Verbindung mit dem Vorkommen von triporaten Pollen auf das höhere Mittelcenoman (Acanthoceras jukes-brownei-Zone) ein. Tırımann war schon lange vor der ersten mikropaläontolo- gischen „‚Beweisführung“ von 1952-53 — trotz der Richtig- stellungen von TRUSHEIM (1936) — vom zeitweilig marinen Charakter der Erzformation und von deren Einsetzen‘ zu Beginn des Cenomans“ (Tı.ımann, 1940, 547) überzeugt, so daß nicht auszuschließen ist, daß sich diese Überzeugung auch auf die mikropaläontologische Bearbeitung des von ihm, für seine eigenen Untersuchungen in Auftrag gegebenen Pro- benmaterials ausgewirkt haben könnte. REVISION DER MIKROFAUNEN Zum besseren Verständnis der in verschiedenen Erläute- rungen zu geologischen Karten wiedergegebenen Ergebnisse der mikropaläontologischen Untersuchungen ist es ange- bracht, einen diesen zugrundeliegenden mikropaläontologi- schen Bericht vom 25.7.53 zu zitieren. Er betrifft Untersu- chungen an Mikrofaunen aus basalen Tonen der Erzforma- tion der Bohrung Bernreuth 86 (Archiv-Nr. K 53) aus den Teufen 158,80-161,60 m. Hier werden — wie auch schon vor- her (siehe unten) — abgebrochene trochospirale Anfangswin- dungen von Placopsilina cenomana D’OrBIGNY und von ? Trocholina sp. (Taf. 1, Fig. 12-14), je nach Form und An- ordnung der Kammern, als ‚„‚Globotruncana appenninica, Globotruncana roberti, Globigerina digitata (?) bzw. Globi- gerina subdigitata (?)‘“ bestimmt. Bisherige Ergebnisse (vor- herige Untersuchungen an den Bohrungen Etzmannsberg 5, Mariahilfberg 2 und Bernreuth 99 miteingeschlossen) wer- den wie folgt, zusammengefaßt: „‚Durch den schlechten Er- haltungszustand und das spärliche Vorkommen der betref- fenden Mikrofossilien ist bis jetzt der einwandfreie Nach- weis, mittels einer exakten spezifischen Bestimmung, noch 147 nicht gelungen. Deswegen ist es auch schwierig, jetzt schon zu entscheiden, ob hier nun Mittel- oder Oberalb oder Unter- cenoman vorliegt. Man kann jetzt jedoch schon mit sehr gro- ßer Sicherheit sagen, daß die basalen Kreideschichten der Oberpfälzer Eisenerzlagerstätten u. a. Sedimente des Alb bis Untercenoman beinhalten.“ Etwas verwunderlich daran ist am Schluß die bereits deutli- che Beschränkung einzig noch auf die Fragestellung Unterce- noman oder auch noch Alb?, die bei allen weiteren Untersu- chungen (s. u.) allein mehr im Vordergrund steht, obwohl doch zu Beginn noch der einwandfreie Nachweis für Alb bis Untercenoman überhaupt in Frage gestellt ist. In der schon o. a. Bohrung Etzmannsberg 5 (Archiv-Nr. K 57), Blatt Sulzbach-Rosenberg (Guppen & Treiss, 1961), die gleich zweimal die Erzformation durchteuft, wird bei 27,10 m und bei 29,50 m, neben ‚‚Unter-Dogger-Foramini- feren“ (!) eine rotaliide Kalkschalerform: Robulus sp. als Kreide-Anzeiger aufgeführt. Bei einer späteren Durchsicht wird am Rand vermerkt, daß es sich dabei doch wohl nur um eine Lenticulina sp. handle und damit die Mikrofauna keine stratigraphische Einstufung erlaube. Diese Berichtigung, die durch die jetzige Revision bestätigt werden kann, bleibt — wie noch einige andere (s. u.)— unpubliziert. Eine weitere Probe aus der zum zweitenmal in dieser Bohrung bei 135,80-138,20 m durchteuften Erzformation soll Schackoina sp. enthalten. Die jetzige Revision kommt zu dem Schluß, daß es sich auch hier nur um abgebrochene Anfangswindun- gen von Placopsilina cenomana handelt. Die Art ist keineswegs — wie der Name vermuten lassen könnte — auf das Cenoman beschränkt. Sie kommt ebenso schon im Malm vor (vgl. SeıwoLp, 1960; OEstErLE, 1968; Gross, 1970). Ihre Anfangswindungen bilden aber - und hier liegt der Ursprung der Kette von Verwechslungen —- Formen aus, die eine gewisse Ähnlichkeit mit planktonischen Formen wie Globotruncana appenninica, G. roberti, Globigerina subdigitata und auch Schackoina sp. aufweisen. Aus der ebenfalls o. a. Bohrung Mariahilfberg 2 (Ar- chiv-Nr. K 10) sollen bei 30 m ‚‚neben umgelagerter Dog- ger-Mikrofauna (!) Globotruncanen- und Globigerinen-ähn- liche korrodierte Kalkschaler - wenngleich für eine nähere stratigraphische Einstufung unbrauchbar — ein Oberkreide- Alter belegen“ (Bericht vom 18.3.53). Bei einer späteren Durchsicht wird, wie auch die jetzige Revision bestätigt, wie- der am Rand vermerkt, daß in der Probe gar keine Kreidefor- men vorhanden seien. Auch in der Bohrung Bernreuth 99 (Archiv-Nr. K 51) auf Blatt Auerbach (Tı.ımann & Treıss, 1967, Beilage 6) wird bei 104,00-104,10 m neben Textulariidae ein Robulus sp. als Beweis für Oberkreide angeführt, nach der jetzigen Revision auch nur eine Lenticulina sp.. Bei 163,50-164,10 m kommen viele Individuen einer einzigen Plankton-Art: „‚Globigerina“ helvetojurassica HAEusLEr (Taf. 1, Fig. 10-11) neben verein- zelten Resten von Placopsilina sp. vor. Sie sind (1. c.) als Glo- bigerina aff. subdigitata bestimmt und in das Alb-Unterce- noman eingestuft. Jura-,,Globigerinen‘‘ waren um diese Zeit noch weniger bekannt, so daß die Verwechslung mit Kreide-Hedbergellen leicht möglich war, besonders im Zusammenhang mit ande- rem vermeintlichem Kreide-Plankton (Placopsilina sp.). 148 Überhaupt gab es zum damaligen Zeitpunkt noch keine Plankton-Forschung unter Zuhilfenahme des Stereoscan. Die mikropaläontologische Abteilung am Bayerischen Geologischen Landesamt war sowieso erst im Aufbau begrif- fen und gleich mit sehr vielfältigen Aufgaben und Problem- stellungen befaßt. Die Amberger Erzformation stellte da nur ein kleines Problem unter vielen größeren dar. Für sie stand nicht nur eine Einstufung zwischen Malm und mittel- bis obercenomanem Regensburger Grünsandstein fest. Pflan- zenfunde (Angiospermen) in Tonen der mit der Erzformation zumindest teilweise verzahnten Schutzfelsschichten (Gum- BEL, 1868, TRrUSHEIM 1936: 41) engten „in Anlehnung an Macperkau (1953) „schon zum damaligen Zeitpunkt das Al- ter bereits auf etwa Apt-Cenoman ein (ÖSCHMANN, 1958: 68) und der marine Charakter der Basistone der Erzformation war durch Makrofossilfunde (Kıurrei, 1919, JaCUBowsk1, 1921) scheinbar bewiesen. Erste Funde von vermeintlich autochthonen marinen Mikrofaunen (benthonische Kalk- und Sandschaler) um 1952, erbrachten dafür sozusagen den letzten Beweis und ließen Zweifel an den Richtigstellungen TrusHEım’s aufkommen. Als dann auch noch vermeintliche planktonische Alb-Cenoman-Foraminiferen gefunden wur- den, wandelten sich diese Zweifel in Gewißheit um. Es blieb in der Tat nur noch die Frage noch der stratigraphischen Ein- engung — auf Untercenoman allein oder noch zusätzlich auf Alb - offen. Dieser Frage wurde in der Folgezeit in Untersuchungen an Bohrmaterial nachgegangen. Dabei fanden sich weitere ben- thonische Foraminiferen, Sand- und Kalkschaler, die die Ein- stufung Alb bis Untercenoman zu bestätigen schienen, ohne jedoch eine weitere stratigraphische Einengung zu erlauben. Hierzu die folgenden Beispiele, die aus Bohrungen auf Blatt Amberg stammen (Tırımann & Treıss, 1963). 1. Unterer Querschlag beim Neuen Wetterschacht im Am- berger Erzberg, Profil 15 (l. c., S. 208-213): Aus dem Basiston der Unteren Erzformation wird bei 5,40 m (Probe Nr. A 50/54) neben Sandschalern wie Glomospira sp., Saccorhiza sp., Textularia sp. und Tro- chammina sp., eine fragliche rotaliide Form: Globotrun- cana sp. ? angeführt, und in der Oberen Erzformation bei 19,40 m (Probe Nr. A 60/54) neben Sandschalern wie Textularia sp., Trochammina sp. und Ammobaculites sp. eine weitere fragliche Form: Bigenerina sp. ?. Beide For- men - Globotruncana sp. ? und Bigenerina sp. ? - sollen den Verdacht auf Kreide nahelegen. Die jetzige Revision ergibt, daß es sich bei der ersten Form um einen unbe- stimmbaren Sandschalerrest handelt, der lediglich an eine Globotruncana sp. erinnert. Bigenerina sp. kommt als Beleg für Kreide nicht in Betracht, da sie schon im Ober- jura mit verschiedenen Arten (OESTERLE, 1968: 742 ff.) be- kannt ıst. 2. Tiefbohrung Schäflohe (Archiv-Nr. K 123): Hier wird bei 98,20-98,50 m neben Ammodiscus tennıs- simus (GUEMBEL) eine Anomalina involuta (Reuss) als Hinweis auf Kreide aufgeführt (l. c. S. 72). Bei der jetzi- gen Revision war diese Form nicht mehr auffindbar. Anomalina-ähnliche Formen sınd aber ebenfalls schon im Oberjura bekannt, wie das folgende Beispiel zeigt. 3. Bohrung Engelsdorf 13 (Archiv-Nr. K 103): Aus dem Basıston der Erzformation wird bei 8,10-8,20 m (l. c.$. 78) angeführt: Bulimina D 17, Anomalına D 12, Lenticulina sp. Die beiden ersten Formen werden als Be- weis für marıne Kreide angesehen. Zusätzlich wird ver- merkt, daß die Bestimmung nach HecHrt (1938) erfolgte und daß sich dabei überraschende Ähnlichkeiten mit dem Faunenbild der Leymeriella regularıs-Zone ergeben ha- ben. Die jetzige Revision kommt zu dem Ergebnis, daß eine Anomalina-ähnliche Form vorhanden ist, daß es sich dabei jedoch um Discorbis ? paraspis (SCHwAGER) handelt, wie von ÖESTERLE (1968: 774) aus dem Malm des Schwei- zer Jura beschrieben. Eine Bulimina war nicht enthalten. Sie könnte aber nicht als Beweis gelten, da die Gattung schon ab dem Jura bekannt ist. Die verbleibende ‚‚Ähn- lichkeit“ mit dem Faunenbild der L. regularıs-Zone Norddeutschlands allein reicht nicht aus, um ein Kreideal- ter zu belegen. 4. Bohrung Krumbach 37 (Archiv-Nr. K 199): Bei 111,10-111,70 m (l. c. S. 80) wird mit Valvulina kar- reri (UHLiG) — neben anderen Sandschalern — „‚eindeutig Kreide“ determiniert. Bei der jetzigen Revision konnte keine Valvulina karreri gefunden werden, dagegen aber eine Paalzowella feifeli (Paaızow). Deren Vorkommen wiederum ist auf den Malm (Oxford) beschränkt. 5. In einer Zusammenschau (Tırımann & Treiss, 1. c. $. 81) werden alle bis dahin aus der Erzformation der verschie- denen Reviere bestimmten Forminiferen aufgelistet. Es wird geprüft, ob damit außer Cenoman auch Alb nach- weisbar sei und zunächst festgestellt, daß eine wün- schenswert enge stratigraphische Einordnung nicht mög- lich sei. Zur Altersstellung heißt es - im folgenden aus- zugsweise zitiert — weiter: „Durch Haplophragmium aequale (ROEMER) erweisen sich klar als Oberkreide die Proben... Sämtliche Formen aus früheren Berichten, die für Alb zu sprechen schienen, wurden einer genauen Beur- teilung unterzogen... Alb konnte nicht nachgewiesen werden. Damit sind die o. a. Proben als Liegendes der Oberkreide zu betrachten (= tiefstes Cenoman).““ Bei dieser genaueren Beurteilung wird an der Bestimmung ‚„‚Globotruncana“ und ‚‚Globigerina‘“ festgehalten, ob- wohl in der Faunenliste zum ersten Mal Placopsilina ce- nomana auftaucht, dagegen keine Globotruncana appen- ninica mehr. Das deutet darauf hin, daß die erste grundle- gende Verwechslung — kurz nach dem Erscheinen der Ar- beit von SeısoLD (1960) — als solche erkannt ist. Die sich daraus nahezu zwangsläufig ergebende Frage, ob es sich eventuell auch bei den übrigen, als Beweis für marines Un- tercenoman aufgezählten Arten um Durchläufer handeln könnte, die wie Placopsilina cenomana selbst alle schon ab dem Oberjura auftreten, wird nicht gestellt. Haplophragmium aequale, extra als für Oberkreide be- weiskräftige Form angeführt, entpuppt sich bei der jetzi- gen Revision als Ammobaculıtes subcretaceus CUSHMAN & ALEXANDER, ebenfalls schon im Oberjura bekannt (OESTERLE, 1968, S. 737). ERGEBNIS Insgesamt kommt damit die jetzige Revision zu dem Er- gebnis, daß weder die als Beweis für marines Untercenoman angeführten planktonischen, noch die benthonischen ‚‚Leit- formen“ einer genaueren Überprüfung standhalten und daß zusätzlich die Umlagerung aus Dogger-Malm-Schichten in mehreren Fällen durch die Begleitfauna nachweisbar ist. Hierzu wird im folgenden eine Übersicht über die wichtig- sten, im Rahmen dieser Revision durchgeführten Neube- stimmungen — jeweils mit dazugehöriger stratigraphischer Einstufung — gegeben. Bohrung Bernreuth 86 (Tırımann & Treıss 1967, Beil. 6) K 53, 159,6-161,5 m „Globigerina“ cf. helveto-jurassica HAEUSLER Trochammina pygmaea (HAEUSLER) Trochammina rotundata E. & J. SEIBOLD Haplophragmoides globigerinoides (HAEUSLER) Textularıa jurassica GUEMBEL Tritaxis lobata (E. & J. SEIBOLD) Subdelloidina haeusleri FRENTZEN Placopsilina cenomana D’ORBIGNY Thurammina sp. Tolypammiına sp. Ammodiscus sp. Miliolidae Seeigelstacheln u.a. Alter: Unterer Malm Bohrung Bernreuth 99 (TırLmann & Teeiss, 1. c.) K51, 104,00-104,10 m Lenticulina sp. Textularia sp. Tolypammina sp. 163,50-164,10 m ‚„‚Globigerina cf. helveto-jurassica HAEUSLER Placopsilina sp. Alter: Dogger-Malm Bohrung Bernreuth 96 (TırLmann et al. 1963, S. 81) K 77, 104,00-112,30 m Trochammina inflata (MONTAGU) Trochammina pulchra ZIEGLER Trochammina parva E. & J. SEIBOLD Textularıa cf. jurassica GUEMBEL Ammobaculites suprajurassicus (SCHWAGER) Proteonina ampullacea BRADY Glomospira sp. Rheophax sp. Lituola sp. Textularıa sp. Haplophragmium sp. Fischzähnchen u.a. Alter: Dogger (-Malm) Bohrung Krumbach 37 (Tırımann et al. 1963, S. 80) K 199, 111,10-111,70 m Textularıa cf. jurassica GUEMBEL Paalzowella feifeli (PAALZOW) Milammina jurassica (HAEUSLER) Cyclogyra sp. Trochammina sp. Alter: Dogger-Malm 149 Bohrung Schäflohe X (Tırımann et al. 1963, S. 72) K 123, 98,20-98,50 m Ammodiscus sp. Foraminiferenreste Bohrung Engelsdorf 16 (Tı.ımann etal. 1963, S. 74) K 133, 1,90-2,65 m Lenticulina div. sp. Nodosaria sp. Eoguttulina sp. Ammodiscus sp. Bohrung Engelsdorf 23 (TıLımann et al. 1963, S. 74) K 137, 4,30-5,10 m Rheophax sp. Ammobaculites sp. Bohrung Bernreuth 129 K 241, 112,60-113,10 m Haplophragmoides globigerinoides (HAEUSLER) Trochammina rotundata E. & ]. SEIBOLD Bigenerina arcuata HAFUSLER Textularia sp. Tolypammina sp. Glomospira sp. Miliolide Fischzähnchen Seeigelstacheln Alter: (Dogger-) Malm Bohrung Bernreuth 130 K 243, 125,80-127,00 m Textularıa elongata (E. & J. SEIBOLD) Paalzowella feıfeli (PAALZOW) Miliammina jurassica (HAEUSSLER) Trochammina sp. Ammodiscus sp. Glomospıra sp. Textularia sp. Haplophragmoides sp. Ammobaculites sp. Schwammskelette Seeigelstacheln Alter: (Dogger-) Malm Zu vergleichbaren Ergebnissen kam schon Graoiss in einer Arbeit von FrEYBERG (1976). FrevgerG beruft sich darin auf GuDDEn & Tereıss (1961, S. 72), wo es heißt, daß eine alters- mäßig nicht restlos gesicherte brackisch-marine Mikrofauna aus einem Ton, wenig über dem Malm, Relikte einer kurzfri- stigen Meeresüberflutung andeute. Guppen wiederum beruft sich auf Tırımann (1954 und 1958), der Ockertone, Braun- eisenerzlinsen, Sande und Glanzbraunkohle des Vilseck- Freihunger Reviers mit der Amberg-Auerbacher Erzforma- tion parallelisiert und- jeweils an der Basis und auch noch mal im höheren Teil derselben, unter Berufung auf mikropaläon- tologische Bestimmungen (s. o.) — eine marin-brackische Fauna angibt. FreyBers schreibt, daß er aufgrund dieser An- gaben immer wieder Proben aus Tonhorizonten der Erzfor- mation verschiedener Bohrungen entnommen habe. Diese wurden mikropaläontologisch von Gross untersucht. Er- gebnis: In den Proben fanden sich immer nur „‚verkieselte Kleinfaunen von jurassischem Charakter, wahrscheinlich aus dem Malm umgelagert“. SCHLUSSFOLGERUNGEN FÜR DIE PALÄOGEOGRAPHISCH- TEKTONISCHE ENTWICKLUNG Dieses Ergebnis wurde wohl nicht wahrgenommen oder es kam gegen die nie widerrufenen, scheinbar mehrfach gesi- cherten mikropaläontologischen Befunde in den Proben von Tırımann nicht an. Die „untercenomane Meeresbucht“ (Tırımann 1964, TıLLMANN & TRrEıBs, 1967) lebte, wenn auch mit Fragezeichen versehen, weiter als ‚vielleicht zeitweilig brackisch-marine trogförmige Randtalzüge‘“ (Guppen, 1975), als ‚„Tümpel und Seen, die ... möglicherweise in den Einflußbereich des ... Oberkreidemeeres gelangten“ (Gau etal. 1973) bzw. als ‚‚fjordartige marine Rinne ... Vorläufer des breiteren obercenomanen Golfes von Regensburg‘ (Herm, 1979). Nachdem sich durch die jetzt dargelegten Er- gebnisse die Hauptargumente für einen marinen unterceno- manen Vorstoß in das Gebiet nördlich der Linie des Lands- hut-Neuöttinger Hochs in Nichts auflösen, liegt die Schluß- folgerung einer rein limnofluviatil-terrestrischen Entstehung der Erzformation - analog derjenigen der Schutzfelsschichten — nahe. Glaukonitgehalte und Ooide lassen sich, ebenso wie die Mikrofaunen, durch Umlagerung aus Jura-Schichten er- klären. Ein Unterkreide- Alter kommt, neben Unter- bis Mit- telcenoman, wie bei den Schutzfelsschichten (TRUSHEIM, 1936), wieder in Betracht. Gleichzeitig wird auch offenkun- dig, daß der obercenomane Meeresvorstoß (vgl. auch Krein et al. 1979) ein relativ plötzliches Ereignis ohne vermittelnde Vorläufer darstellt. Diese Feststellung schließt eine Trans- gressionsdauer von vielen hundert Jahren, wie von TRUSHEIM (1936, S. 60) vorsichtig als Minimum geschätzt, durchaus noch mit ein. Seit dem Rückzug des Meeres im Berrias — bis auf eine Linie unmittelbar vor dem heutigen Kalkalpen- Nordrand (vgl. Meyer et al. 1981, Taf. 4, Fig. 1) — war das Meer noch zweimal bis zur Linie des Landshut-Neuöttinger Hochs vorgerückt, einmal im Valendis-Hauterive und noch mal im Apt-Alb. Dies ist jedoch - im Vergleich zum oberce- nomanen Meeresvorstoß — eher als ein Oszillieren der Mee- resküste zu bezeichnen. Jetzt transgredierte das Meer erst- mals wieder seit dem Malm - anknüpfend an NW-SE-strei- chende Bruchstrukturen — bis in den Raum nördlich von Re- gensburg — möglicherweise diachron während des Mittel- bis Obercenomans (LAnGE & Pauus, 1971), obwohl Mittel-Ce- noman bisher, trotz Bemühen, nicht nachweisbar ist. Insge- samt läßt sich folgern, daß das Landshut-Neuöttinger Hoch bis in das mittlere Cenoman hinein eine Trennlinie zwischen festländischer Entwicklung im Norden und mariner Ent- wicklung ım Süden darstellte. Der plötzliche Vorstoß, der -ohne Übergang - voll marine Ablagerungen mit planktonischen Foraminiferen fast 150 km weit nach Norden vordringen ließ, deutet auf relativ abrupte Abbrüche randlicher Schollen von der bis in das Turon hinein synsedimentär aufsteigenden Böhmischen Masse hin. Diese stehen, als Teil des ‚„Gesamtzerfalls des östlichen Teils des Mitteleuropäischen Festlandes während des Obercenoman“ (TRöGER, 1981, S. 163) wohl in Zusammenhang mit dem tek- tonıschen Geschehen — Kollision und Aufschiebungen — am Südrand des Europäischen Schelfs. ZUSAMMENFASSUNG Die stratigraphisch-fazielle Interpretation der Amberger Erzformation als zeitweilig marine Ablagerung des Unterce- noman, von TıLımann schon 1940 und in der Folgezeit von 1954-1967 vertreten, geht zunächst auf Verwechslungen bei Makrofossilbestimmungen (Kıürrer, 1919, Jacusowsı, 1921) zurück, die aber von TRUSHEIM (1936) richtiggestellt worden waren. Neuen Auftrieb erhielt sie, wieder durch Verwechs- lungen bei Bestimmungen — diesmal an Mikrofossilien — ım Auftrag Tırımann’s seit 1952 am Bayerischen Geologischen Landesamt durchgeführt. Grundlegend wirkte sich dabei aus, daß trochospirale Anfangswindungen von Placopsilina ceno- mana als Rotalipora appenninica und Jura-,,Globigerinen“ als Kreideplankton angesehen wurden. Beides zusammen führte nicht nur zu der o. a. Interpretation, sondern zog auch noch eine verstärkte Suche nach zusätzlichen benthonischen Leitformen zur Präzisierung der scheinbar gesicherten Ein- stufung ‚‚Alb bis Untercenoman“ nach sich, woraus weitere Fehlbestimmungen resultierten. Diese sind bis heute nicht be- richtigt, weshalb auch die o. a. Interpretation noch weiter- lebt. Die jetzt durchgeführte Revision der am Landesamt auf- bewahrten Mikrofaunen holt dieses Versäumnis nach. Sie kommt zu dem Ergebnis, daß die Mikrofaunen alle aus Jura- schichten umgelagert sind und kein Kreideplankton beinhal- ten. Damit entfällt der „zeitweilig marine Einfluß“ zugun- sten einer rein limnofluviatil-terrestrischen Deutung. Neben Unter- bis Mittelceenoman kommt wieder ein Unterkreideal- ter in Betracht. Paläogeographisch bedeutet das, daß das Landshut-Neuöttinger Hoch bis in das mittlere Cenoman hinein die Trennlinie zwischen festländischer Entwicklung im Norden und mariner Entwicklung im Süden bildete. Damit erhellt auch, daß die obercenomane Transgression, ein relativ plötzliches Ereignis ohne Übergang, einen Gipfelpunkt des tektonischen Zerfalls dieses Gebietes markiert. 151 ERBERATURVERZEICHNIS CECH, S., KLEIN, V., KRIZ, J. & VALECKA, J. (1980): Revision ofthe Upper Cretaceous stratigraphy of the Bohemian Cretaceous Basın. Vest. Ustr. Ust. geol., 55, 5, 277-296, 11 Abb., Prag. CRAMER, H. & TREIBS, W. (1951): Geologische Exkursion durch die südliche Frankenalb. — Geologica Bavarica, 6, 149-161, 1 Tab., 2 Abb., München. DACQUE, E. (1939): Die Fauna der Regensburg-Kelheimer Ober- kreide (mit Ausschluß der Spongien u. Bryozoen). — Abh. Bayer. Akad. Wiss., math.-nat. Abt., N. F., 45, 218 S., 17 Taf., München. Fink, W. (1928): Die Eisenerzlagerstätten der oberpfälzisch-fränki- schen Jura-Hochfläche. — In: SCHUSTER, M.: Abriß der Geo- logie von Bayern r. d. Rh. Abt. VI, 203-205, München. FLurL, M. (1972): Beschreibung der Gebirge von Baiern und der oberen Pfalz. - 642 S., 4 Taf. 1 geol. Kte, (Joseph Lentner) München. FREYBERG, B. V. (1976): Der Nordwestrand des Gewölbes von Eschenfeld-Königstein (Frankenalb). — Geol. Bl. NO-Bay- ern, 26, 157-187, 5 Abb., Erlangen. GAaLL, H., MÜLLER, D. & YAMANI, A. (1973): Zur Stratigraphie und Paläogeographie der Cenoman-Ablagerungen auf der süd- westlichen Frankenalb (Bayern). -— N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 143, 1-22, 2 Abb., 1 Tab., Stuttgart. GUDDEN, H. (1975): Die Kreidelagerstätten in Nordost-Bayern. — Geol. Jb., D 10, 201-238, Abb. 56-58, Taf. 5-6, Tab. 26-27, Hannover. — — & TrEßs, W. (1961): Erl. Geol. Kte. Bayern 1:25000, Bl. 6436 Sulzbach-Rosenberg Nord. - 143 S.,6 Abb.,9 Beil. (Bayer. Geol. Amt) München. HERM, D. (1979): Die süddeutsche Kreide — Ein Überblick. — In Aspekte der Kreide Europas, JuGs Series A 6, 85-106, 2 Abb., Stuttgart. Groiss, J. T. (1970): Feinstratigraphische, ökologische u. zooge- ographische Untersuchungen der Foraminiferen-Faunen im Oxford der Frankenalb. —- Erlanger Geol. Abh., 81, 1-83, 2 Tab. Erlangen. GUMBEL, C. W. v (1868): Geognostische Beschreibung des Ostbaye- rischen Grenzgebirges. 968 S. (J. Perthes), Gotha. — — (1891): Geognostische Beschreibung der Fränkischen Alb (Frankenjura). — 763 S., Kassel. JAKUBOWwsKY, K. (1921): Geologische Untersuchungen im Gebiet des Bodenwöhrer Beckens. - Manuskript, Dissertation, Göt- tingen. KLEIN, V., MÜLLER, V. & VALECKA, J. (1979): Lithofazielle und pa- läogeographische Entwicklung des Böhmischen Kreidebek- kens. — In: Aspekte der Kreide Europas, JUGS Series A 6, 435-446, 6 Abb., Stuttgart. KLUPFEL, W. (1919): Zur Kenntnis der Stratigraphie und Paläo- geographie des Amberger Kreidebeckens. — Cbl. Mineral. etc., 19 u. 20, 307-312, Stuttgart. LANGE, H. & PauLus, B. (1971): Stratigraphie und Fazies des Gault und Cenoman der Wasserburger Senke im Bayerischen Mo- lasseuntergrund. — Erdöl-Erdgas 87. Jg., 1971, 516, 150-163, 11 Abb., Wien-Hamburg. LEHNER, L. (1924): Die Gliederung der fränkischen albüberdecken- den Kreide. - Cbl. Mineral. etc., 1924 B, 176-181, Stuttgart. — — (1935): Über das Cenoman auf dem Frankenjura bei Sulzbach. Studien über die fränkische albüberdeckende Kreide VII (Herausg. v. R. DEHM). — Zentralbl. Mineral. etc., 1935 B, 417-422, Stuttgart. — — (1936): Zur Lagerung, Schichtfolge und Paläogeographie der Fränkischen Kreide. Studien über die albüberdeckende Kreide IX (Herausg. v. R. DEHM). — Zentralbl. Mineral., 1936 B, 362-369, Stuttgart. — — (1937): Fauna u. Flora der Fränkischen albüberdeckenden Kreide I. Die Lamellibranchiaten (ohne Inoceramen). (Her- ausg. v. R. DEHM). — Paläontographica, 85, A, 115-233, 2 Tab., 9 Taf., Stuttgart. MÄGDEFRAU, K. (1953): Paläobiologie der Pflanzen. 2. Aufl., 438 S., 321 Abb. (G. Fischer), Jena. MEYER,R.K.F., RıscH, H. & LANGE, H. (1981): Die Kreide. - In: Erl. Geol. Kte. Bayern 1:500000, 3. Aufl., 68-78, 2. Abb., 1 Tab., Taf. 4 (Bayer. Geol. L.-Amt), München. ÖESTERLE, H. (1968): Foraminiferen der Typlokalität der Birmen- storfer Schichten, unterer Malm. — Eclogae geol. Helv., 61, 2, 695-792, 53 Abb., Basel. OHMERT, W. (1967): Die Ostracoden-Gattung Cythereis aus der Oberkreide Südbayerns. — Diss. Univ. München, 192 + VI S., 18 Abb., 9 Taf., München (Photodruck). OSCHMANN, F. (1958): Erl. geol. Kte. Bayern 1:25.000, Bl. 7038, Bad Abbach. — 184 S., 2 Abb., 3 Taf., 5 Beil. (Bayer. Geol. L.-Amt), München. PACLTOVA, B. (1977): Cretaceous angiosperms of Bohemia-Central Europe. — Bot. Rev., 43, 1, 128-142, 6 Abb., USA. — — (1978): Significance of Palynology for the biostratigraphic di- vision of the Cretaceous of Bohemia. — Paleont. Conf. Univ. Karlova, 1977, 93-108, 10 Fig., 6 Taf., Prag. PRESCHER, H. (1981): Probleme der Korrelation des Cenomans u. Turons in der Sächsischen und Böhmischen Kreide. -Z. Geol. Wiss. Berlin, 9 (1981) 4, 367-373, 1 Tab., Berlin. ROBASZYNSKI, F. & CARON (Coord.) (1979): Atlas de Foraminferes planctoniques du Cretace moyen (mer boreale et Tethys) I et II. — Cahiers de Micropaleontölogie, 1, 1-185, 11 Fig., 4 Tab., Taf. 1-39, et 2, 1-181, 15 Fig., Taf. 40-80 (Edit. Centre Nat. Rech. Scient.) Paris. ROTHPLETZ, A. (1913): Über die Amberger Erzformation. - Z. prakt. Geologie 21, 249-260, Berlin. SEEMANN, R. (1925): Die geologischen Verhältnisse längs der Am- berg-Sulzbacher und Auerbach-Pegnitzer Störung. — Abh. Naturhist. Ges. Nürnberg, 22, 3, 90-150, Nürnberg. SEIBOLD, E. & I. (1960): Foraminiferen der Bank- und Schwamm- Fazies im unteren Malm Süddeutschlands. - N. Jb. Geol. u. Paläont. Abh. 109, 3, 309-438, 22 Abb., 3 Tab., 2 Taf., Stuttgart. TILLMANN, H. (1940): Ergebnisse der geologischen Aufnahme der Freiburger Störungszone auf Blatt Kaltenbrunn Nr. 166 (Oberpfalz). - Z. deutsch. geol. Ges., 92, 541-564, Berlin. — — (1954): Die Kreide in Nordostbayern. - Erl. Geol. Kte. Bay- ern 1:500 000, 1. Aufl., 85-94 (Bayer. Geol. L.-Amt), Mün- chen. — — (1958): Erl. Geol. Kte. Bayern 1:25000 Bl. 6337 Kaltenbrunn. - 118 S., 2 Abb., 6 Beil. (Bayer. Geol. L.-Amt), München. — — (1964): Kreide. — Erl. Geol. Kte. Bayern 1:500000, 2. Aufl.,: 141-161, Abb. 24-27, Tab. 8-11 (Bayer. Geol. L.-Amt), München. — — & TREIBS, W. (1967): Erl. Geol. Kte. Bayern 1:25000, Bl. 6335, Auerbach. -219 S.,6 Abb., 8 Taf., 7 Beil., 1 Profiltaf. (Bayer. Geol. L.-Amt), München. — — TREIBS, W. & ZIEHR, H. (1963): Erl. Geol. Kte. Bayern 1:25000, Bl. 6537, Amberg. —222 S.,25 Abb., 1 Taf.,2 Pro- filtaf. (Bayer. Geol. L.-Amt), München. TRÖGER, K. A. (1981): Zu einigen Problemen der Alb-Cenoman- Transgression in Europa. -Z. angew. Geol., 27 (4), 160-163, 2 Abb., Berlin. TRUSHEIM, F. (1936): Die geologische Geschichte Süddeutschlands während der Unterkreide u. des Cenomans. —- N. Jb. Miner., Beil. Bd. 75B, 1-109, 24 Abb., 1 Tab., 2 Taf., 1 Beil., Stutt- art. Vorn | v (1941): Das k. b. Berg- und Hüttenamt Bodenwöhr. Fig. Fig. Fig. 7-9. ig. 10-11. Fig. Fig. Tafel 1 Fig. 1-9 Zonenleitformen nach Erst- bzw. Letztauftreten im Profil Benberg (FORSTER, MEYER & RISCH) Rotalıpora cushmani (MORROW) Probe A 70/82 1. Dorsal (x 80) 2. Lateral (X 91) 3. Ventral (x 90) Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO Probe A 74/82 4. Dorsal (x 100) 5. Lateral (X 130) Ventral (X 111) Praeglobotruncana helvetica (BOLLI) Probe A 76/82 7. Dorsal (X 110) 8. Lateral (leicht verkippt) (X 120) 9. Ventral (X 119) Fig. 10-14 Umgelagerte Jura-Foraminiferen aus den Schutzfelsschichten mit gewisser Ähnlichkeit zu planktonischen Kreide-Formen (RIsCH) „Globigerina“ cf. helveto-Jnrassica HAEUSLER Probe K 51, 163,50-164,10 m Bohrung Bernreuth 99 umkristallisierte Individuen 10. Ventral (X 200) 11. Ventral (X 277) Placopsilina cenomana D’ORBIGNY Probe K 53, 159,60-161,50 m Bohrung Bernreuth 86 12. abgebrochener Anfangsteil (X 137) 13. Anfangsteil mit Folgekammern (X 87) ? Trocholına sp. abgebrochener erster Umgang (X 135) Probe K 53, 159,60-161,50 m Bohrung Bernreuth 86 Zitteliana 10, 1983 RıscHh, H. Tafel 1 Zitteliana Ben 155174 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb, Nördliche Kalkalpen) REINHARD GAUPP*) Mit 7 Abbildungen und 2 Tafeln KURZFASSUNG Die klastische Sedimentserie der Losensteiner Schichten ist in den nördlichsten und tektonisch tiefsten Einheiten der Nördlichen Kalkalpen (Bajuvarıkum) aufgeschlossen. Diese Sedimente umfassen Ton- und Siltsteine mit Einschaltungen von turbiditischen Sandsteinen, Geröllpeliten und Konglo- meraten. Sie wurden während des Alb in kleinräumigen sub- marinen Fächern abgelagert. Sohlmarken an den turbiditi- schen Sandsteinen und nach Süden abnehmende Proximalität der Konglomerate belegen Paläoströmungsrichtungen aus Norden. Die paläogeographische Einordnung des ursprünglich im Norden des Oberostalpin gelegenen Liefergebietes ist um- stritten. Aus der vermuteten Position dieses Liefergebietes, das während einer Zeit erster intensiver, kompressiver tekto- nischer Bewegungen in der frühen orogenetischen Entwick - lung der Alpen (Apt bis Campan) Detritus nach Süden schüt- tete, wurden paläotektonische Schlüsse gezogen. j Die Analyse der Konglomeratgerölle aus magmatischen, metamorphen und sedimentären Gesteinen ermöglicht die Rekonstruktion eines lithologischen Profils des Liefergebie- tes. Die Komponenten erweisen, daß mesozoische und pa- läozoische Gesteine über kontinentalem Kristallinsockel ne- ben ophiolithischem Material erodiert wurden. Diverse oberjurassische und unter- bis mittelkretazische Kalkgerölle zeigen Mikrofazies, die im Kalkalpin entweder selten oder unbekannt sind. Biodetritische Flachwasserkalke mit Clypeina jurassica FAvReE („‚Sulzfluh-Faziestyp“) und mit unterkretazischen Dasycladaceen und Foraminiferen (,,Ur- gon-Faziestyp‘‘) konnten neben den für das kalkalpine Meso- zoikum üblichen Gesteinstypen erkannt werden. Die Sedi- mentation im Herkunftsgebiet setzte sich unter flachmarinen Bedingungen, bei Zufuhr von siliziklastischem (teilweise ul- trabasischem) Material, bis ins Apt/? Unteralb fort. Ein Vergleich des lithologischen Profils des Herkunftsge- bietes mit Gesteinen ostalpiner und penninischer Einheiten läßt darauf schließen, daß sich die klastischen Komponenten der Losensteiner Schichten aus einem Liefergebiet in unter- ostalpiner Position ableiten lassen. ABSTRACT During the Albian, the clastic sequence of the Losenstein Formation was deposited in the northern parts of the Upper Austroalpine realm (Eastern Alps). These sediments, which comprise pelites with intercalations of turbiditic sandstones, pebbly mudstones, and conglomeratic beds, were generated in small submarine fans. Paleocurrents from the north are in- dicated by bottom marks from turbiditic psammites and evi- dence of southward decreasing proximality in conglomerates. The paleogeographic position of the source area, located north of the Upper Austroalpine, is controversial. Paleotec- *) R. GAUPP, Technische Universität Berlin, Institut für Ange- wandte Geophysik, Petrologie und Lagerstättenforschung, Straße des 17. Juni 135, D-1000 Berlin 12. tonic deductions were drawn from the assumed localızations of this source area, which supplied debris towards the south during a period (Aptian to Campanian) of first intensive com- pressional movements in the early alpine orogenic history. The analysis of conglomerate pebbles, which include mag- matic, metamorphic and sedimentary rocks, allows a recon- struction of a lithologic profile ofthe area of provenance. The components indicate that Mesozoic and Paleozoic rocks as well as ophiolitic material and crystalline basement rocks were exposed to erosion. Microfacies studies of sedimentary rock components of conglomerates reveal Upper Jurassic and Lower to Middle Cretaceous lithologies, which are uncommon or not existing in the Upper Austroalpine stratigraphic column. 156 Bioderrital shallow water limestones with Clypeina juras- sica FAvR& („‚Sulzfluh-Faciestype“) and with Lower Cretace- ous Dasycladaceae and Foraminifera (‚‚Urgon-Faciestype“) were recognized in addition to lithologies common in the Me- sozoic stratigraphy of the Austroalpine unit. The sedimenta- tion in the source area continued under shallow marine condı- tions, with introduction of siliciclastic (partly ultramafıc) ma- terial, until the Aptian/Lower(?) Albian. A comparison of the lithologic profile of the source area with lithologies of the Austroalpine and Penninic units shows that the clastic components of the Losenstein Beds were deri- ved from an area in Lower Austroalpine position. I» EINLEITUNG Die klastische Sedimentfolge der Losensteiner Schichten (Unteralb bis Vraconien) ist auf die tiefsten tektonischen Stockwerke der Nördlichen Kalkalpen beschränkt (Tiefbaju- varıkum). Es handelt sich um eine maximal 200 m mächtige Serie aus Ton- und Siltsteinen mit turbiditischen Sandsteinen, Geröllpeliten und Konglomeraten. Obwohl die Lithofazies- typen dieser Serie lateral und vertikal rasch wechseln, sind sie doch erstaunlich gleichförmig ausgebildet entlang des gesam- ten Kalkalpen-Nordrandes von Vorarlberg bis Wien. Die diesem Artikel zugrunde liegenden Arbeiten erfassen grob-klastische Sedimente der Losensteiner Schichten zwi- schen dem Großen Walsertal/Vlbg. im Westen und Füs- sen/Allgäu im Osten (Abb. 1). Die Ablagerung der Losensteiner Schichten (KoLLmAanN 1968) erfolgte in einem Zeitabschnitt der Kreide, während dem geotektonische Bewegungen das Bild des alpinen Te- thysraumes tiefgreifend umgestalteten. (Drwry et al. 1973; Trumpy 1975; Frisch 1976, 1981; Dietrich 1976). Die Zerle- gung der oberostalpinen, paläozoisch-mesozoischen Sedi- mentplatte und ihre Stapelung zu einem Deckenkomplex fand im wesentlichen während der Mittelkreide statt. Diese Vor- gänge lassen sich erklären als Reaktion der sedimentären Hülle auf Verschuppungen bzw. Verkürzungen der unterla- gernden kontinentalen Kruste (vgl. Böceı 1976) während der Schließung des Südpenninischen Ozeans im Norden des Ostalpin (zusammenfassende Darstellungen in Trumpy 1975, ToLLManN 1976, OBERHAUSER 1980). Die Sedimente der Losensteiner Schichten mit ihrem bun- ten Spektrum an ‚‚exotischen‘“ Geröllen umstrittener Her- kunft hatten früh die Aufmerksamkeit geologischer Bearbei- ter auf sich gezogen (Broırı 1914; vgl. MuLL£r 1973). Aus der vermuteten Herkunft und der Zusammensetzung vor allem des kristallinen Detritus wurden sehr unterschiedliche paläo- tektonische und paläogeographische Schlüsse gezogen. Es CENOMAN- RANDSCHUPPE Oberstdorf AROSA-ZONE 6) Fussen Abb. 1. Lage des Arbeitsgebietes und tektonische Gliederung der Kalkalpen zwischen Großem Walsertal 10km —_— und Füssen/Allgäu. 1 = Blasenka (Großes Walsertal), 2 = Bärgunt (Hinteres Kleines Walsertal), 3 = Roßkopf, Häuselloch- bach, Weißenbach, Kleebach (westl. Hindelang), 4 = Riesenbach (Vilstal), 5 = Schrecksee wurde mehrfach versucht, die orogenen Bewegungen wäh- rend jener wichtigen Phase der alpidischen Entwicklungsge- schichte aus den syntektonisch entstandenen Ablagerungen zu rekonstruieren. 157 In der vorliegenden Arbeit werden ergänzende Beobach- tungen und Ergebnisse sedimentologischer Untersuchungen an Konglomeraten der Losensteiner Schichten mitgeteilt. 2. SEDIMENTPETROGRAPHIE DER KONGLOMERATE Angaben zur Petrographie der Losensteiner Schichten fin- den sich in den Arbeiten von Zeır (1955, 1956), ZACHER (1966), KoLıLmann (1968), MÜLLER (1973), Löcseı (1974). Die folgende kurzgefaßte Zusammenstellung sedimentpetrogra- phischer Charakteristika der Losensteiner Konglomerate geht aus den Untersuchungen von Gaupr (1980) hervor. 2.1 GEFÜGE UND FAZIESMERKMALE Lithologie: Polymikte Orthokonglomerate, Parakonglomerate, Ge- röllpsammite und Geröllpelite. Die stark vorherrschenden komponentengestützten Orthokonglomerate treten entwe- der strukturlos (chaotisch) und unsortiert oder strukturiert, gut sortiert mit Regelung und Imbrikation auf. Die Kompo- nenten sind sehr gut gerundet, seltener mäßig gut gerundet, Gerölldurchmesser bis >2m, häufige Modalwerte zwischen 2 und 5cm. Matrix der bimodalen Orthokonglomerate ist meist gut sortierter Sand bis Grobsand, bei den polymodalen Parakonglomeraten sandreicher Tonsilt. Geröllspektrum mit hoher kompositioneller Reife. Sedimentstrukturen: Normale und inverse Gradierung häufig. Sowohl ‚‚coarse- tail“-Gradierung als auch „‚distribution“-Gradierung vertre- APT ten. Großmaßstäbliche, horizontal-planare Schrägschichtung mit Winkeln bis 25° ist selten zu beobachten. Parallele Hori- zontalschichtung häufig in dicken Bänken mit multipler Gra- dierung. Feinkonglomeratbänke zeigen Strömungsmarken an den Schichtunterflächen. Geometrie der Konglomeratkörper: Meist linsenförmige Körper geringer lateraler Kontinuität, selten ebenflächig begrenzte Bänke. Mächtigkeit einzelner Lagen zwischen 0,3 m und 2 m, mitunter > 10 m. Die Basıs mächtiger Lagen zeigt erosive Diskordanz zu den liegenden Sedimenten (Abb. 2 und 3). Bankoberflächen eben und oft von Grobsandlagen überdeckt. Sehr mächtige Konglomerat- körper sind komplex aufgebaut aus einzelnen basal ineinan- dergreifenden bandförmigen Schüttungskörpern mit plan- konvexem Querschnitt (z. B. Bärgunt, Abb. 3; Gaupr 1980). Transportrichtungen und Proximalıtät: Interngefüge und Sohlmarken der mit den Konglomeraten assoziierten Turbiditsandsteine belegen einen Sedimenttran- sport aus nördlichen Richtungen (MuLzer 1973). Aufgrund der Korngrößenabnahme in den Konglomeraten von der Ce- noman-Randschuppe im Norden zur Allgäudecke im Süden wurde von Zeır (1955, 1956) und ZAcHER (1966) auf ein im Norden gelegenes, heute nicht mehr erschlossenes Lieferge- biet geschlossen (vgl. Broıı 1914, Kraus 1951). LOSENSTEINER SCHICHTEN TANNHEIMER SCHICHTEN Konglomerate Sandsteine Mergel , Tonmergel = = Mergelkalke zes Kalke | NEOKOM- APTYCHENSCHICHTEN Abb. 2. Schemazeichnung zur Verdeutlichung der stratigraphi- schen Beziehungen zwischen Losensteiner Schichten und den liegen- den Tannheimer Schichten. (* = Schichtausfall unter konglomeratischen Rinnenfüllungen durch basale Erosion) Abb. 3. Aufschlußskizze der erosiven Basis einer mächtigen amal- gamierten Orthokonglomeratlage (Rinnenfüllung) über Psammiten, Parakonglomeraten und Geröllpeliten der Losensteiner Schichten. Bärgunt, Hinteres Kleines Walsertal, 1790 m NN; Arosa-Zone. Nach Gaurr (1980) belegen die systematischen Korngrö- ßenvariationen der Gerölle eine generell Nord-Süd gerichtete Sedimentzulieferung: Durchmesser übergroßer Einzelgerölle > 1 m treten nur in den Konglomeraten der Cenoman-Rand- schuppe (und aus dieser tektonisch verschleppt in der Aro- sa-Zone) auf. Die mittleren scheinbaren Durchmesser der 10 größten Ge- rölle (= D/10-Werte) aus basalen Teilen gradierter Konglo- merate und aus ungradierten Konglomeraten liegen in der Cenoman-Randschuppe mindestens um 20% über denen der Allgäudecke. Die Häufigkeit von Konglomeraten mit D/10-Werten >15 cm geht in der südlichen Allgäudecke (Tannheimer Berge) gegen Null. In turbiditischen Psammiten weisen Bankmächtigkeiten, Korngrößen basaler Lagen und die Abfolgen der Bouma-Ab- schnitte auf distalere Verhältnisse in der Allgäudecke als in der Cenoman-Randschuppe hin. Die Gesamtheit sedimentologischer Beobachtungen in den Losensteiner Schichten belegt größere Proximalität in der Cenoman-Randschuppe, verglichen mit der Allgäudecke (Gaupr 1980). Zur Interpretation des Ablagerungsmilieus: Interngefüge, Geometrie und Faziesassoziationen der Konglomerate belegen ihre Bildung aus schwerkraftbeding- ten Resedimentationen. Es handelt sich nicht um klastische Bildungen einer Transgression wie vormals angenommen. Die Losensteiner Schichten wurden in kleinen radial-finger- förmig nach Süden vorgreifenden submarinen Fächern unter tief-sublitoralen bis bathyalen Verhältnissen abgelagert. Die Konglomerate sind klastische Füllungen von Rinnen, die durch basale Erosion unter hochkonzentrierten Sedimentdis- persionsströmen entstanden (Details in Gaurr 1980, 1982). 2.2 KOMPONENTENBESTAND DER KONGLOME- RATE Das Geröllspektrum der Konglomerate umfaßt leukokrate plutonische und vulkanische Gesteine, basische Vulkanite, niedrig- bis mittelgradig metamorphe Gesteine sowie silizi- klastische und karbonatische Sedimentgesteine (AMPFERER & OHnEsoRGE 1909, BRINKMANN et al. 1937, ZeıL 1955, ZACHER 1966, MürLer 1973, Löcseı 1974, Gaupr 1980). Die Abbildungen 4, 5 und 6 geben einen Überblick über die häufigsten Gerölltypen. Vor allem die kristallinen, meist als „exotisch“ bezeichneten Komponenten wurden in Beschrei- bungen dieser Konglomerate hervorgehoben. Rhyolithische und dacitische Gerölle sowie pyroklastische Äquivalente sind die häufigsten Kristallin-Komponenten. Granite (vorherrschend grüne Varietäten) sind sehr selten. Bei den Metamorphiten sind Phyllite und Glimmerschiefer im Osten häufiger als im Westen. Generell sind Phyllite, Glimmerschiefer und Gneise untypische und relativ seltene Komponenten der Losensteiner Schichten. Höhermetamorphe Gesteine fehlen im Westen entweder ganz oder sind extrem selten. Ultrabasischer Detritus (Ser- pentinit) tritt nur in der Sandfraktion auf. Die Sedimentgesteinskomponenten wurden bislang gedeu- tet als umgelagerter Detritus der kalkalpinen permomesozoi- schen Schichtfolge (Zeit 1955, MürıEr 1973, DIETRICH 1976). Auch Löcseı (1974) gibt für die Sedimentgesteinsgerölle eine „Kalkvoralpine‘“ Herkunft an. Lediglich Er Noo (1966) hält kalkalpine Herkunft für verschiedene Kalkgerölle für ausge- schlossen. Zusammensetzung Bärgunt Häuselloch (Arosa-Zone) (Cenoman- Randschuppe) Sedimentgesteine: Biogene arenit. Kalke 9,9 4,8 Kreidesandsteine 1,6 0,8 Fleckenkalke u.bunte Kalklutite 10,7 rl, Echinodermen-Biosparite <0,5 1,8 Hornsteine,Spiculite,Radiolarite <0,5 2,5 weißer Dolomit,dolom. Kalk 11,2 6,3 gelbgrauer u. gelber Dolomit 16,9 12,8 schwarzer Dolomit 173 <0,5 rote u. graue Quarzpsammite 1,6 6,8 schwarze Lydite 1,3 2,5 54% 46% Kristallin: Quarz 1152 19,3 Granit <0,5 = Metakonglomerate,Quarzite u. Meta-Arkosen 11,8 7,8 Saure u. intermediäre Eruptiva 17,8 IS Basische Eruptiva . 4,5 10,3 Chloritaggregate, (?)Serpentinit == 1,0 Chloritschiefer,Glimmerschiefer 0,6 045 46% 54% 313 Gerölle 398 Gerölle Abb. 4. Prozentuale Verteilung der Geröllkomponenten in zwei Konglomeratbänken der Losensteiner Schichten (Alb). 159 ae N) @® HAUFIG [} ö 8 Be} 8 7 ® ZURÜCK TRETEND A + u A Q [} a Br) Era en er ee 2 een: ? NICHT NACHGEWIESEN % = 2 a er D © 5 Aa mE in T =! Silt-/Tonsteine a 320200 0008 < Quarzpsammite (a a ak Je Vo re ET Va ie) " Kalkarenite 0©8/7.077197,979 ? (6) ? 9, R . Orbit.Lithothamn.- < Bioarenite } en 0 u I . . . A Orbit.Milioliden- E Biomikrite } ee Ne 9,60 7| Eu) - : vuls Bio-Oolumpsparite BEEITEOLE OTTO JONES, = |ul8 Korallenbiolithite OEL FEN eo :Ere = !;9o| ad = ın 5 1 Biointrasparite a mit Salpingoporella } ne Ze a ee 5 En = je ® 2 Calpionellenkalke OE.0 0 00200020 [ei Biopelsparite } = mit Clypeina j. ee Er I rt Lumpintrasparite } = mit Protopeneroplis a En 0 07 10.0 E 5 & Saccocomakalkmikrite IE O) Bel Klee) Q | oO 5, Filamentkalke OFE02290Z59 797,97 297 79 4 x [o) 2 Radiolarite OO. OS O8 e|y 3|o0 (eu) a Kieselkalke, 5 je} Spiculite NEE un Echinodermenschuttkalke o 9 9 eve e dd 0 “ Fleckenkalke (jf) 09090 e 222 209 A Bunte Kalklutite o 909 e ee oe 2» m Obertriaskalke ? 0. 0 Od © © ',© 2 (Haupt-) Dolomit oe oe © [ Zur u} & ? Dolomit gelb [ Zu) ® u < : = la (Wetterstein-) Kalk } Deren eo 9 870 = (Wetterstein-) Dolomit < ? schwarze Kalkmikrite (0, Ko) el OL He 2 Or u Buntsandstein ©r Fo #979 FO EITFOrT Abb. 5. meraten der Losensteiner Schichten. Eine eingehende Neubearbeitung der Sedimentgesteinsge- rölle macht nun deutlich, daß verschiedene der Geröll-Litho- faziestypen im Kalkalpin entweder selten oder aber unbe- kannt sind. Nur diese Komponenten sowie einige weitere pa- läogeographisch interessante Geröllanteile werden hier kurz beschrieben. a) Wettersteinkalk und -dolomit: Weiße, teilweise gelbgefleckte dolomitische Dismikrite mit pel- und lumpsparitischen Partien, Fenstergefügen, gradier- ten Hohlraumfüllungen (z. T. fenestral algal boundstones). Zusammensetzung des mesozoischen Anteils von Sedimentgesteins-Komponenten in Konglo- Fossilgehalt: Pharetronen, Kalkschwämme, Ostracoden; Algen: Zonotrichites, Tubiphytes obscurus Masıov, Thaumatoporella sp.; Foraminiferen: Ophtalmidium cf. tricki (LANGER), Glomospirella sp., Trochammina sp., Turri- spirillina prealpina Trıronova; bestimmt durch Dr. Ort: Endothyra cf. batuxi, Amphimuralıs sp., Aeolisaccus tintinniformis MiSiK. Obwohl keine sicheren Leitformen zu finden waren, deutet nach Herrn Dr. Orr die Fauna und der Gesamteindruck auf (?) mittel- und obertriadischen Wettersteinkalk und -dolomit 160 hin. Der Mangel an Diploporen und das gehäufte Auftreten von Tubiphytes obscurus Masıov läßt auf Riff-Fazies (E. OTT 1972) schließen. b) Brecciöse Lias- und Doggerkalke: Bunte fossilführende Calcilutite des Lias und Echinoder- men-Biosparite und Kieselkalke sind mitunter fein- bis grob- brecciös ausgebildet. Entweder Intraklasten gleicher Litholo- gie und Fauna oder dolomitische Extraklasten sind in die Kalke eingebettet. Tektonische Brecciierung ist auszuschlie- ßen, da die Matrix dieser klastischen Kalke praktisch unzer- brochen ist und deutliche Anzeichen von plastischer Verfor- mung durch die Klasten zeigt. Gerölle dieser Art erreichen mehrere dm Durchmesser; die Größe der Klasten liegt zwi- schen 1 mm und 15 cm. c) Jura-Flachwasserkalke mit Clypeina jurassica FAVRE: Bedeutsam für paläogeographische Fragen sind die beson- ders im Westen des Untersuchungsgebietes häufigeren hell- grauen und dunkelblaugrauen, weißlich anwitternden Kalk- gerölle, die ohne nähere Beachtung leicht mit kalkalpinen Obertriaskalken verwechselt werden können: Biomikrite, Biopelsparite (Tafel I, Fig. 1), Biointrasparite, Lumpsparite mit Biogenen, Oosparite, brecciierte Pelsparite. Fossilgehalt: Mollusken: Kleingastropoden, grobe mikriti- sierte Bivalvenschalenfragmente, Bankıa striata (Ca- ROZZI); Algen: Clypeina jurassica FAvRE, Cayeuxia cf. ameri- cana JOHNSON, Cayeuxia piae FroLLO, Cayen- xia sp., Tubiphytes morronensis CRESCENTI, Bacinella irregularis Ravoıcıc, Pianella sp.; Foraminiferen: Protopeneroplis striata WEYNSCHENK, Trocholina alpina (Leuroıd), Labyrinthina sp., Miliolidae, Textulariidae, Lituolidae; Bryozoen; Korallenbruchstücke (z. T. ganze Stöcke); Koprolithen (Favreina sp.); Crinoidenstiel- glieder; Ostracoden. In den mit Dünnschliffen und Acetatfolienabzügen unter- suchten Proben ließen sich sowohl Kalke mit zahlreichen Pr. striata, solche mit Cl. jurassica und seltener auch solche mit Bankia striata nachweisen. Damit ist auf ein Alter der Kalk- gerölle von Kimmeridge bis mittleres Tithon zu schließen. Die lithologische Ähnlichkeit dieser Kalke mit den Ge- steinstypen des Sulzfluhkalk (W. Orr 1969) ist beachtens- wert. Vergleichbar sind diese Kalke auch mit Malmflachwas- serkalken der östlichen Nordkalkalpen wie dem Plassenkalk (FEnNnIinGEr & Hoörzı 1965; Torımann 1975a) und bedingt auch mit Barmsteinkalk und Tressensteinkalk. d) Unterkreide-Flachwasserkalke in ‚„‚Urgonfazies“: Hellbraune, blaßrote, hell- bis dunkelgraue Biomikrite, Biopelmikrite, Biosparrudite und Biolithite (Tafel I, Fig. 3-6). Fossilgehalt: grobe Gastropoden- und Bivalvenschalen- stücke, Echinodermenfragmente; Algen: Salpingoporella muehlbergii (Lorenz), Acro- porella radoicici PrarurLon, Acicularia sp., Acicularia cf. elongata Carozzı, Coptocampy- lodon fontis Parruuius, Bacınella irregularıs Rapoıcıc (Lithocodium), Ethelia alba Pren- DER, Boueina sp, ? Likanella sp., Lithocodium aggregatum Eıuor, Archaeolithothamnium sp., Foraminiferen: Palorbitolina lenticularis (BLUMEN- BACH), Orbitolina cf. conica D’ArcHIAC, Orbi- tolina sp., Dictyoconus cf. arabicus HEnson, Sabaudia minuta Horker, Cuneolina sp., Rheophax sp., Psendochoffatella sp., Glomo- spira sp., Quinqueloculina sp., Nautiloculina sp., ? Ovalveolina sp., Textulariidae. Außerdem Korallen(-bruchstücke), Poriferen, Ostra- coden. Für Kalkgerölle mit Salpingoporella muehlbergii (LORENZ) kommt ein Alter von Hauterive bis Mittelapt in Frage (Con- RAD & PEYBERNES 1976), nach Conkap (1977) Berrias bis Un- terapt. Sabandia minuta Horker ließe eine Einstufung Hauterive bis tiefes Apt zu (Gusic 1975). Sichere Belege für Alb-Alter sind nicht gegeben. Diese Gerölle entsprechen völlig der sog. ‚‚Urgonfazies“, die mit bioklastischen Flachwasserkalken in der Unterkreide im Tethysbereich weit verbreitet war. Nach Mikrofazies und Fossilgehalt ist in Anlehnung an Conkap (1977) auf infralito- rale bis circalitorale Ablagerungsmilieus dieser Kalke zu schließen. e) Chromspinellführende Flachwasserkalke der Unterkreide Orbitolinenreiche Intrabiosparite und Oosparite (Taf. II, Fig. 1-3) führen gelegentlich terrigenen Detritus. Quarzkör- ner, Chromspinell, Serpentinit oder Chloritaggregate sind in Lumps eingeschlossen oder bilden den Kern von Ooiden. 3..DER-AUEBAU. DES-LIEFERGEBIETES Aus dem Geröllbestand in Konglomeraten der Losenstei- ner Schichten läßt sich hypothetisch der Aufbau des Lieferge- bietes rekonstruieren (Abb. 6). Demnach wurde die meso- zoische (Untertrias bis Apt/Alb) und paläozoische (Permo- karbon und ? älter) Sedimenthülle, samt eingeschalteten sau- ren und basischen Vulkaniten abgetragen bis auf den kristalli- nen Sockel. Das Grundgebirge war gekennzeichnet durch niedrig- und mittelgradige Metasedimente/Metavulkanite und granitische Gesteine. Permokarbon ließ sich neuerdings durch palynologische Untersuchungen (Gaupp & BATTEN in Vorb.) belegen. Eine relativ mächtige klastisch-vulkanogene Permoskyth-Schichtserie war von vergleichsweise gering- mächtiger Trias überlagert. Die vermutlich kontinuierliche Schichtfolge von Lias bis Mittelkreide weist charakteristische litorale Karbonatsedimente während Malm und Unterkreide auf. Ein Teil der Jura-/Unterkreide-Sedimente in Übergangs- und Langschwebfazies (vgl. Abb. 6) wurde beim Geröll- stromtransport aus flachmarinen Bereichen in den tiefermari- nen Ablagerungsraum der Losensteiner Schichten durch ba- sale Erosion in die Konglomerate eingearbeitet (kantige Kla- sten + ohne Rundung). 161 Basische und ultrabasische Gesteine wurden im weiteren Raum des Liefergebietes bereits während des Apt (oder noch früher) erodiert und in flachmarine Kalksedimente eingela- gert. 4. DISKUSSION 4.1 KRISTALLINES BASEMENT Typisch für den Geröllbestand der Alb-Konglomerate ist das Fehlen von höhermetamorphem Kristallin. Gneiskom- ponenten sind extrem selten oder fehlen völlig. Trumpy (1975) hebt für das Unterostalpin Graubündens den Reichtum an pa- läozoischen Granitoiden hervor und verweist auf den Kon- trast zum Südpenninikum und Oberostalpin, wo der kristal- line Untergrund v. a. aus Gneisen und Glimmerschiefern be- steht. Das Permoskyth von Tarntaler Bergen und Radstädter Tauern (Crar 1940, ENZENBERG 1967) wird von Quarzphyllit bzw. Wenger Kristallin unterlagert, während Mittelostalpin (Altkristallin) und Mittelpenninikum (Zentralgneis) vorwie- gend höhermetamorphes Kristallin aufweisen (vgl. Frası & Frank 1966, Frisch 1968). Grüne Granite und Granitmyloni- te, wie sie selten auch in den Alb-Konglomeraten und nach ei- genen Funden auch in den Tratenbachschichten vorkommen, sind typisch für das Unterostalpin des Err-Julier-Gebietes, sind aber auch im Mittelpenninikum (grüne Granite der Falk- nis-, Tasna- und Sulzfluh-Decke) häufig vertreten (CornE- Lıus 1935, BERTLE 1973, BURGER 1978). Nach neuen Untersu- chungen von Gruner (1981) wird allerdings für Falknis- und Sulzfluh-Einheit wieder eine unterostalpine Position erwo- gen. GRUNER stellt in dem Zusammenhang die starke Beteili- gung amphibolitischer Gesteine im Mittelpenninikum in Ge- gensatz zum amphibolitarmen Unterostalpin. Chloritquarzite und Chloritschiefer, häufiger in den feine- ren Fraktionen klastischer Sedimente der Losensteiner Schichten, lassen sich z. T. mit Altkristallin aber auch mit den Casannaschiefern der Arosa-Zone vergleichen (GRUNAU 1947). 4.2 PALAOZOIKUM Besonders auffallend sind die häufigen graugrünen bis ro- ten, sauren bis intermediären Vulkanite in den Konglomera- ten der Losensteiner Schichten (Rhyolithe, Felsitporphyre, Dacite, Ignimbrite usw.). Gegen eine mögliche Ableitung dieser Vulkanite aus der Grauwackenzone (z. B. DIETRICH 1976) spricht nach Torımann (1976b), daß die Porphyroide dieser Zone (z. B. Blasseneck-Porphyroide) bereits varıs- zisch metamorph wurden. Dieses Argument läßt sich jedoch nicht auf das Unterostalpin ausdehnen. Im Permoskyth des Ober- und Unterostalpin von Graubünden sind mächtige Quarzporphyre und Pyroklastika vertreten (CORNELIUS 1935). Von allen tektonischen Einheiten nördlich des Ober- ostalpin weist das Unterostalpin Graubündens die umfang- reichste vulcano-sedimentäre Formation auf. Die alpidisch metamorphosierten, prätriadischen Nair-Porphyroide der Err-Grevasalvas-Decke haben dacitische, rhyolithische und andesitische Zusammensetzung. Nach Trumpy (1975) sind deckenförmige Rhyolithe wohl permischen Alters auch in der Bernina-Decke vertreten. Auch Dietrich (1976) hält eine un- terostalpine Abkunft der Vulkanitgerölle für wahrscheinlich. Daß permische Vulkanite auch in den Karpaten in internen Bereichen vertreten sind, ist aus der Melaphyr-Subformation der innerkarpatischen Choc-Gemeriden (MaHtı 1963) zu er- sehen, die auch Torımann (1965) dem Oberostalpin gleich- setzt. Dünner (1934) erwähnt Quarzporphyre aus dem Mittel- penninikum des westlichen Tauernfensters, die zwischen Zentralgneis und Hochstegenmesozoikum (FriscH 1976) auf- treten. Eine Herleitung der Quarzporphyrgerölle im ‚‚Rand- cenoman“ aus diesem Gebiet wird von Frisc# (]. c.) erwogen. Eine Durchsicht der mir von Herrn Prof. Frısc# freundli- cherweise gegebenen Dünnschliffe dieser metamorph über- prägten Quarzporphyre zeigte aber wenig Gemeinsamkeiten außer texturellen Merkmalen. Betrachtet man die epimetamorphen, möglicherweise tlw. karbonen Metapsammite (Arkosen, Grauwacken) und Meta- konglomerate in den Geröllen, dann scheinen diese eher mit vermutlich präpermischen Metasedimenten des Unterostal- pin (ENZENBERG 1967, CorneLius 1935) vergleichbar, als mit solchen des Penninikum (z. B. Habachserie, vgl. Frası & Frank 1966). 4.3 PERMOSKYTH UND TRIAS Terrigene Sedimente des alpinen ‚‚Verrucano“ sind in den Tarntaler Bergen (Quarzite, Serizitquarzitschiefer, ENZEN- BERG 1967), in den Radstädter Tauern (TorLmann 1959), im Julier-Bernina-Gebiet (Cornerius 1935) sowie im Mittelpen- ninikum (Wustkogelserie z. B. Frisch 1968) nachzuweisen. Ebenso ist Buntsandstein in den genannten Einheiten vertre- ten. Die Gesamtmächtigkeit der Trias ist im Unterostalpin und Mittelpenninikum geringer als im Oberostalpin (vgl. Prev 1976). In der Sulzfluhdecke ähnlich wie unter dem Hochste- genkalk ist Trias kaum entwickelt oder fehlt völlig (W. Orr 1969, Frisch 1968). Wenn überhaupt, dann ist Trias im Pen- ninikum nur sporadisch durch Dolomite vertreten (THIELE 1970). Dagegen ist die Trias im Unterostalpin zwar lückenhaft und geringmächtig aber doch stets vorhanden (Trumpy 1975). Hauptdolomit erreicht in Graubünden 400 m, in den Tarnta- ler Bergen 200 m Mächtigkeit (ENzZENBERG 1967). UNTERKREIDE PRÄPERM PERM Zeitskala nach KULP 1960 ERNST & KREUZER 1976 BARREME HAUTERIVE VALANGIN BERRIAS UNTERTRIAS ZECHSTEIN ROTLIEGENDES Hypothetischer geologischer Aufbau des Liefergebietes klastischer Sedimente der Losensteiner Schichten (U.Alb -Vracon) (basierend auf Geröllanalysen der Konglomerate und Mineralbestand der Sandsteine ) UBERGANGSFAZIES LANGSCHWEB KURZSCHWEBFAZIES FAZIES TIEFSCHWELLENBEREICH (3) Kalkarenıte @4) Quarzpsammite @a)fristallinfuhrende Biosparıte, -mikrite mit Orbitolinen, Milioliden etc = @n) Biosparite mit Dasycladaceen (Urgonkalke) —| &)korallenbiolithite =] (M)phiolithe (Diabase ıwS, Serpentinit) = (a) Jlomikrıte.Biopelsp (17) Aptychensch m Clypeina jurassica (Calpionellenkalk) (Typus Sulzfluhk /Plassenkalk) = Saccocomakalke Filamentkalke, ® ® Radiolarienkalke (19) Radiolarite Protoglobigerinen (13) Echinodermen - Biosparite , I—J Spiculite, Kieselkalke Nr — = ® (mj/ Jeckenmergel ai tag (10) Kalkbreccien (Allgauschichten) URN RG RR J $ Pa Aada,o « (10) 4 I | (9) Hauptdolomit , Obertriaskalke fe] (8) Wettersteinkalk u -dolomit 77 (7) gelbe Dolomite Z ZI RT Buntsandstein (rote 'Permoskyth'- Quarzpsammite) Sandsteine ('Quarzite, Arkosen) ? Tonsteine, ? Konglomerate Postvariszische Transgressions- „3922072 0.0 °9.0% bildungen (5) basische Vulkanite (Diabase) Quarzporphyre saure bis ıntermed Ka h Vulkanite u ı uarzkeratophyre SB. Pyroklastika PENLIE °o og 0 ulfite Se Arkosen Epimetamorphe | Grauwacken Serie Quarzite Metakongim Lydite, ?Marmore Phyllite, Glimmerschiefer (& Altkristallin' |Chloritschiefer, (Gneis) 2 ©) (?) vrıszische Granite RG 1979 Rossner (1976) wies in den nördlichen Radstädter Tauern Wettersteinkalk in Riffazies nach, in einer Fazies also, die auch in den Geröllen der Losensteiner Schichten vorliegt. Im Err-Bernina-Gebiet liegt Mitteltrias geringmächtig in weißen Wettersteindolomiten vor (CorneLius 1935). Gelbe Dolomite, wıe sıe charakteristisch in den Geröllen auftreten, sind nach Cornerius (1935) ım Anis und im Karn der Platta-Decke, der Carungas-, Err- und Bernina-Decke entwickelt. Herrn Prof. Trumpy verdanke ıch den Hinweis, daß gelblich-ockerfarbene feinkristalline Dolomite mit schwarzen Dendriten typisch im Unterostalpin Graubündens auftreten. Das Rät des Unterostalpin ist mit Lumachellekalken, The- cosmilienkalken usw. ähnlich dem Oberostalpin entwickelt (vgl. Trumpy 1975, Rossner 1976). 4.4 JURA UND UNTERKREIDE Im tieferen Jura des Unterostalpin (Graubünden) wurden Echinodermenschuttkalke und Kieselkalke (Spiculite) gebil- det. Während des Dogger kam es zu den für das Unterostalpin auch weiter im E so typischen Breccienbildungen (z. B. Salu- ver-Formation, FinGer 1975). Allerdings sind die Gerölle ju- rassischer Breccien in Losensteiner Konglomeraten, soweit ich das bisher beurteilen konnte, frei von kristallinen Kom- ponenten. Der Malm des Unterostalpin ist, wie schon der Dogger, in Tiefwasserfazies entwickelt. Über Radiolariten folgende Aptychenkalke reichen vermutlich bis in die Unter- kreide (FinGer 1975, Trumpy 1975). Aus der Carungas-Decke bei Oberhalbstein (Val d’Err) hat neuerdings ©. VoBoRr- nv/Zürich (frdl. mdl. Mitt.) Dogger bzw. Malm im Tief- schwellenfazies mit Saccocomakalken nachgewiesen. Auch hier sind wieder Analogien zum Komponentenbestand fest- zustellen. Kieselige Jurakalke (Kieselschiefer, kieselige Tonschiefer) werden von ENZENBERG (1967) aus dem Tarntaler Unterostal- pin beschrieben. Mehr Schwierigkeiten bringt die Zuordnung der biogenen Malm- und Unterkreide-Flachwasserkalke, die in den Kon- 163 glomeratgeröllen nachgewiesen werden konnten. Im Bajuva- rikum zwischen Isar und Iller sind Kalke dieser Fazies nicht vertreten. Malmkalke vergleichbarer Fazies sind N’ des Oberostalpin bisher lediglich aus den vermutlich unterostalpinen (oder mit- telpenninischen) Sulzfluh-Falknis-Einheiten (W. Orr 1969, Gruner 1981) beschrieben worden. Das Auftreten von Urgo-Apt bzw. Tristelschichten in der unterostalpinen Err- Bernina-Gruppe scheint nicht sichergestellt zu sein (Trumpy 1975). Ein symmetrisches Gegenstück zu den Malm-Flachwas- serkarbonatplattformen ım Süden des Oberostalpin (Plassen- kalk usw.) auch im Norden in unterostalpiner (? auch mittel- ostalpiner) Position ist nicht grundsätzlich auszuschließen. Rekurrenzen der Malm- und Unterkreide-Flachwasser- karbonatfazies waren selbstverständlich überall dort gegeben, wo die bathymetrischen und paläogeographischen Verhält- nisse dies erlaubten. Unterkretazische Flachwasserkarbonate (Urgonfazies) mit Chromspinell-Beimengung werden von Zuranıc & Basıc (1981) aus NW-Kroatien beschrieben. Hacn (1982) fand neu- erdings allodapische Kalke in Urgonfazies (Barreme) mit Chromspinell in der Thierseemulde (SE-Teil der Lechtaldek- ke). Als Ausgangsgesteine des Chromspinell und des Serpenti- nit-Detritus müssen größere Komplexe ultrabasischer Mag- matite angesehen werden. Dabei muß offenbleiben, ob es sich tatsächlich um Abkömmlinge mesozoischer ozeanischer Kru- ste, die im Zuge mittelkretazischer Subduktion lokal ins Ero- sionsniveau geriet, oder um ältere Bestandteile des Grundge- birges handelt. Als Liefergebiete für ultrabasischen Detritus in den Losen- steiner Schichten kommen jedenfalls sowohl das ophiolithrei- che Südpenninikum als auch das Unterostalpin in Frage. Während in der Schweiz die Grenze Penninikum/Ostalpin mit dem Fehlen oder Auftreten von Ophiolithen gezogen wird (vgl. Dietrich 1970, Trumpy 1975), tritt in den Ostalpen auch im Unterostalpin noch Serpentinit in bedeutendem Ausmaße auf (z. B. Reckner-Serpentinit ENZENBERG 1967; Ophiolithe der Matreier Zone, FrıscH 1976, ToLımann 1977). 5. SCHLUSSFOLGERUNGEN ZUR PALÄOGEOGRAPHIE ToııMmann (zZ. B. 1965a) lokalisiert das Liefergebiet allothi- gener Gerölle, v. a. aufgrund von Analogieschlüssen auf Ver- hältnisse in den Karpaten (vgl. BirkenmAjEr 1960), am Nord- rand des Mittelpenninikum (,‚Ultrapienidischer Rücken‘“). Die paläogeographische Lage des Liefergebietes hat schwer- wiegende Bedeutung für die zeitliche Fixierung orogener Hauptbewegungen in den Ostalpen. Wenn ToLıLmann das Liefergebiet in das nördliche Mittelpenninikum verlegt, dann bedeutet dies zwangsläufig, daß das Südpenninikum der Tau- ernschieferhülle bereits vor dem Mittel- oder Unteralb unter die Austroalpin-Adriatische Platte unterschoben worden sein muß, so daß Sedimenttransport aus dem Brianconnais direkt bis in das nördliche Oberostalpin hinein möglich wurde (vgl. ToLLMAnN 1976a, ZACHER 1966, OBERHAUSER 1964). Wird das Liefergebiet dagegen in südlicherer Lage ange- ordnet, etwa zwischen Penninikum und Ostalpin im Sinne des ‚„‚Rumunischen Rückens“ von Kockeı (1923), dann muß der Südpenninische Ozean nicht vor der Oberkreide ge- schlossen worden sein. Zu diesem Schluß kommen z. B. OBERHAUSER (1968, 1978) oder Murr£r (1973), die einen Tauernzuschub nicht vor dem Eozän, bzw. nicht vor Oberturon annehmen (vgl. Crar 1965). Aus dem Chromspinellgehalt kretazischer Sedimente bis zum Untercampan auf noch nicht abgeschlossenen Tauernzu- schub schließen zu wollen, wäre wohl ungerechtfertigt, denn für den Umschlag könnten auch andere Gründe verantwort- 164 Bregenz VALAIS u 2 } OBEROSTALPIN Abb. 7. Paläogeographisches Schema des Grenzbereichs Ostalpin/Penninikum im Mittel- und Westteil der Ostalpen für den Zeitraum Alb-Untercenoman. Nach GAUPP 1980, paläogeographische Gliederung in Anlehnung an TRUMPY 1975, FAUPL 1978. Il = Sedimentzulieferung der Losensteiner Schichten (Alb, bis Vraconien), 2 = Sedimentzulieferung der Unteren Branderfleckschichten (ab Vraconien, Untercenoman) lich sein (z. B. Subsidenz entsprechender Liefergebiete). Ko- inzidiert dieser Umschlagzeitpunkt aber z. B. mit Metamor- phoseereignissen im Penninikum (KrEuzer et al. 1980), dann kommt ihm doch größere Bedeutung zu. So geht Torımann (1977) inzwischen auch von einem Ab- schluß der Südpennin-Subduktion erst im Campan aus, for- dert aber dennoch die Herkunft der Quarzporphyrgeröll- schüttung vom „Ultrapienidischen Rücken“, wobei für die allothigeneführenden Sedimente der Mittelkreide ein Trans- port „über das bereits trockenliegende, tektonisch noch nicht verdeckte Reststück des Pennins in die Kalkalpenstirn gegen Süden“ zu denken wäre (1977). Wenn man jedoch davon aus- geht, daß die Subduktion des Piemontais erst im Alb/Ceno- man begann (Torımann 1977), dann kann unmöglich im Oberalb Abtragungsmaterial des Mittelpenninikum durch den Südpenninischen Trog bis auf die ostalpine „‚Oberplatte“ gelangen. Man kommt ohne diese Hilfsannahme zu einer einfacheren Erklärung, wenn man das Liefergebiet allothigener Kompo- nenten in internerer Lage annimmt, was aufgrund des Komponentenbestandes naheliegend ist. Trotz der zweifellos vorhandenen Ähnlichkeit allothigener Komponenten in der Oberkreide der Pieniden (BiRKENMAJER 1960, vgl. auch Misık et al. 1981) mit den Geröllen der Losensteiner Schichten, scheint es mir zutreffender, statt eines nirgendwo nachweis- baren hypothetischen ‚‚Rückens“ in mittelpenninischer Lage besser ein unterostalpines Liefergebiet (i. w. $.) an- zunehmen, dessen erforderlicher Gesteinsbestand in den vor- handenen Relikten dieser Einheit zu finden ist. Diesem unterostalpinen Liefergebiet entstammen allothi- gene Gerölle ähnlicher Spektren im Alb (Losensteiner Schich- ten), und vermutlich auch im Turon (Obere Branderfleck- schichten und Flachwasser-Gosau) der Nördlichen Kalkal- pen. Die Schüttung ‚„‚exotischer““ Komponenten (einschließ- lich ophiolithischem Detritus) mag in der Oberkreide nach Überwindung des Ostteils der mittelpenninischen Plattform durch Subsidenz abgebrochen worden sein, was zur Umkeh- rung des Paläogefälles und zum Einsetzen der Flyschgosau- Sedimentation geführt haben kann (vgl. Faurı 1978). Im Unterostalpin Graubündens dauert die Sedimentation bis in die tiefere Oberkreide fort mit pelagischen Mergeln (couches rouges), die von einigen 100 m Flysch überlagert werden (Trumpy 1975). Aus dem Raum der Err-Bernina- Decken kann die Schüttung allothigener Komponenten nicht herzuleiten sein. Sieht man in diesem Zusammenhang, daß Schubfetzen in der Arosa-Zone, die zweifelsfreie Losenstei- ner Schichten mit typischen Konglomeraten führen, nach SW über das Große Walsertal hinaus nicht mehr auftreten und daß in der eigentlichen Arosa-Zone Graubündens derartige Konglomerate nicht vorhanden sind, dann läßt sich ein Aus- klingen dieser Konglomeratschüttungen nach W denken (vgl. Abb. 7). Ein unterostalpines Liefergebiet, das sich in Malm- und Unterkreide lokal durch Flachwassersedimentation aus- zeichnete, ging möglicherweise nach W in tiefermarine Berei- che mit Aptychenkalksedimentation über. Im E früher ein- setzende tektonische Bewegungen führten im Alb zur Emer- sion und stellenweisen Abtragung bis aufs Grundgebirge. Über die hier aufgezeigten Ähnlichkeiten im geologischen Aufbau des Liefergebietes allothigener Gerölle der Mittel- kreide mit dem Gesteinsbestand des Unterostalpins, kann und soll eine präcenomane Überwältigung des Südpennini- kums nicht widerlegt werden. Es wird aber deutlich, daß sich aus dem Geröllbestand der Alb-Konglomerate kein zwingen- der Beleg für einen Anschluß des Ostalpin an das Mittelpen- ninikum während des Alb ableiten läßt. Viel wahrscheinlicher wird dagegen ein Liefergebiet in Form einer Festlandzone am Nordrand der ostalpinen Groß- einheit, die möglicherweise durch basale Anschoppung in- folge der Subduktionstätigkeit über Erosionsniveau gehoben wurde und die sowohl aus kristallinem Grundgebirge mit permo-mesozoischer Sedimentauflage des Unterostalpin als auch aus (?) obduziertem ozeanischem Krustenmaterial be- stand. Faupr (1978), der für den gesamten südpenninischen Be- 165 reich der Ostalpen einen Abschluß der Subduktion nach dem Cenoman annimmt, kommt zu einer entsprechenden Lage und Definition des Liefergebietes, das er in Anlehnung an Kocker (1923) ‚„‚Rumunischer Rücken‘ nennt. Bei der zu beobachtenden erstaunlichen Ähnlichkeit in der Ausbildung der klastischen Losensteiner Schichten und ihrer Äquivalente, von Vorarlberg im Westen bis in die Karpaten im Osten, wird man mit der Vorstellung eines schmalen „Rückens“ nicht auskommen. Die Ergebnisse stützen damit auch die paläogeographi- schen Vorstellungen von MuLLe£r (1973), OBERHAUSER (1973), FriscH (1976), DIETRICH (1976) und DIETRICH & Franz (1976). 6. ZUSAMMENFASSUNG 1. Für eine nördliche Herkunft des Detritus der Losensteiner Schichten konnten weitere sedimentologische Hinweise gefunden werden. 2. Nicht nur die Gerölle magmatischer und metamorpher Gesteine in den Konglomeraten sind als ‚exotisch‘ (orts- fremd, nicht der Umgebung des Ablagerungsraumes ent- stammend) anzusehen, sondern auch ein erheblicher Teil der Sedimentgesteinskomponenten. 3. Keinem der untersuchten Gerölle kommt ein eindeutiger paläogeographischer Leitwert zu. Aus der Gesamtheit des Geröllspektrums der Losensteiner Schichten läßt sich je- doch ein Liefergebiet rekonstruieren, dessen Gesteinsbe- stand zwanglos mit dem der unterostalpinen Einheiten der Ostalpen und des West-Ostalpen-Grenzbereiches ver- gleichbar ist. DANK Den Herren W. FrıscH, H. HAGN, E. OTTund W. ZACHER danke ich herzlich für Anregungen, Diskussionen, für Hilfe bei Bestim- mungsarbeiten und dafür, daß Sie mir Literatur und Vergleichsmate- rial zur Verfügung stellten. 7 DRWERASKURVERZEIGEINTS AMPFERER, ©. & OHNESORGE, Th. (1909): Über exotische Gerölle in der Gosau und verwandten Ablagerungen der tirolischen Nordalpen. — Jahrb. Geol. R.-A., 59: 289-332; Wien. BERTLE, H. (1973): Zur Geologie des Fensters von Gargellen (Vor- arlberg) und seines kristallinen Rahmens. Österreich. - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 22: 1-60; Wien. BIRKENMAJER, K. (1960): Geology of the Pieniny Klippen Belt of Po- land. — Jahrb. Geol. B.-A., 103: 1-35; Wien. BöGEL, H. (1976): Eine Geotraverse durch die mittleren Ost- und Südalpen. — Schweiz. mineral. petrogr. Mitt., 56: 567-579; Zürich. BRINKMANN, R. & GUNDLACH, K. & LÖTGERS, H. & RICHTER, W. (1937): Mesozoische Epirogenese und Paläogeographie in den österreichischen Nordalpen. — Geol. Rdsch., 28: 438-447; Berlin. BROILI, F. (1914): Kampenwand und Hochplatte, ein Beitrag zur Geologie der Chiemgauer Berge. -N. Jahrb. Min. Geol. Pa- läont. Beil., 37: 391—445; Stuttgart. BURGER, H. (1978): Arosa- und Madrisa-Zone im Gebiet zwischen dem Schollberg und der Verspala (Osträtikon). — Eclogae geol. Helv., 71/2: 255-266; Basel. CLAR, E. (1940): Von der Tarntaler Breccie (Lizum). — Stz. Ber. Akad. Wiss., Wien, math.-naturwiss. Kl. I, 149; Wien. — — (1965): Zum Bewegungsbild des Gebirgsbaues der Ostalpen. — Z. dtsch. geol. Ges., 116: 267-291; Hannover. CONRAD, M. A. (1977): The lower cretaceous calcareous algae in the area surrounding Geneva (Switzerland): biostratigraphy and depositional environments.- In: E. FLUGEL (ed.) Fossil algae, 295-300; Springer, Berlin. — — & PEYBERNES, B. (1976): Hauterivian — albian dasycladaceae from the Urgonian limestones in the French and Spanish eastern Pyrenees. —- Geol. Romana, XV: 175-197; Rom. CORNELIUS, H. P. (1935): Geologie der Err-Julier-Gruppe. — Beitr. geol. K. Schweiz, NF 70, 321 pp; Bern. DEWEY, F. J. & Pıtman, C. W. & Ryan, F. B. W. & Bonnin, ]. (1973): Plate tectonics and the evolution of the alpine system. — Geol. Soc. Amer. Bull., 84: 3137-3180; Colorado. DIETRICH, V. (1970): Die Stratigraphie der Platta-Decke. Fazielle Zusammenhänge zwischen Oberpenninikum und Unter- ostalpin. — Eclogae geol. Helv., 63/2: 631-671; Basel. — — (1976): Plattentektonik in den Ostalpen - Eine Arbeitshypo- these. - Geotekt. Forsch., 50: 1-84; Stuttgart. — — &FRANZ, U. (1976): Ophiolith-Detritus in den santonen Go- sau-Schichten (Nördliche Kalkalpen). - Geotekt. Forsch., 50: 85-109; Stuttgart. DÜNNER, H. (1934): Zur Geologie des Tauernwestendes am Bren- ner. — Diss. Phil. Fak. Univ. Zürich, 134 pp; Winterthur. Er Noor, W. (1966): Geologische Spezialuntersuchungen in den östlichen Allgäuer Alpen (Unterjoch, — Sorgschrofen, — Vil- stal). —- ungedr. Dipl.-Arbeit Techn. Hochsch. München, 80 pp; München. ENZENBERG, M. (1967): Geologie der Tarntaler Berge (Wattener Li- zum), Tirol. — Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Wien, 17 (Jg. 1966): 5-50; Wien. FaupL, P. (1978): Zur räumlichen und zeitlichen Entwicklung von Breccien- und Turbiditserien in den Ostalpen. — Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr., 25: 81-110; Wien. FENNINGER, A. & HöTzL, H. (1965): Die Hydrozoa und Tabulozoa der Tressenstein- und Plassenkalke (Ober-Jura). — Mitt. d. Museums f. Bergbau, Geologie u. Technik am Landesmu- seum Joanneum, Graz, 27: 1-61; Graz. FINGER, W. (1975): Jurassic marine scarp breccias in the Lower Aus- troalpine belt of Julier Pass (Graubünden/Switzerland). - IX. Int. Congr. of Sedim., 1975, Nizza, 119-126; Nizza. FRASL, G. & FRANK, W. (1966): Einführung in die Geologie und Pe- trographie des Penninikum im Tauernfenster. — Aufschluß, Sonderheft 15: 30-58; Heidelberg. 166 FRISCH, W. (1968): Zur Geologie des Gebietes zwischen Tuxbach und Tuxer Hauptkamm bei Lanersbach (Zillertal, Tirol). — Mitt. Geol. Ges. Bergbaustud., 18: 287-336; Wien. — — (1976): Ein Modell zur alpidischen Evolution und Orogenese des Tauernfensters. - Geol. Rdsch., 65/2: 375-393; Stuttgart. — — (1981): Plate motions in the Alpine region and their correla- tion to the opening of the Atlantic ocean. — Geol. Rdsch., 70: 402411; Stuttgart. GaupPp, R. (1980): Sedimentpetrographische und stratigraphische Untersuchungen in den oberostalpinen Mittelkreide-Serien des Westteils der Nördlichen Kalkalpen. — Diss. Techn. Uni- versität München, 282 pp; München. — — (1982): Sedimentationsgeschichte und Paläotektonik der kalk- alpinen Mittelkreide (Allgäu, Tirol, Vorarlberg). - Zitteliana, 8: 33-72, München. GRUNAU, H. (1947): Geologie von Arosa (Graubünden) mit beson- derer Berücksichtigung des Radiolarit-Problems. — Diss. Univ. Bern, 109 pp; Bern. GRUNER, U. (1981): Die jurassischen Breccien der Falknıs-Decke und altersäquivalente Einheiten in Graubünden. - Beitr. zur Geol. Karte d. Schweiz, N. F. 154, 136 pp; Bern. Gusic, I. (1975): Lower Cretaceous imperforate Foraminiferida of Mt. Medvednica, northern Croatia (families Lituolidae, Ata- xophragmidiidae, Orbitolinidae). - Palaeontol. Jugoslav., 14, 51 pp; Zagreb. Hacn, H. (1982): Neue Beobachtungen in der Unterkreide der Nördlichen Kalkalpen (Thierseer Mulde SE Landl, Kalkalpine Randschuppe SW Bad Wiessee). - Mitt. Bayer. Staatsslg. Pa- läont. hist. Geol., 22: 117-135; München. KockeL, C. W. (1923): Die nördlichen Ostalpen zur Kreidezeit. — Mitt. Geol. Ges. Wien., 15 (Jg. 1922): 63-168; Wien. KOLLMANN, H. A. (1968): Zur Gliederung der Kreideablagerungen der Weyerer Bögen (Oberösterreich). — Vh. Geol. B. A., 1968: 126-136; Wien. Kraus, E. (1951): Die Baugeschichte der Alpen - 2 Bde. — Akade- mie-Verlag Berlin. KREUZER, H. & MORTEANI, G. & ROEDER, D. (1980): Geodynamic evolution of the Eastern Alps along a geotraverse. — In H. C1oss et al. (Hrsg.): Mobile Earth, Int. Geodynamics Project; Final report, Deutsche Forschungsgemeinschaft, 51-64; Bonn. Löcsei, J. (1974): Die geröllführende mittlere Kreide der östlichen Kalkvoralpen. — Jahrb. Geol. B. A., 117: 17-54; Wien. MAHEL, M. (1963): Charakteristische Züge der Westkarpaten-Geo- synklinale und die Beziehung einiger ihrer Einheiten zu sol- chen der Östalpen. - Jahrb. Geol. B. A., 106: 429-447; Wien. MISIK, M. & JABLONSKY, J. & Mick, R. & SIKORA, M. (1981): Kon- glomerate mit exotischem Material in dem Alb der Zentralen Westkarpaten — paläogeographische und tektonische Interpre- tation. — Acta Geologica et Geographica Universitatis Come- nıanae, Geol., 37: 5-55; Bratislava. MÜLLER, K. (1973): Das „‚Randcenoman der Nördlichen Kalkalpen und seine Bedeutung für den Ablauf der ostalpinen Decken- überschiebungen und ihrer Schubweiten. - Geol. Rdsch. 62., 1: 54-96; Stuttgart. ÖBERHAUSER, R. (1968): Beiträge zur Kenntnis der Tektonik und der Paläogeographie während der Oberkreide und dem Paläozän im Östalpenraum. — Jahrb. Geol. B. A., 111: 115-145; Wien. — — (1973): Stratigraphisch-paläontologische Hinweise zum Ab- lauf tektonischer Ereignisse in den Ostalpen während der Kreidezeit. - Geol. Rdsch., 63/1: 96-106; Stuttgart. — — (1978): Die postvariszische Entwicklung des Ostalpenraumes unter Berücksichtigung einiger für die Metallogenese wichti- ger Umstände. — Verh. Geol. B. A., 2: 43-53; Wien. — — (Red.) (1980): Der geologische Aufbau Österreichs. — Hrsg. Geol. Bundesanstalt Wien, 700 pp; Wien. OTT, E. (1972): Zur Kalkalgen-Stratigraphie der alpinen Trias. — Mitt. Ges. geol. Bergbaustud. Österreich., 21: 455-464; Innsbruck. OTT, W. F. (1969): Zur Geologie des Sulzfluh-Kalkes (Malm) in Graubünden und Vorarlberg. — Diss. Univ. Darmstadt, 187 pp; Darmstadt. PrEY, S. (1978): Rekonstruktionsversuch der alpidischen Entwick- lung der Ostalpen. - Mitt. Österr. Geol. Ges., 69 (Jg. 1976): 1-2; Wien. ROSSNER, R. (1976): Neue Daten zur Mikrofazies und Mikrofauna der karbonatischen zentralalpinen Trias der Nördlichen Rad- städter Tauern. -N. Jahrb. Geol. Paläont. Mh., 9: 541-557; Stuttgart. THIELE, OÖ. (1970): Zur Stratigraphie und Tektonik der Schieferhülle der westlichen Hohen Tauern. — Verh. Geol. B. A., 1970: 230-244; Wien. TOLLMANN, A. (1959): Bericht über die geologischen Aufnahmen 1958 in den südlichen Radstädter Tauern (Blatt 156-Muhr). — Verh. Geol. B. A., A 91-95; Wien. — — (1965a): Faziesanalyse der alpidischen Serien der Ostalpen. — 1. Teil: Verh. Geol. B. A., Sonderheft Q: 103-133, Wien. — 2. Teil:Z. Dtsch. Geol. Ges., Jahrb. 1964, 116: 359-389; Hannover. — — (1965b): Gehören die Tatriden zum Unterostalpin oder Pen- nin? — Geologicky Sbornik XVI., 2: 273-278; Bratislava. — — (1976a): Der Bau der Nördlichen Kalkalpen. Monographie der Nördlichen Kalkalpen, Bd. II, Analyse des klassischen nordalpinen Mesozoikums. — 580 pp; Deuticke Wien. — — (1976b): Der Bau der Nördlichen Kalkalpen. Monographie der Nördlichen Kalkalpen, Bd. III, Orogene Stellung und re- gionale Tektonik. — 449 pp; Deuticke Wien. — — (1977): Geologie von Österreich, Bd. I, Die Zentralalpen. — 766 S; Deuticke Wien. TRUMPY, R. (1975): Penninic-austroalpine boundary in the Swiss Alps. — A presumed former continental margin and its pro- blems. — Amer. J. Sci., 275 A: 209-238; New Haven. ZACHER, W. (1966): Die kalkalpınen Kreide-Ablagerungen in der Umgebung des Tannheimer Tales (Außerfern, Tirol). Mit ei- nem mikropaläontologischen Beitrag von F. BETTENSTAEDT. — Mitt. Bayer. Staatssammlg. Paläont. Hist. Geol., 6: 213-228; München. ZEIL, W. (1955): Die Kreidetransgression in den Bayerischen Kalkal- pen zwischen Iller und Traun. - N. Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 101: 141-226; Stuttgart. — — (1956): Zur Kenntnis der höheren Unterkreide in den Bayeri- schen Kalkalpen. - N. Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 103, 375-412; Stuttgart. ZUPANIC, J. & BaBıc, L. (1981): Lower cretaceous basinal clastics (Ostre Formation) in Mt. Ivanscica (northwestern Croatia). — Prirodoslovna istrazivanja Acta Geologica, 11/1: 144; Za- greb. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. TAFEL 1 Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten Biopel-Lumpsparit mit zahlreichen Anschnitten der Wirtel von Clypeina jurassica FAVRE (Malm-Flachwasserkalk). Schliff H5641 Arosa-Zone, Blasenka Westhang, 1930 m NN, Großes Walsertal. Protopeneroplis striata WEYNSCHENK in Intrabiopelsparit mit Tubiphytes sp. und Bryozoenre- sten. Weiterhin im Schliff Bacınella irregularis RaDoıcıc, Mollusken-, Korallen- und Echino- dermenschutt, Kalkschwämme und Milioliden (Malm-Flachwasserkalk). Schliff H54910 Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. Biosparit mit Acroporella radoicici PRATURLON, Coptocampylodon fontis PATRULIUS, Acicularia sp., Milioliden, Gastropoden- und Echinodermenfragmenten, andernorts im Schliff auch Salpın- goporella sp. (Unterkreide-Flachwasserkalk, ‚‚Urgonfazies“). Schliff H63729 Cenoman-Randschuppe, Häusellochbach W Unterjoch, 1300 m NN. Biosparit mit Codiaceenresten, crustosen Corallinaceen, Echinodermen- und Molluskenfragmen- ten und Orbitolinen. (Unterkreide-Flachwasserkalk, ‚‚Urgonfazies“). Schliff H54936 Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. Milioliden-Biopelmikrit der Unterkreide. Der Schliff (H54937) führt an anderer Stelle Palorbito- lina sp., Sabandia minuta HOFKER und Rheophax sp. Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. Milioliden-Biopelmikrit mit Sabaudia minuta HOFKER. (Unterkreide-Flachwasserkalk) Schliff H54912 Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal. 170 Fig. 1. Fig. 2. Fig. 3. Fig. 4. TAFEL 2 Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten Intrabiosparit mit Orbitolinen, Molluskenschalenbruchstücken, Resten von Echinodermen und Codiaceen, Corallinaceen, Textularien, Milioliden sowie siliziklastischem Dertritus (polykristalli- ner Quarz in Bildmitte). (Höhere Unterkreide) Schliff H6387 Cenoman-Randschuppe, Weißenbach W Unterjoch, 1150 m NN. Oosparitischer Kalk mit Quarz (a), Serpentinit/Chlorit (b) und Chromspinell (c). Die Ooidrinden sind verkieselt, ein Teil der silikatischen Partikel wird durch Karbonat verdrängt. (Höhere Unterkreide) Schliff H63745 Cenoman-Randschuppe, Häuselloch-Alm W Unterjoch, 1300 m NN. Intraoosparit mit Quarz (a), Chlorit-Serpentinit-Aggregaten (b) und Chromspinell (c). Die kanti- gen siliziklastischen Partikel sind Kerne von Ooiden oder Bestandteile von Lumps. (Höhere Unterkreide) Schliff H4747 Allgäudecke, E Schrecksee, 1860 m NN. Geröll eines orbitolinenführenden Kalkarenits, das vor der Umlagerung in die Konglomerate der Losensteiner Schichten von Organismen angebohrt wurde. Das entstandene Bohrloch ist mit sili- ziklastischem Detritus (gut gerundete Quarzkörner und Basaltgeröllchen) gefüllt. (Höhere Unterkreide) Schliff H5217 Cenoman-Randschuppe, Riesenbach/Vilstal W Pfronten, 1245 m NN. 173-181 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Senonian to Paleogene palaeogeographic and tectonic development of the Myjavskä Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslovakia) JOSEPH SALAJ & AUGUSTIN BEGAN*) With 5 figures in the text ABSTRACT The sediments studied formerly designated as Gosau sedi- ments are found on the southern side of the Klippen Belt at its western border. The Senonian sediments are designated as the Brezovä group and the Paleogene sediments as the Myjava group. We distinguish here: the Bradlo (southern), Stara Turä (transitional), Surovin (northern) and Rasov developments. The first two, on the contrary to other developments, have the basal Coniacian - Campanian conglomerate lithofacies re- sting transgressively on the horst system of the Brezovsk& hory and Cachticke hory mountains Mesozoic. The last two developments about which we conclude that there was no ın- terruption in sedimentation (in the Middle Cretaceous), are conformable with the substratum formed by the Triassic to Lower Cretaceous. This Mesozoic, on the basis of pebble analysis of Albian conglomerates, on the contrary to the opinion of Miısik and SykorA (1981), we consider as a remnant of the preserved horst of the Klape sedimentation zone, emerged and prevai- lingly eroded away to its crystalline substratum in the Albıan to Turonian. Before the preserved part of the mentioned horst was floo- ded by the Senonian sea, freshwater schizophyte limestones (HanAcek 1956) and brackish coal seams (Drora, verbal communication) deposited on it. Later, during the Laramide phase of folding it was squeezed out diapirically from the sub- stratum, on the contrary to the opinions of other authors, who consider its Mesozoic as a Gemeride nappe thrust the south during the Subhercynian folding. KURZFASSUNG Am westlichen Ende der Westkarpaten auf der Südseite der Klippen-Zone treten Oberkreide-Ablagerungen auf, die man früher als Gosau bezeichnete. Sie werden als Brezova-Gruppe zusammengefaßt, ihre palaeogene Fortsetzung als Myjava Gruppe. Es lassen sich vier unterschiedliche Einheiten unterschei- den: Bradlo im Süden, Starä Turä als Übergangsfazies, Suro- vin weiter nördlich und die Rasov-Einheit im Norden. In den Bradlo- und Starä Turä-Einheiten setzte die Sedimentation im Gegensatz zu den übrigen Abfolgen erst in der Oberkreide ein. Basale Konglomerate des Coniac bis Campan transgre- dieren über turone Süßwasser-Algenkalke und brackische Kohle-Flöze, die ihrerseits dem horstartig herausgehobenen Mesozoikum der Brezovske hory und Cachticke hory Berge *) J. Sara) and A. BEGANn, Dionyz $tür Institute of Geology, Mlynskä dolina 1, 81704 Bratislava, Czechoslovakia. auflagen. In den beiden nördlichen Abfolgen liegt dagegen unserer Meinung nach eine seit der Trias kontinuierliche Se- dimentation vor, die sich ohne mittelkretazische Unterbre- chung bis in die Oberkreide fortsetzt. Aufgrund von Ge- röll-Analysen der Alb-Konglomerate sehen wir im Gegensatz zu Misık & Sykora (1981) im Mesozoikum der beiden ersten Einheiten einen Rest der Sedimentation in der Klape-Zone, die in der Zeit vom Alb bis in das Turon stärker herausgeho- ben, und im Osten bis auf die kristalline Unterlage erodiert wurde, und nicht Reste der Gemer-Decke. Während der la- ramischen Faltungsphase wurde die mesozoische Abfolge von ihrer Unterlage diapirisch abgequetscht, und nicht als Gemer-Decke bereits während der subherzynen Phase nach Süden abgeschert. 174 INTRODUCTION At the southwestern termination of the West Carpathians in Slovakia, between the mountains of Little Carpathians in the south - unit ofthe Central Carpathians - and the Klippen Belt in the north, Upper Cretaceous and Paleogene sediments are lying, which for their position and lithofacıal similarity were considered as equivalent of the Gosau development in the Alps ($rür 1860, Anprusov 1959, Sara] 1960). LITHOFACIAL AND STRATIGRAPHIC CHARACTERIZATION It has been proved by detailed studies (Sara] & BEGAan 1963) that there are lithofacial and stratigraphical differences, which permitted to distinguish these sediments of the Myjavska pa- horkatina Upland as a particular development. On the basis of lithofacial and stratigraphical differences as well as of palaeogeographical interpretations we divided the Upper Cretaceous and Paleogene sediments into 4 develop- ments; from south to north they are: 1. Bradlo development (southern), 2. Starä Turä development (transitional), 3. Suro- vin development (northern), 4. Rasov development (nor- thernmost). 1. The Bradlo development is characteristic ın basal sediments transgreding on the horst system of the Brezovsk& Karpaty and Cachticke Karpaty mountains Mesozoic (Fig. 1). Before transgression, however, on this horst, which was part of the Klape ridge, freshwater schizophyte limesto- nes (HanAcer 1956) and brackish coal seams deposited (Dro- pa, verbal communication). On the contrary to present inter- pretation we do no consider the underlying Mesozoic as part of the Gemeride nappe but we suppose that it was partially diapirically squeezed out from the substratum of the Klape sedimentation area to the surface in the time of the pre-Seno- nıan folding. The Senonian transgression begins with the Valchov con- glomerates (SAMUEL, Sara] & BEGAan 1980), which are ac- companied by carbonate sandstones and clastic limestones. With advancing transgression the age of this formation is Co- niacian to Campanian. The Upper Coniacian is represented by the Stvernik marls. The overlying formation of Hurbanova dolina is of flysch character and Santonıan age. The Lower Campanian, variegated, predominantly red marls, make up the Kosariskä formation; the Middle and Upper Campanian represents the Podbradlo formation - flysch with prevalance of marls and layers of microconglomerates. The Upper Campanıan to Lower Maastrichtian are formed by organo- detrital and organogenic limestone, socalled orbitoids lime- stones of Sirok& bradlo; the facies of blue marls with inoce- rams — Mosnäcov marls - ıs Lower Maastrichtian; the Podlı- povec flysch is represented by Upper Maastrichtian marls, marlstones, sandstones and fine-grained conglomerates. The stratigraphical hiatus between the Cretaceous and Paleogene, characteristic of this development, corresponds to the Danıan and Montian. Upper Paleocene to Lower Eocene is the Kra- variky formation, which is of transgressive character and re- presented by conglomerates, sandstones and reef blocks. It is resting conformably on its underlier. The development is terminated with the Priepastne formation - Upper Paleocene to Lower Eocene - flysch alternation of calcareous sandsto- nes, claystones and variegated marls. 2. The Starä Turä development is represented at sur- face only by the youngest— Lubina formation, formed by de- trital and organic limestones, conglomerates, sandstones and marlstones of stratigraphical range Middle Paleocene to Lo- wer Eocene. This formation was encountered by a deep bore- hole (LU-1) (L£sko et al. 1978). In ıts underlier the Middle Cretaceous was drilled, which we suppose to be part of the Klape ridge and so also of the substratum of Upper Cretace- ous and Paleogene sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland. 3. The development of Surovin is, similarly as the Stara Turä development, incomplete and at surface we know the youngest sediments only. The Polianka formation of Upper Campanıan to Danıan age is formed by marls and marlstones with layers of calcare- ous sandstones. It is overlain by algal-coral limestones alloda- pic in its lower part, conglomerates and marls of Middle — Pa- leocene to Lower Eocene age, designated as Dedkov vrch formation. The Middle and Upper Eocene is represented by sandstones, shales and red claystones of the Jablonka forma- tion. This development is terminated with shales of menilite type, belonging to the uppermost Eocene. 4. The Rasov development. As a marginal type of se- dimentation at the northern margin of the Klape sedimenta- tion zone we distinguished the Rasov development, which occurs at the tectonic contact with the Klippen Belt and was considered as part of the “klippen mantle” (Anprusov 1959). It is a formation of sandstones, conglomerates, marls and or- ganogenic limestones of Santonıan — Campanıan age. For comparison we mention the bed sequence of the Gosau Cretaceous and Paleogene as we compared it near Gosau in the Eastern Alps. 175 COMPARISON OF THE GOSAU DEVELOPMENT OF THE NORTHERN CALCAREOUS ALPS AND OF THE BREZOVÄ GROUP INPEHESWEST CARPATHTANS In the last time we had the possibility to see some type loca- lities of the Gosau of the Northern Calcareous Alps near Go- sau (Torımann 1976; PLÖCHINGER, in ÖBERHAUSER et al. 1980), accompanied by geologists studying this problem mainly from a stratigraphical standpoint (Korımann and SUMMESBERGER). The bed sequence of this Upper Cretaceous in Gosau is as follows: 1. Basal Lower Coniacian conglomerates — Kreuzgraben- schichten of variable thickness, maximum 200 m. The mate- rial is local. This member is coincident with basal transgres- sive lithofacies of the Brezova group. 2. The Streiteckschichten beds are represented by sandy lı- mestones, calcareous sandstones with corals, bivalves and gastropod Actaeonella laevis, with layers of conglomerates of similar type as the basal conglomerates. The whole sequence is 100-150 m thick. It is interpreted as Coniacıan in age (Pıö- CHINGER in ÖBERHAUSER et al. 1980). We compare this forma- tion with higher Coniacıan sandy limestones with Actaeo- nella gigantea and recrystallized echinoids. 3. The Grabenbachschichten beds belong to the Upper Co- niacıan also at the locality Gosau, as mentioned by Pröchin- GER (in ÖBERHAUSER et al. 1980). They are slightly sandy dark marls, 150-250 m thick. We compare them with the Upper Coniacian $tvernik marls. On the basis of new knowledge (KOLLMANN & SUMMESBERGER, verbal communication) at least a part of these marls must belong to the Lower Santonian, as proved by finds of Inoceramus unduloplicatus and Texanites sp- 4. The overlying Hochmoosschichten beds are already San- tonian. They build up a 300 m thick formation of solid marls with intercalations of sandy marlstones to marly sandstones with isolated layers (2-3) of conglomerates with exotic mate- rial and several layers of hippurite limestones, which are pre- dominating mainly in in uppermost layers of the formation. This formation is terminated with a distinct sandstone bank. Besides hippurites Actaeonella laevis, Parapuzosia conicus, Placenticeras sp. and Muniericeras sp. are found here. In the sense of KOLLMANN & SUMMESBERGER (verbal communication) this formation belongs to the Upper Santonian. Although there is some analogy with the Santonian flysch sequence of the Brezovsk& hory Mts., the differences are mainly: a) stratigraphically - the Brezovsk& hory Mts. flysch corresponds to the whole Santonian, in Gosau it represents the Middle to Upper Santonian only; b) the whole Santonıan of the Brezovä group is of flysch character; hippurite limesto- nes with a fauna like in Gosau are missing at all. An analogy with the Brezovä group Santonian is the presence of exotic conglomerates and thin, 2 mm-1 cm thick layers of coal. 5. Randoschichten beds - Lower Campanıan marls with Globotruncana elevata. Although a different formation, we put it into relation with variegated marls of the Kosarıska formation. 6. Ressenschichten beds — marls with layers of sandy marls, with sporadical layers of microconglomerates, thickness 200-300 m. The formation contains /noceramus müller:; from the microbiostratigraphical viewpoint it is still the Glo- botruncana elevata Zone — Middle Campanian. 7. Higher up there are the Glaselbachschichten — a fly- schoid formation with fine-grained conglomerates (thickness about 300 m). In the Myjavskä pahorkatina Upland we put both these formations into relation with the Middle Camp- anıan flyschoid formation of the Podbradlo formation. 8. Overlying are the Nierentaler Schichten beds of Upper Campanian to Lower Maastrichtian age, 400 m thick. This formation of variegated marls could be equivalent in age, but quite different in lithology, with the Upper Campanian to Lower Maastrichtian orbitoid limestones and /noceramus marls. 9. The youngest Cretaceous — Paleogene formation is re- presented by the Upper Maastrichtian - Eocene Zwieselalm- schichten beds, which are transgressive. In the lower part there are exotic conglomerates (30-50 m) of Maastrichtian age. This formation can be partly correlated with the flysch sequence of the Podlipovec formation with orbitoid conglo- merate limestones and exotic conglomerates in the lower part. The Paleogene part of the Zwieselalmschichten beds, not stu- died nearer in the area of Gosau, is represented by a flysch se- quence with layers of conglomerates with variegated marls in the Upper Paleocene and foraminifer-rich marls with layers of sandstones in the Eocene. Interesting is the presence of pebbles of reef algal-coral limestones probably of Upper Pa- leocene to Lower Eocene age. In our opinion, however, the Zwieselalmschichten beds can mainly be correlated with the Kravariky formation and Priepastn& formation. It is evident that in the Myjavskä pahorkatina Upland Cre- taceous and Paleogene sediments are largely different from those of the Gosau development of the Northern Calcareous Alps. In the Gosau of the West Carpathians only sediments with marls and hippurite limestones (besides conglomerates) should be included. They are residual sediments preserved in the southern parts of the West Carpathians only. (1861 foios r 9 ollew r e9DupH f 'uoßeg Y) 00005:1 Suipunow Ayoy 3y01}y9DJ) Pun Aloy aysrozeıg 'pupjdn DuNNDYJoynd oysÄaDlAy ay} ;o dow 1091600386 jonıyoıo }dısasnuow jo Sısoq ay} uo pajıdwo) 0 . 0:0. \ . 181 ® | 6 cH 1 057 8 1% =! ZA, 9 99144909 Es 7 (foios fr 3 390u0H Tr 'uobeg 'y Aq pejıdwoj) QNVIdN VNILVMYOHYd VYSAVTAN ANY SNIVLNNOW AYOH 3991LHIVI 3HL HONOYHL 3114044 Il aospdo7 Aujoq r DYUDI]OI DrD/Ayy N VOTVTOL BROUTGTE PDA VHMOMS (fios r 3 oem r "uobeg v Aq pajıdwo)) ONVIAN VNILVMNOHYd VASAVTAN NV SNIVLNNOW AUOH 34SA0Z3YE 3HL HONOYHL 3114044 | (vası foios r Jeyv) SNIVLNNOW AYOH IMIILHIVI ONV AUOH IMSA0Z3U8 GNVIdN VNILVYHOHVd YMSAVTAN 3HL HONOYHL SI1140U4 1VI1901039 176 177. PAPAEOTECTONIE DEVELOPMENT OF THE AREA In the substratum of the Upper Cretaceous and Paleogene sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland the Mesozoic ofthe Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians and the Mesozoic of the White Carpathians occur (Fig. 1). The Me- sozoic of the former two areas has so far been interpreted as part of a higher Subtatric nappes. The Mesozoic of the Cach- tice Carpathians is represented by the Nedzov nappe (Anpru- sov 1936), while the Mesozoic of the Brezovä Carpathians and White Carpathians is formed by the Jablonica nappe (MAHEL” et al. 1962). On the basıs of analysis of pebbles (Misik, Mock & SyKoRA 1977; MiSik & Sykora 1981; Sara] & BEGAN ın Sara] 1982) we conclude that the Mesozoic of both mountains represents the preserved remnant of the Ultrapieninic ridge, which we con- sider as part of tne Klape ridge (Fig. 2). Toward the east this ridge was eroded and supplied material for Cretaceous interformational conglomerates of the Upoh- lava type, which form various stratigraphical horizons in the Klape Group from the Albian to the Maastrichtian. They point to a vertical intensity of the tectonic processes, linked with an extensive horst system of this ridge in its eastern part. In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland these proces- ses terminated in the Cenomanian before the Coniacian freshwater Turonian coal seams (DrorA, verbal communica- Fig. 1. Geological profiles I and II. run. Il seunesi, = Neogene — Eggenburgian (= Burdigalian); basal conglomerates, sandstones and shales; = Eocene; Zlin beds of the Magura Paleogene; Middle to Upper Eocene; flysch, at the base with variegated claystones (Surovin development); = Middle to Upper Paleocene; allodapic limestones with Discocyclina seunest; = Upper Paleocene to Lower Eocene; reef-algal-coral limestones, with layers of marls with Discocyclina 6 = Lower to Middle Eocene; flysch sequence with olistoliths of reef limestones (Surovin development); 7 = Upper Paleocene to Lower Eocene; polymict conglomerates with exotic material, sandstones sandy shales with olistoliths of reef and orbitoid limestones (Bradlo and Starä Turä developments); 8 = Upper Campanıan to Danian; greyish-green marls (Surovin development); 9 = Upper Maastrichtian; fine- to medium-grained carbonate conglomerates, sandstones, marls with Abathomphalus mayaroensıs; 10 = Lower Maastrichtian; marls with inocerams; 11 = Campanian to Maastrichtian; conglomerates, organogenic hippurite and orbitoid limestones, sand- stones and marls; 12 = Upper Campanian to Lower Maastrichtian; orbitoid limestones, fine-grained conglomerates (sou- thern development); 13 = Upper Campanian; flyschoid sequence — marlstones, marls and calcareous sandstones; 14 = Lower Campanian; variegated marls with Globotruncana arca; 15 = Santonian; flyschoid sequence — sandstones, marls; 16 = Coniacian to Santonian; flysch sequence — sandstones, marls; 17 = Upper Coniacian; grey marls; 18 = Middle to Upper Coniacian; sandy limestones and fine-grained conglomerates; 19 = Coniacian, Santonian, Campanian; basal conglomerates; 20 = ? Turonian to Lower Coniacian; schizophyte brackish to continental limestones; 21 = Albian, in places Cenomanian to Turonian; marls, sandstones and conglomerates; 22 = Barremian to Lower Cenomanian; greyish-green spotted marls; 23 = Tithonian to Aptian; grey spotted limestones, in the Upper Aptian dark organoclastic limestones; nm > [ = Tithonian to Hauterivian; grey spotted cherty and calpionel limestones; 25 = Upper Malm; grey and pinkish massive muddy limestones with cherts; 26 = Oxfordian to Kimmeridgian; red nodular, cherty to radiolarite limestones, in places the Kimmerid- gian- Tithonian in reef development (Plassen limestone) or in facies of marly limestones will allodapic limestones (Barmstein limestone) with Clypeina jurassica (FAVRE) and with Pseudocyclammina lituus (YOKOYAMA); 27 = Callovian to Kimmeridgian; radiolarites and nodular limestones; 28 = Liassic; Gresten beds, spotted marly limestones with cherts and layers of grey crinoidal cherty lime- stones; 29 = Liassic to Lower Dogger; sandy limestones, rarely spotted marls, redish Adneth, grey and red crino- idal limestones; 30 = Rhaetian; Dachstein and lumachelle limestones with Triasına hantkeni; 31 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasına hantkeni; 32 = Norian; variegated clayey shales, intercalations of dolomites and quartzites - Carpathian Keuper; 33 = Carnian to Norian; Hauptdolomit; 34 = Carnian; Opponitz limestones; 35 = Julian; Lunz beds with Duostomina alta; 36 = Ladinian to Cordevolian; dolomites; 37 = Ladinian; Wetterstein limestones with Diplopora annulata; 38 = Upper Anisian (Illyrıan) to Ladinian; Reifling limestones; 39 = Illyrıan; Schreyeralm limestones with Pilammina densa PANTIC; 40 = Pelsonian to Illyrian; Steinalm limestones with Meandrospira dınarica KOCHANSKY-DEVIDE & PAN- TIC; 41 = Anisian; Gutenstein limestones with Meandrospira insolita (HO). KLAPE PLATFORM MANIN SEDIMENTATION ZONE STRAZOV SEDIMENTATION ZONE DCKS TH ? a 17” uhbURA M AN 1557, ERODET PART OF THE KLAPE RIDGE Fig. 2. Sedimentation zones of NW Slovakeı (West Carpathians) tion) and schizophytic freshwater limestones (HANACER 1956) were deposited. To the west in direction to the Northern Cal- careous Alps we put the Mesozoic of the Cachtice Carpa- thians, Brezova Carpathians and White Carpathians in con- nection with the Ötscher (= Cachtice Carpathians) and Lunz facıes of the Northern Calcareous Alps. These considerations are based on the results of OBERHAUSER et al. (1980), Torı- Mann (1972, 1976) and Wessery (1974). In both regions, the Western Carpathians and Northern Calcareous Alps, both these tectonie units have an equal bed sequence and their lin- king is mainly stressed by the presence of the Dachstein Lime- stones as well as locally of the facies of Kımmeridgian — Ti- thonian allodapic limestones = Barmsteinkalke of the Cach- tice Carpathians with Clypeina jurassica (FAvRE) and Pseudo- cyclammina lituns (Xokovama). These limestones with the mentioned microorganısms have been found at several locali- ties (Misik & Sykora 1982). In the last time the reef facıes (= Plassen limestones with the same fossils) was found in the Brezova Carpathians (MEıLo in BEGan et al. 1982). The exi- stence of these organo-detrital limestones in Cachtice Carpa- thians was pointed out first by KuLımanovA (1964). As already mentioned the Klape ridge (= Ultrapieninic ridge - MaHeı 1980) was essentially eroded to the east and northeast. The study of bed sequences of the individual series as well as the analysıs of the pebbles of Albian conglomerates ofthe Klape Groups in this area permit us to divide the Klape sedimentation area as follows: north of the Klape ridge we place sediments of the Drietoma development with the pre- sence of the Carpathian Keuper, Kössen beds, incomplete Gresten facies and spotted limestones and marls, crinoıdal and cherty limestones, dark quartzy shales, radiolarites, no- dular and calpionel limestones, marly spotted cherty limesto- nes and Aptian - Albian dark marls (= Tannheimer Schichten of the Northern Calcareous Alps). Important is the presence of flysch with sandy limestones with orbitolines and conglo- merates with exotic materiäl (= Losensteiner Schichten). In the Northern Calcareous Alps the Frankenfels facies would correspond to the Drietoma development. Into this part of the sedimentation area we place the Seno- nıan sediments (variegated marls, flysch with exotic material, variegated clays and marls in the Paleocene and Eocene flysch). This facies association can be related with sediments of the Gieshübel depression the Northern Calcareous Alps. We introduce for this development of the Senonian and Pa- leogene, according to the type localıty Kvasov, the name Kva- Sov development. In the area of the Myjavska pahorkatina Upland this deve- lopment does not occur at surface. We suppose, however, that it remained underlying the older members of the Drie- toma development. South of the Klape ridge we place the Klape development sensu stricto (Jurassic and Lower Cretaceous near the Klape klippe, Albian - Coniacıan flysch with exotic conglomerates, spherosiderite beds, Upohlava conglomerates, Orlove beds). The Upper Cretaceous sediments deposited south of the Klaperidge, we compare in thearea of Povazskä Bystrica with sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland in spite of some differences. We place the sedimentation area of the Strezenice, Manin and Kostelec developments south of the sedimentation area of the Klape development (Fig. 2). The Kostelec development and Rohatä skala development (northern margın of the SträZov sedimentation area) are ofthe character of a sedimentation on an elevated substratum (sea- mount chain), which is accompanied by stratigraphic hiati and condensed sedimentation ın the Jurassic. For completeness of the stratigraphical concept is should be mentioned that the new SträZov sedimentation area (SALA] 1982) was defined, in which we suppose that the units thru- sted later from the south have been formed here. The mecha- nism of formation of the present-day tectonic structures (SA- LA] 1982) of this area is presented in Fig. 3. As a consequence of such an interpretation of the tectonic structure of the area the question of correlation of West Carpathıan and Northern Calcareous Alpine units requires a new approach. For completing it is necessary to remark that Man’ (1980) defined the sediments of the Klape development, exotic ridge and Upper Cretaceous sediments of the Manin development as the Periklippen Zone, later MAHEL’ (1981) called them the Vähicum. Sara] (1982) assigned the uneroded part of the Klape ridge, i. e. the Mesozoic of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians to the Vähicum too. GEOLOGICAL PROFILES THROUGH THE MESOZOIC OF THE STRÄZOVSKE VRCHY Mts. IN RELATION TO DEEP STRUCTURE NW ll. PROFILE THROUGH THE BELA, ZLIECHOV AND ROHATÄ SKALA (CHOC) GROUPS (=STRÄZOV SEDIMENTATION AREA) m (Compiled by J Sala) & J Hanacek | 4560 250 10," 0 -250- -500 -750 7, -1000 -1250 7 "First, root zone U, (closed) of the Strazov Ü -1500 nappe \ reduced from opproxi-& 1750 19,5 mately_ 25 km width AN = = T or T R A z [e) v Ss E D | M E : SS {a 2000 Kostelec Sea-Mount Chain KOSTEN Sea - Mount Chain | Z [} N e c h o v IV. PROFILE THROUGH THE ROHATA SKALA KOSTELEC AND MANIN GROUPS (Compiled by J. Salaj) Rohatöa skala group S M an en geeurormurep | Kostelec group chsenappe“ | m Rohatı skalı Dielec 1" a7, CR (M. Mohel' & J.Hanäcek Compiled on the basis of archival geological maps 1:25000 of Zliechov 1971, J.Hanacek 179 (After J. Sala) 1981) Second root zone \ (open] of the Strazov nappe reduced _from approxi- mately 25 km width Si NEBETE LAT N PRON ZMOWINESE = b a s i n |Belö Sea-Mount Chain > 1 26 bool=:) SE oseb: Mojtin — SER lutıtzl 0 km 1975) and Belusa (J. Sala; & M Rakus 1963) Fig. 3. Geological profiles III and IV. 1 = Eggenburgian; basal conglomerates, sandstones and shales; 2 = Lower Eocene; basal conglomerates and conglomerate limestones with Alveolina oblonga; 3 = Middle to Upper Paleocene; bauxites; 4 = Upper Cenomanian; fine-rhytmical flyschoid sequence of the Praznov beds with Rotalipora cushma- ni; 5 = Middle Cenomanian; coarse rhytmical flyschoid sequence of the Belusske Slatiny beds with Rotalı- pora montsalvensis — sandstones, sandy shales and fine-grained exotic conglomerates; 6 = Middle Albian to Lower Cenomanian; marls with planktonic foraminifers; 7 = Upper Albian; flyschoid sequence — sandstones, marls and sandy marls; 8 = Middle Albian; ultrabasic rocks; 9 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, grey limestones, marls and glau- conite limestones; 10 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, layers of grey Urgonian type li- mestones, glauconite limestones and marls; 11 = Barremian to Lower Albian; organogenic and organo-detrital orbitoline and hippurite massive lime- stones (Urgonian facies); 12 = Tithonian to Neocomian; grey banked calpionel limestones (in the Manin Group with layers of chert) and marls; 13 = Upper Oxfordian to Kimmeridgian; light-grey, brownish and pinkish platy limestones; 14 = Callovian to Lower Oxfordian; cherty limestones, nodular limestones, in the Zliechov Group radiola- rites; 15 = Liassic to Lower Doggerian; spongolite limestones, sandy light-pinkish, red crinoidal limestones, lo- cally in the Zliechov Group spotted limestones and marls; 16 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasına hantkeni; 17 = Upper Carnian to Norian; Hauptdolomit with layers of Keuper shales; 18 = Norian; Carpathians Keuper rocks; 19 = Carnian; dolomites; 20 = Carnian; Opponitz limestones; 21 = Julian; Lunz beds; 22 = Ladinian to Lower Carnian; Wetterstein dolomites; 23 = Ladinian; Wetterstein limestones with Teutloporella herculea; 24 = Illyrian; reddish Schreyeralm crinoidaland grey dark cherty Reifling limestones with Pilammina den- sa; 25 = Anisian; dark Gutenstein and Steinalm limestones with Meandrospira dinarıca; 26 = Scythian; a - shales, b — basal quartzites and conglomerates; 27 = Pre-Mesozoic basement; Crystalline rocks. 180 CONCLUSIONS The main contribution of this study is a different interpre- tation of the sedimentation zones (Fig. 2.) of the tectonic units of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians. We substantiate that these units are not derived from the Ge- mer area but are part of the Klape Zone. The presented palaeogeographical considerations require a consideration ofthe individual phases of folding with empha- sıs of the Klape Zone. The first tectonic effects which can be analysed ın thıs zone, were in the Triassic. In the Carnian a certain part of the Klape Zone was uplifted. In the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians limestones were deposited in the southern part. On the other hand in the sunken part of the block the facıes of the Lunz beds dominated durins the Carnıan. Smaller vertical movements were during the Jurassic, mainly in the Kimmeridgian and Tithonian. Distinet tectonic movements have been at the Aptian — Albian boundary, du- ring which the Klape ridge was uplifted. We suppose that these movements of vertical character persisted until the Tu- ronian. In the Coniacian subsidence of the ridge took place and Coniacıan to Upper Eocene or Oligocene sediments were deposited in the Myjavskä pahorkatina Upland. The Laramide phase was only partly expressed in this zone, - a hiatus during the Danıan and Montian in the Bradlo deve- lopment. During the Savian phase the Brezova Carpathians and Cachtice Carpathians were folded. A part of them was uplif- ted in form of a horst and eroded. The area under study has acquired its present-day character during the Bukovec phase (Saraj 1982) before the Upper Kar- patian when distinet imbrication and upthrusts have develo- ped. A part of the horst was upthrust (Dobrä Voda upthrust) to the south on Upper Cretaceous and Eggenburgian sedi- ments. During these processes also the northern part of sedi- ments of the MyJjavskä pahorkatina Upland - Surovin deve- lopment was overthrust on the southern part along a distinct tectonic line of east-western direction. This phase was also ef- fectively expressed in the Klippen Belt, where the Eggenbur- gian conglomerates and sandstones were folded in tectonic slices of the Klippen Belt (Fig. 4-5). Fig. 4. The Upper Eggenburgian calcareous sandstones (left - b) in tectonic contact with the Neocomian - Albian of the Kysuca Group succession. In the Albian is a further slice of the Upper Eggenburgian (a). Locality: Abandoned quarry in Majericky near Myjava. Fig. 5. Detail of tectonic contact of vertically upright Neocomian ofthe Kysuca Group succession with a higher member of the Eggen- burgian (calcareous sandstones). 181 REFERENCES ANDRUSOV, D. (1936): Subtatransk& prikrovy Zapadnich Karpät. — Carpathica 1: 3-33; Praha. — — (1959): Geolögıa Ceskoslovenskych Karpät. — Slovenskä aka- demia vied, p. 1-375, 39 fig., 10 tab., 84 pls.; Bratislava. BEGAN, A., HANACEK, J., MELLO, J. & SALA]J, J. (1982): Geologickä stavba Myjavskej pahorkatiny, Brezovskych a Cachtickych Karpät. - Manuscript. Archiv, Geologicky üstav D. Stüra; Bratislava. BEGAN, A. & SALA], J. (1978): New Palaeogeographical knowledge in the Upper Cretaceous and Paleogene of Western and Cen- tral Slovakia. — In: Palaeogeographical development of the West Carpathians, p. 161-174, 1 pl.; Bratislava. HANACEK, J. (1954): Geolögia Nedzovsk&ho pohoria. — Geol. zbor- nik, 5: 59-83; Bratislava. — — (1956):Schizofytove väpence v triase Nedzovsk&ho pohoria. — Geol. zbornik, 7: 305-310, 2 fig., 1 tab.; Bratislava. — — (1969): Einige neue Erkenntnisse aus der Nedzov-Serie des Gebirges Cachticke pohorie. — Geol. präce, Sprävy 48: 103-117, 3 fig.; Bratislava. KULLMANOVA, A. (1964): Niekol’ko litologicko-paleogeografickych profilov vrehnojurskych a spodnokriedovych väpencov v Centrälnych Karpatoch. - Sprävy o geologickych vyskumoch v roku 1963, Geologicky üstav D. ne Bratislava. LESKO, B., DURKOVIG, T., GASPARIKOVA, V., KULLMANOVA, A. & SAMUEL, ©. (1978): New data on geology ofthe Myjavskä pa- horkatina upland based on the result ofthe drill hole Lubina 1. -Geol. präce, Sprävy 70: 35-56, 3 text-fig., 6 pls.; Bratislava. MAHEL’,M. etal. (1962): Vysvetlivky k prehl’adnej geologickej mape ESSR 1:200000, M-34-XXV - Zilina. Vydavatel’stvo Geo- fond, p. 1-272; Bratislava. — — (1980): The Periklippen zone: nearer characterization and si- gnificance. — Miner. slovaca 12: 193-208, 3 fig.; Bratislava. — — (1981): Island character of Klippen Belt; Vähicum - continua- tion of southern Penninicum in West Carpathians. — Geolo- gicky zbornik, Geol. carpathica 32: 293-305, 4 fig.; Bratisla- va. MiSik, M., MOck, R. & SYkORA, M. (1977): Trias der Klippenzone. — Geologicky zbornik, Geol. carpathica 28: 1-28; Bratislava. MiSiK, M. & SYKORA, M. (1981): Der pieninische exotische Rücken, reconstruiert aus Geröllen karbonatischer Gesteine kretazi- scher Konglomerate der Klippenzone und der Manin-Einheit. — Zäpadne Karpaty, ser. geolögia, 7: 7-111, 3 text-fig., 28 pls.; Bratislava. MiSik, M. & SYKoRA, M. (1982): Allodopische Barmsteinkalke im Malm des Gebirges Cachtick& Karpaty. — Geol. zbornik, Geol. carpathica 33: 51-78, 4 fig., 6 pls.; Bratislava. OBERHAUSER, R. etal. (1980): Der geologische Aufbau Österreichs. p- 1-699, 164 fig. (Springer-Verlag); Wien-New York. PERZEL, M. (1966): Neue Kenntnisse über die Stratigraphie der obe- ren subtatrischen Decken der Kleinen Karpaten. — Geol. prä- ce, Sprävy 38: 87-98, 1 tab.; Bratislava. SALA]J, J. (1960): Vorläufiger Bericht zur Mikrobiostratigraphie der Gosauer Kreide im Gebirge Brezovske pohorie und des Pa- läogens des Hügellandes Myjavskä pahorkatina. — Geol. prä- ce, Sprävy 18: 119-130, 1 tab.; Bratislava. — — (1982): Mesozoic palaeogeographic development in the northwestern part of the West carpathians of Slovakia. — Mid-Cretaceous-Events — Uppsala 1981. Palaeoecology 39: 203-229, 7 Fig.; Amsterdam. — — &BEGAN, A. (1963): Zur faziellen und mikrobiostratigraphi- schen Entwicklung der Oberkreide in der Klippenzone. — Geol. präce, Sprävy 30: 113-120, 1 tab.; Bratislava. — — & SAMUEL, ©. (1966): Foraminiferen der Westkarpaten- Kreide. - Geol. üstav D. Stüra, p. 1-291, 48 pls.; Bratislava. SAMUEL, ©. & SALA], J. (1968): Microbiostratigraphy and Foramini- feren of the Slovak Carpathians Paleogene. — Geol. üstav D. Stüra, p. 1-238, 31 pls.; Bratislava. — — & BEGAN, A. (1980): Lithostratigraphical classification of Upper Cretaceous and Paleogene sedimentary rocks of the Myjavskä pahorkatina. — Zäpadne Karpaty, ser. geol. 6: 81-111, 10 tex-fig.; Bratislava. STUR, D. (1860): Bericht über die geologische Übersichts-Aufnahme des Wassergebietes der Waag und Neutra. — Jb. Geol. Reichs- anst. 9: 17-149; Wien. TOLLMANN, A. (1972): Der karpatische Einfluß am Ostrand der Al- pen. — Mitt. Geol. Ges. Wien, 64: 173-208, 1 fig., 1 tab.; Wien. — — (1976): Analyse des klassischen nordalpinen Mesozoikums. — . pP: 1-580, 256 fig., 3 pls. (Deuticke); Wien. WESSELY, G. (1974): Rand und Untergrund des Wiener Beckens — Verbindungen und Vergleiche. — Mitt. Geol. Ges. Wien, 66-67: 265-287, 3 Taf., 1 Abb.; Wien. 183 Bee 183-190 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete LENKE CZABALAY*) Mit 3 Abbildungen KURZFASSUNG Von den verschiedenen Senonbildungen Ungarns wird hier der sog. Mittelgebirgs-Typus, der im Bakony-Gebirge und im Zala-Becken auftritt, zusammenfassend dargestellt. Ausführlich wird dabei auf die sedimentologische und fau- nistische Entwicklung eingegangen. Einen besonderen Schwerpunkt der Untersuchung bilden die Rudistenriffe. Die überregionalen paläogeographischen Beziehungen werden anhand der Rudisten diskutiert. ABSTRACT In Hungary the Senonian is represented by various facıes, namely in the Bakony Mountains and the Zala Basin we meet the so-called intrramontane type, inthe Great Hungarian Plain the flysch, while in the Bükk Mountains a Gosau facies is de- veloped. The intramontane type is represented by the Csehbänya- Ajka-Jäkö Marl Formation, the Ugod Limestone Formation and the Poläny Marl Formation. In the Bakony area a Triassic platform separates the tectonically preformed basin within two subbasins. The originally continental sedimentation of the Magyarpoläny-Devecser Basin became fluviatile (Cseh- banya Formation) and was replaced later on by the Cam- panian transgression. Simultaneously, the Sümeg-Ajka Basin was subsiding and covered by water. The first lacustrine and lagoon sedimentation was followed by the deposition of lagoon-brackish water sediments in the upper portion of the Ajka Formation. These sediments change rather unobserved into shallow marine, littoral ones (Jak6 Marl Formation, Csingervölgyi Member). At Sümeg, the transgression started with the Lower Cam- panian. Reefs developed on the margins of the platform (Ugod Limestone Formation), while in the basın neritic, fine-grained marls were deposited (upper part of the Jäkö Marl Formation). The basin’s subsidence persisted even du- ring the Upper Campanian, and in the deeper water started an epicontinental sedimentation (lower part of the Poläny Marl *) L. CZABALAY, Ungarische Geologische Anstalt, Nepstadion ut 14, Budapest 1142, Ungarn. Formation), while on the Triassic platform followed the de- position of shelf sediments (Rendek Member). At a further stage of regression, the mentioned strata were partly eroded and accumulated at the foot of the platform (Poläny Marl Formation, Jaköhegy breccia). Thus, the last reefs in the Ba- kony Mountains are of Upper Campanian age. On the basis of the rich mollusc fauna the Ajka and the Csehbänya Formations can be ranged in the Upper Santo- nian, while the Jäk6 Marl and the Ugod Limestone Forma- tions are already of Campanıan age. With respect to the Inoceramidae and the Ammonite spe- cies Parapachydiscus neubergicus (ScHLOTH.), the Poläny Marl Formation can be placed into the Lower Maastrichtian. On the basis of the microfauna even Upper Maastrichtian could be determined. Beside the Hippurites, the great number of Radiolites spe- cies is striking, the most of which are identifiable with Pyre- n&an species. This means a meridional influence, although ty- pical meridional elements, frequently occuring in South Italy, North Africa, and South America, are lacking here. In this way the Bakony area may represent a transition between me- ridional and nord fauna-provinces of the Mediterranean geo- syncline. Faunistically the following relations can be detected: to the SW across the Zala Basin, to Yugoslavia (Medvenitza Moun- tains), and further on to North Italy, South France, and North Spain (Pyrenees); to the west some relations can also be determined with the Gosau Formation in the Eastern Alps; to the east to Romania (Bihar Mountains), Yugoslavia (Monte- negro) and Greece (Vardar and Pelagonian belts). 184 1. ÜBERBLICK ÜBER DIE ENTWICKLUNG DER MITTELGEBIRGSFAZIES DES. UNGARISCHEN SENONS In Ungarn sind Senonbildungen verschiedener Fazies be- kannt, so ist im Bakony-Gebirge und im Zala-Becken der sog. Mittelgebirgs-Typus, im Donau Theiss-Zwischenstromland Flysch und im Bükk-Gebirge Gosau vertreten. Diese Ab- handlung befaßt sich mit dem Mittelgebirgs-Typus. Abb. 1. Im Transdanubischen Mittelgebirge lassen sich an Hand von Übertage-Aufschlüssen und Tiefbohrdaten die Senonbil- dungen in einem SE-NW gerichteten Sedimentationsbecken verfolgen. Im Zusammenhang mit den Bewegungen, die zu Beginn der Oberkreide stattfanden, entstanden im Westteil des Gebirges litho- und biofaziell mannigfaltige Ablagerun- gen. Der Mittelgebirgs-Typus wird von der Csehbänyaer, Ajkaer und Jaköer Mergel-Formation sowie der Ugoder Kalk-Formation und der Polänyer Mergel-Formation gebil- det. Das tektonisch angelegte Becken wurde durch ein Trıias-Plateau in zwei Teile gegliedert. Im Becken von Ma- gyarpoläny — Devecser wurde die anfängliche kontinentale, später fluviatile Sedimentation im Campan von transgressiven Sedimenten abgelöst (Csehbänyaer Formation). Das Becken von Sümeg - Ajka wurde im Verlauf der weiteren Absenkung endgültig überschwemmt und es begann eine lakustrisch-pa- lustrische Sedimentation (unterer Abschnitt der Ajkaer For- ei ——_ + / RE) Ugod, ) Homokbodogpe nolcafö a > 2 N Magyarpolany , Be; Devecser "Ajka «Veszprem ’ er ul a Nagylengyel . Sümeg Csıkeria = ER Ra mation). Mit der von SW ausgegangenen Transgression kam die Meeresverbindung zustande. Dieser Prozeß führte zur Bildung der marginalen lagunär-palustrischen Brackwasser- ablagerung am Beckenrand (oberer Abschnitt der Ajkaer Formation) und der seicht-littoralen Mergelsedimentation ım Beckeninnern (Jaköer Mergel-Formation, Csingervölgyer Member). Im Sümeg führte die Transgression bereits im unteren Campan zu anderen Verhältnissen und zu riffartigen Bildun- gen. Im oberen Campan wurde der gesamte Raum überflutet. Die Verbreitung der Riffe ist dabei wegen der morphologi- schen Verhältnisse auf die schmalen Randbereiche des Plate- aus und die inneren Klippen beschränkt. In den Becken lager- ten sich gleichzeitig neritische, schluffige Mergel ab (Jäköer Mergel-Formation, oberer Abschnitt). Im oberen Campan sank das Becken weiter ab, in den tiefe- ren Bereichen entstanden offene, epikontinentale Beckenab- lagerungen (Polänyer Mergel-Formation, unterer Abschnitt). Im nördlichen Bakony-Gebirge endete das Rudisten- Wachstum im oberen Campan. Auf der Plattform lagerten sich offene Schelf-Sedimente ab (Rendeker Member). Zur ren \ Dedestapolcsäny Nekezseny Hajduszobgszlöa BUDAPEST Debrecen, 1 Nadudvar ME Szolnoke o Räkoczitalva Törtel o Da a 1 Tıefborungen 2 Oberfl. Aufschl. 3Bergbau Aufschl 4Umgelagertes Senon 5SFlysch Senon Abb. 1. Verbreitung der Senonbildungen in Ungarn. 185 Zeit der späteren Regressionsphase wurden diese Ablagerun- stricht. Das Gebirge wurde postkretazisch herausgehoben. gen teilweise abgetragen und am Fuße des steilen Küstenhan- Ein wesentlicher Teil der Polänyer Formation wurde dabei ges angehäuft (Jaköhegyer Brekzien Member). abgetragen. Erst im Miozän kam es erneut zu einer Transgres- Die letzten rudistenführenden Ablagerungen findet man im OL; Bakony-Gebirge an der Grenze Obercampan/Untermaa- aus: Süme Csabrendek Devecse Magyarpolän tionen 9 r gyarp y a (®) © x > Fr - un ® < = < Su > © = Inoceramen Inoceramen Inoceramen Inoceramen Orbitoiden Agriopleuriden Pflanzen Pflanzen Pflanzen Hippuriten Hippuriten 5: ’ Echiniden Echiniden Echiniden N Ostreiden Ostreiden Algen ! Korallen Rudisten Er Gervilleen i > r . ! | Hippuriten Ostreiden Ostreiden Ostreiden MM © z |= = Rudisten < ® oO : ABER a |< = Ceratostreiden a 3 3 | 3 Radioliten ä x < Sr Lamellibranchiaten| Ceratostreiden Ceratostreiden Ceratostreiden © Aptyxielliden De Echiniden Rudisten 4 : Ceratostreiden Dentaliden Ceratostreiden Nerineiden- Clavagelliden Trochactaeoniden Korallen—-Gastropoden—Lamellibranchiaten Gastropoden—Lamellibranchiaten Pyrguliferen—Cardiden Pyrguliferen— i Pyrguliferen— mm >— m Hemisiniden Pyrguliferen Cerithiden Pyrguliferen-Strophostomiden— Se en ee rquliferen— = Hemisiniden Ds Cyrenen ==== = = —— N Me Corbiculiden z © . . AA, WilıFamss vvmmwan vn anne o° ® Pyrguliferen—Melanien Trochactaeoniden } j mu ee} 3 ee en Cerithiden— Pyrguliferen— = 3 = Pyrguliferen— Cardiden Hemisiden < o ap alas br PR en Sen en ne Zee [02] [®] — = ee _ —_—_ Pyrguliferen— Hemisiniden Helixien— Ajkaien Abb. 2. Die Biofazies des Senons im Bakony-Gebirge. 186 2.DIE ENTWICKLUNG DER BIOFAZIES IN DEN SENONISCHEN FORMATIONEN Für den unteren Abschnitt der Ajkaer Formation sınd mio- haline bis oligohaline, für den oberen Abschnitt meso-, plio- und brachyhaline Faunengemeinschaften kennzeichnend. Die Assoziationen wechseln außerordentlich rasch und häu- fig. In der gleichaltrigen, aber faziell abweichenden Csehba- nyaer Formation finden sich mehrere terrestrische Faunen- elemente und vor allem mio- und oligohaline Faunengemein- schaften. In der fluviatilen und brackischen Fazies treten ne- ben terrestrischen Faunen (Helix) auch Süßwasserformen wie kleinwüchsige, dünnschalige Vertreter von Ajkara und Pyrgulifera auf. Charakteristisch für die limnische Fazies ist die großwüchsige, glattschalige Art Pyrgulifera glabra HANTKEN; ın der brackischen Fazies dominieren Varietäten der stark ornamentierten, skulptierten Pyrgulifera inflata Yen und Pyrgulifera acinosa ZEKELL. Mit zunehmendem Salzgehalt nehmen Vertreter von Cerı- thıum und Cardıum in der Fauna überhand. Die Ablagerungen der Ajkaer Formation gehen kontinuier- lich in die sublittoralen und teilweise noch brackischen Sedi- mente des Csingervölgyer Member der Jaköer Mergel-For- mation über. Im unteren Abschnitt spürt man noch die Schwankungen des Salzgehaltes, zunächst herrschen insbe- sonders Vertreter von Glauconia und Cerithinm vor, dann übernehmen allmählich kleinwüchsige Muscheln die domi- nierende Rolle in der Fauna (Nucula, Corbula, Astarte). Fer- ner erscheinen kleinwüchsige Einzelkorallen, die die Stabili- sierung des Salzgehaltes bezeugen. Im oberen Abschnitt der Jaköer Mergel-Formation wan- derte parallel zur allmählichen Absenkung des Meeresbodens eine noch küstennahe, den schlammigen Meeresboden bevor- zugende Muschelfauna ein. Charakteristische Formen sind: Psendamussium laevis (Nirsson), Ceratostreon matheronia- num (Oxs.), Plicatula aspera Zırreı. Die Ceratostreon- Pseudamussium Assoziation wird in den feinkörnigen kalki- gen Mergelablagerungen durch eine Pycnodonta und Lo- pha-Fauna abgelöst. Darüber gehen die Mollusken stark zu- rück und in den kalkigen Mergelschichten treten reichlich Fischschuppen und Pflanzenbruchstücke auf. In Sümeg kann der obere Abschnitt der Jäköer Mergel- Formation makrofaunistisch in sechs Assoziationen geglie- dert werden (Clavagella-, Dentalium-, Ceratostreon-, Ger- villeia- und Ostrea-Assoziation). In der Beckenfazies (Ba- konyjakö, Magyarpoläny) können diese Assoziationen nicht nachgewiesen werden (Abb. 2). Die riffartigen Bildungen der Ugoder Kalk-Formation von Sümeg sind auf ein tektonisch präformiertes Gebiet be- schränkt. Hier wechseln Kalksteinbänke, Mergel, Kalkmer- gelund Tonmergel ab. Der fazielle Wechsel erfolgt sehr rasch, wobei folgende Assoziationen auftreten: Trochalctaeon-, Nerineen-, Actaeonellen- und muschelführende, Ceratostre- on-, Östreen-, Hippuriten-, Radioliten-, Algen-, Korallen-, Echiniden-, Agripleureen-, Orbitoiden-Biofazies. Assoziationen des Back-Reefs sınd durch Echiniden, Ac- taeonelien und Hippuriten-Radioliten ausgezeichnet charak- terisiert. Im Fore-Reef-Bereich treten Hippuriten, Korallen, Agriopleuren, Ostreen und Algen in den Vordergrund. Die Gesteine der Ugoder Kalk-Formation lassen sich nörd- lich von Sümeg in Richtung Gyepükajan weiter verfolgen, wo sie die Jaköer Mergel-Formation überlagern. In anderen Ge- bieten sind die Ausläufer der Fore-Reef-Bildungen mit den Beckenablagerungen (Csabrendek) verzahnt, oder die Ge- steine der beiden Formationen wechseln ab (Devecser). Der Übergang der Ugoder Kalk-Formation in die Fazies des Bek- keninnern ist im Rendeker Member vertreten. Die Polänyer Mergel-Formation ist im Bakony-Gebirge schon durch pelagische bis hemipelagische Schelfablagerun- gen vertreten. Der Höhepunkt der Transgression wird mit dem Auftreten von Inoceramen-Faunen erreicht. Die bisheri- gen Assoziationen mit Pflanzendetritus und Fischschuppen wird durch die Inoceramen-Assoziationen abgelöst, die sich ihrerseits in mehrere Abschnitte untergliedern läßt. 3. CHRONOSTRATIGRAPHISCHE AUSWERTUNG DER FAUNS FAUNISTIISCHE BEZIEHUNGEN Die Molluskenfauna der Ajkaer Formation besteht z. T. aus endemischen Arten, z. T. aus den charakteristi- schen Formen obersantonischer-campanischer Süß- bis Brackwasserschichten: Pyrgulifera glabra HANTKEN, Pyrgu- hıfera inflata Yen und Pyrgulifera acinosa ZEKELI und ihre Va- rietäten. Kohlenführende Ablagerungen von ähnlicher Fazies und mitähnlicher Fauna sind aus dem oberen Santon und Campan in Österreich (Neue Welt, Gosau), Süd-Frankreich, Portu- gal, Rumänien (Siebenbürgen: Bihar-Gebirge), Tschechos- lowakei (Bradlö) sowie aus dem Maastricht von Jugoslawien und Frankreich (Fluvel-Becken) bekannt. Im Bakony-Gebirge gehören die Csehbänyaer und die Aj- kaer Formation zum oberen Santon. In den oberen Assozia- tionen der Ajkaer Formation läßt sich schon die im unteren Campan beginnende Transgression erkennen. Dieses Fazies können wir daher schon zum Campan rechnen. Der Höhe- punkt der Transgression lag im oberen Campan und im Maa- stricht. Die Jäköer Mergel-Formation und die Ugoder Kalk-For- mation sind sicherlich schon zum Campan zu rechnen. Im Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-Formation dominieren die für das untere Campan charakteristischen Formen: Nucula concinna Sow., Corbula angustata Sow., Astarte similis Munster. Auch eine reiche Gastropoden- Fauna kommt hier vor: Glauconia coqnandiana kefersteini (Munster), Pirenella münsteri (KErerstein), Pirenella hoe- ninghausi (KEFERSTEIN). Diese Arten sind in Österreich, Jugoslawien und Süd- Frankreich im Hangen der kohlenführenden senonischen Schichten häufig, in anderen Ländern (England, Indien) kommen sie in Mergelschichten ebenfalls im unteren Campan vor. Im oberen Abschnitt der Jaköer Mergel-Formation ist die geographische und chronostratigraphische Verbreitung der Arten Haustator fittonianus (Sow.), Haustator rigidus (Sow.) und Psendamussium laevis (Nıirsson) viel größer als die oben genannten Arten. Diese Formen können außerhalb des mediterranen Geosynklinalraumes auch in den borealen Kreidegebieten angetroffen werden und sind für die Cam- pan-Stufe charakteristisch. Die Ausbreitung der Transgres- sion hatte eine Erweiterung der faunistischen Verbindungen zur Folge, worauf auch die im höheren Abschnitt auftreten- den Arten Ceratostreon matheronianum (ORs.) und Pycno- donta vesiculosa (Lam.) hinweisen. Im unteren Rudisten-Horizont der Ugoder Kalk-For- mation sind die folgenden großwüchsigen Gastropoden kennzeichnend: Trochactaeon giganteus subglobosus (Mun- STER), Tr. goldfussi (Ors.), Actaeonella cancasica sytriaca Koıımann, Nerinea (Symploptyxis) pailletteana (Ors.), N. (S.) buchi (KErERSTEIN). Die Gastropoden-Fauna der Trochactaeon-Nerineen-Bio- fazies läßt sich mit den Faunen der Gosau-Basisschichten in Österreich, der Tschechoslowakei und Rumäniens (Sieben- bürgen) gut korellieren, die an der Grenze oberes Santon/un- teres Campan liegen. Im unteren Rudisten-Horizont sind die folgenden Rudi- sten-Arten häufig: Vaccinites carınthiacus (Revı.), V. oppeli santoniensis (Kuhn), V. sulcatus (DErr.), Radiolites angeio- des P. DE Lar., R. albonensis Touc., Praeradiolites subton- casi Touc., P. arıstidis (Mun.-CHaım.), P. hoeninghansi (Des Mour.), Lapeirouseia zıtteli Douv. Im oberen Rudisten-Horizont kommen die Arten Vaceini- tes atheniensis (KTEnas), V. braciensis (SLADIC-TRIFUNOVIC), V. oppeli (Douv.), Hippurites heberti (Mun.-CHaın.), Praeradiolites maximus AsırE, Lapeirouseia jomanneti Douv. häufig vor. Ein erheblicher Teil dieser Rudisten-Arten ist auch für die obere Gosau-Fazies Österreichs kennzeichnend; das betrifft vor allem die Vacciniten, in zweiter Reihe die Hippuriten und Radioliten. Der Großteil der Radioliten ist mit den Formen aus den Pyrenäen (Süd-Frankreich, Nord-Spanien) ver- wandt. In der Rudisten-Fauna trifft man viele Arten, die auch in Jugoslawien (Istrien, Medvenitza-Gebirge), Bulgarien, Rumänien (nördliches und südliches Bihar-Gebirge), der Slowakei (Kleine Karpaten), Griechenland (Vardar und Pela- gonische Zone), Iran, Indien und Nord-Afrika (Tunesien, Marokko, Algerien) vorkommen. Hinsichtlich der stratigraphischen Verbreitung der Arten können wir feststellen, daß die Rudisten-Fauna aus Arten be- steht, die im mediterranen Geosynklinalraum für die Rudi- sten-Horizonte des oberen Santons und des Campans charak- teristisch sind. In der Fauna sind die erst im Campan einset- zenden Arten in größerem Prozentsatz vertreten. Darunter gibt es viele Formen, die auch im unteren Maastricht vor- kommen können. Nach unserer Beurteilung dürfte das Alter der Rudisten-Horizonte der Ugoder Kalk-Formation im Ba- 187 kony etwa der Campan-Stufe entsprechen. Fore- und Back- Reef-Bildungen können im gesamten Campan auftreten. Die anderen Muschelarten kommen ebenfalls in den oberen Gosau-Schichten von Österreich vor: Cucullaea austriaca ZITTEL, C. crassitesta ZıttEL, Perna expansa ZırtEı, Lima pichleri ZırreL. Manche Muschelarten sind geographisch auch außerhalb Europas (Kuba, Indien, Nord-Afrika) ver- breitet, wie z. B. Pterotrigonia limbata (Ors.), Cucullaea chiemiensis (GUMBEL). Die /noceramus-Fauna der Polänyer Mergel-Forma- tion besteht aus kosmopolitischen Arten, die sowohl in der mediterranen geosynklinalen Kreide-Provinz als auch in der borealen Kreide-Provinz anzutreffen sind. In Übertageaufschlüssen bei Magyarpoläny wurde eine zum Campan gehörende Inoceramus-Fauna mit /. decipiens ZiTTEL, I. capitosus RENGARTEN und /. inconstans ZıTTEL ge- funden. Aus Sümeg liegt ebenfalls vom unteren Abschnitt dieser Formation die bisher einzige gut bestimmte Ammoni- ten-Art, Parapachydiscus neubergicus (SCHLOTH.) vor. Nach den Bohrdaten konnten im unteren Maastricht 3 Biofazies- Abschnitte auf Grund der Inoceramen-Faunen unterschieden werden: 1. Der Biofazies-Abschnitt mit /noceramus balticus BOEHM, der in den Übergangsschichten oberes Campan/unteres Maastricht häufig ist. 2. Der darüber lagernde lithofaziell gleiche Biofazies-Ab- schnitt führt /noceramus regularis (Ors.). 3. Im oberen Biofazies-Abschnitt fehlen die beiden oben ge- nannten Arten und es erscheint /noceramus planus Mün- STER, der nach unserer Meinung unteres Maastricht an- zeigt, zu dem auch die Biofazies mit /. regularis (Ore.) gehört. Die Inoceramen-Fauna ist viel arten- und individuenärmer als die Faunen der borealen Kreide. In der beigelegten Abbildung 3 sind die biochronostrati- graphischen (parachronostratigraphischen) Ergebnisse der palynologischen, mikropaläontologischen und malakologi- schen Untersuchungen zusammengefaßt. Bei den stratigra- phischen Ergebnissen wurde die Ammoniten-Art Parapa- chydiscus nenbergicus (SCHLOTH.) berücksichtigt, die für das untere Maastricht charakteristisch und von orthochronostra- tigraphischem Wert ist. Bei den malakologischen Untersuchungen erwies sich die Rudisten-Fauna biostratigraphisch am wertvollsten. Die ganze Mollusken-Fauna eignete sich ausgezeichnet für öko- logische und biofazielle Auswertungen. Die aufgrund dieser Untersuchungen festgestellten Biofazies ließen sich auch in verschiedenen Gebieten außerhalb Ungarns gut erkennen, bzw. ihr Fehlen konnte gut erfaßt werden. Die obersantonisch-campanische Transgression begann in den verschiedenen Gebieten nicht gleichzeitig. Dementspre- chend fand die Riffentwicklung, in Abhängigkeit von den lo- kalen Verhältnissen, zu verschiedenen Zeiten statt. Die fauni- stische Ähnlichkeit der Riffkalke ist in vielen Fällen durch übereinstimmende Fazies bedingt und nicht immer auf eine faunistische Verbindung zurückzuführen. Im Westen Europas, in Frankreich, zogen sich mit dem Zu- standekommen der Verbindung zwischen den mediterranen 188 Lithostratigrophie N ielForaminifero - ationen nach stratigraphie nach F Göczön-A Sieg! 198 L. Czabalay 1982 Chrono- statigraphie I Formatio Palaeostomocystis[Gl. mayaroensis bakonyensis Gl contusa Pseudopopillopollis PISESREDETZURIEN GI conica Gl. stuartı Gl.colcarata neubergicus I. nus : i pla Gl.calcıformı Semioculopollis KENT EN ALLE E21 RI KA RR RT A RAR RR AT l. regularis RRREITRERERIIERITRA ON EIEIENSIENSIZISLZIEIEIEN NL minimus Gl. elevota Parapachydiscus neubergicus Glarca Gl.arca-Gl. stuortiformis Poropachydiscus Orbitoides Agriopleura B Longanulipollis Bauen] Longanulipollis lenneri F Suemegipollis triangularis Mergel Kalkstein F, makgıina ta Krutzschipollis spatiosus Gl. Gl. globigerinoi des Jaokoer Dieyclina -Rypidonia Eo.neavato Pyrgulifera inflato Goniobasis hyngarica ro inflata | Brecolpites Pyrgulifero ınfla eb er Hemisinus lignitarius -Oculopollis Stophostoma cretaceo zaklinskaiae Pyrgulifera glabra |Trilobosporites Helamıe Öculopolis — Helix-Ajkaia Comple&iopollis A Meerwass Abb 3. Parachronostratigraphische Gliederung des Senons in West-Ungarn. und borealen Gebieten im oberen Santon die Rudisten nach Süden zurück. In der Provence fand die letzte Riffbildung ım Santon, in den östlichen Pyrenäen im Campan (Corbieres, Ariege), in den Westlichen Pyrenäen im Maastricht statt. Die in Westeuropa allmählich südwärts migrierenden Rudisten rückten zur gleichen Zeit von Dalmatien in nördliche Rich- tung (Österreich, Ungarn, Slowakei) vor. Im Süden, in Jugoslawien, bildeten sich Riffe vom Ceno- man bis zum Maastricht. Die Rudisten-Faunen des Medve- nitza-Gebirges, Istriens und Montenegros stimmen in vielen Hinsichten mit den Faunen des Bakony überein. Das Alter von diesen dürfte etwa dem oberen Santon-Campan entspre- chen, aber in unserer Fauna herrschen die Campan-Arten vor. In Österreich und Rumänien umfaßt die Riffbildungpe- riode ebenfalls mehrere stratigraphische Stufen. In Griechen- land (Vardar und Pelagonische Zone) beschränkt sich die Riffbildung auf das Campan. Das gilt auch für das nordöstlich vom Bakony gelegene Bükk-Gebirge sowie für die Slowakei (Kleine Karpaten). Bei den Rudisten-Faunen fällt die große Arten- und Indivi- duenzahl der Radioliten auf. Wie schon oben erwähnt, stim- men diese Arten, von wenigen Ausnahmen abgesehen, mit je- nen der Pyrenäen überein. Dies weist auf südlichen Einfluß hin, obwohl die in Nordafrika, Mittelamerika (Kuba, Jamai- ca), Süditalien und in manchen Gebieten Jugoslawiens vor- kommenden sog. charakteristisch südlichen Rudisten-Ele- mente in unserer Fauna fehlen. 189 Die faunistischen Verbindungen können nach SW durch das Zala-Becken und das Medvenitza-Gebirge weiter in Rich- tung WSW bis Nord-Italien und die Pyrenäen (Süd-Frank- reich, Nord-Spanien) verfolgt werden. Gleichzeitig läßt sich eine enge faunistische Verbindung in westlicher Richtung ge- gen die Ostalpen feststellen. Die faunistischen Unterschiede sind auf die Sedimentationsverhältnisse zurückzuführen. In Österreich sind die Gosau-Bildungen mehrmals durch Kon- glomeratschichten unterbrochen, während im Bakony eher Ablagerungen von caudiobiohermen Charakter auftreten und die Kalke oft durch Mergelschichten unterbrochen sind. In den Gosau-Sedimenten Österreichs (detritische Küstenabla- gerungen) waren die ökologischen Bedingungen für die Ra- dioliten nicht geeignet. Im Osten können wir die faunistischen Verbindungen der uns interessierenden Ablagerungen nach Rumänien (Bihar- Gebirge), im SW nach Jugoslawien (Montenegro) und Griechenland (Vardar und Pelagonische Zone) verfolgen. Die Faunenmigration ging von Süd-Frankreich aus und er- folgte in südwestlicher und südöstlicher Richtung. Die Fau- nen des Bakony nehmen eine Übergangsstellung zwischen den Faunen der nördlichen und der südlichen Faunenprovinz des mediterranen Geosynklinalraumes ein. Wir nehmen an, daß diese Gebiete miteinander in Verbindung standen und in beiden erwähnten Provinzen ähnliche paläoklimatologische Verhältnisse vorherrschten wie im Bakony-Gebirge. EITERAMTURVERZEIGEINTS BARNABAS, K. (1937): A sümegi felsö kreta retegek földtani es ösleny- tanı viszonyai. — Doktori disszertäciö, 1-44, Karte 1, Pl. I, Budapest. BARTHA, F. (1962a): A Deli Bakony felsökreta köszenösszletenek biosztratigräfiai vizsgälata. — Földtanı Közlöny, 92: 203-208, Budapest. — — (1962b): Examen biostratigraphique du complexe houiller du Cretace superieur de la partie meridionale de la Montagne Ba- kony. — Acta Geologica, 7/34: 359-398, Budapest. BOCKH, J. (1872-74): A Bakony deli reszenek földtani viszonyai. — Földtani Intezet Evkonyve 2/2:31-166; 3/1: 11-155, Budapest. CZABALAY, L. (1962): A Deli Bakony tengeri szenon kepzödmenyei- nek malakolögiai vizsgalata. — Földtani Közlöny, 94: 421-425, Budapest. — — (1964a): A sümegi felsö-kreta malakolögiai vizsgälata. — (Examen malacologique du Cretace superieur du Sümeg). — Földtani Intezet Evi Jelentese, 1962/2: 263-293, Pl. I-II, Bu- dapest. — — (1964b): Die obersenone Gastropoden-Fauna von Sümeg im Südlichen Bakony. - Sitzungsb. Akad. Wiss. math.-nat. Kl. Abt. I. 173/34: 155-188, Pl. I-II, Wien. — — (1965): Situation paleogeographique de la faune de Mollus- ques du Senonien de la Hongrie. — Acta Geologica, 9: 391-409, Pl. I, Budapest. — — (1966a): Malacological study of the Upper Cretaceous in Sü- meg (Mountains Bakony). — Bull. Mus. Hist. Nat., ser. A, 21: 59-75, fig. 1-5, Beograd. — — (1966b): Les zones a Rudistes du Senonien des Monts de Ba- kony (Hongrie). — Referati VI, Savetovanja 1: 404-422, Oh- rid. — — (1969): Gasteropodes du Senonien en Slowaquie. — Geol. pra- ce. Spravy, 50: 161-170, Pl. XXI-XXII, Bratislava. — — (1970a): Les biofcies des formations recifales du Cretace. — Acta Geologica, 14: 271-286, fig. 1-3, Budapest. — — (1970b): La transgression du Senonien superieur dans les Monts de Bakony et l’extension des facies recifaux a Rudistes dans le domain mesogeen. — Revue G£ogr. phys et de geol., (2), 21/1: 77-86, Pl. I, Paris. — — (1975): A bakonyi szenon zätonyfäcies csigafaunäja, Actaeo- nellaand Nerinea Fauna of the Senonian Reef Facies at Sümeg. — Földtani Intezet Evi Jelentese 1973: 285-299, Pl. I-VII, Bu- dapest. — — (1976): Kagylöfauna a sümegi Kecskeväri köfejtö hippurites- zes meszköretegeiböl (Biostratigraphische Verhältnisse der Fauna, faunistische und paläogeographische Beziehungen). — Földtani Közlöny, 105: 429-459, Pl. I-VIII, Budapest. — — (1982): A sümegi szenon Rudista fauna (Les Rudistes du Se- nonien du Sümeg). — Geologica Hungarica, ser. Paläontologi- ca, 41: 1-230, Pl. I-LX, Fig. 1-20, Fig. 1-12. (Sousimpri- me. — — &GELLAI,M. (1981): Csabrendeki furäsok szenon bazisrete- geinek csigafaunäja. Senonian Gastropods from Bauxite Ex- ploration Boreholes of Csabrendek. — Földtani Közlöny 111/2: 362-369, Pl. I-IV, Budapest. Daränrı1, F. (1957): Adatok az Ajka környeki kreta kifejlöde-sehez. — Bänyäszati Lapok 4/5: 253-256. Budapest. Dusay, L. (1962): Az Eszak-Zalai medence fejlödestörtenete a köo- lajkutatäs tükreben. — Földtani Közlöny, 92: 15-30, Buda- pest. FÜLOP, J. (1961): Madyarorszäg kreta idöszaki kepzödmenyei. Föld- tani Intezet Evkönyve 49/3: 577-587. Budapest. GÖCZAÄN, F. (1961): A Deli Bakony szenon kepzöfmenyeinek paly- nolögiäja. — Földtani Intezet Evkönyve, 49/3: 635-643, Buda- pest. 190 — — (1964a): A bakonyi szenon palynolögiai standardja. -Földtani Intezet Evi Jelentese, 1961/1: 253-259, Budapest. — — (1964b): Stratigraphic Palynology of the Hungarian Upper Cretaceous. - Acta Geologica 8: 229-264. Budapest. — — (1973): Oberkretazische Kohlenbildung in Ungarn im Lichte der Palynologie. - Nauka, 28-31, Abb. 1-4, Moskau. Haas, J. (1979): A felsökreta Ugodi Meszkö Formäciö a Bakonyban (The Ugod Limestone Formation in the Bakony). — Földtani Intezet Evkönyve, 61: 1-148, Pl. I-XI, Fig. 1-36, Budapest. HAUER, F. (1862): Über die Petrefacten der Kreideformation des Ba- konyer Waldes. — Sitzungsb. Akad. Wiss., 44: 631-659, Wien. — — (1870): Geologische Übersichtskarte d. Österr.-Ung. Monar- chie. - Jb. Geol. Reichsanst., 20: 463-499, Wien. HANTKEN, M. (1866): Die Ajkaer Kohlenbildung im Veszprimer Komitat. — Jb. Geol. Reichsanst. Verhandl., 16: 208, Wien. — — (1872): Die Geologischen Verhältnisse der Graner Braunkoh- legebiete. — Jb. Ung. Geol. Reichsanst., 1/5: 1-141. - Pl. I-XI. Geologische Karte I. Budapest. JAaskö, S. (1935): A Päpai Bakony földtani leiräsa. — Disszertäciö, 1-41, Taf. I, Geologische Karte 1, Budapest. KOPEk, G. (1961): A Bakony hegyseg felsö-kreta köszentelepes össz- letenek ösföldrajzi es hegysegszerkezeti väzlata. — Földtani Közlöny, 91: 413-420, Budapest. Loöczy, L. (1913): A Balaton krönyekenek geolögiai kepzödmenyei &s ezeknek videkek szerinti telepedese. Kreta. - Balaton Tud. Tanulm. Eredmenyei, 1/1: 1-617, Abb. I-XIV, Budapest. MAIZON, L. (1961): A magyarorszägi globotruncanas üledekek. - Földtani Intezet Evkönyve, 49/3: 745-787, Budapest. NEUBRANDT, E. (1949): Öriäsnövesü Pyrgulifera Ajkäröl. - Földtani Közlöny, 79: 119-125, Budapest. Noszky, J. (1958): Jelentes a ,‚Bakony Csoport“ 1957 evi Sümeg es Csabrendek környekenek terk&pezesi munkäjäröl. — Földtani Intezet Adattär (Manuscrit), 1-19, Geologische Karte 1. OPPENHEIM, P. (1892): Über einige Brackwasser- und Binnenmol- lusken aus der Kreide und dem Eozän Ungarns. I. Die Fauna der kohlenführenden Schichten der oberen Kreide vom Csin- gertal bei Ajka im Bakony. — Z. dtsch. Geol. Ges., 44: 697-818. Taf. XXXI-XXXVIJ, Berlin. Parp, K. (in PALFFY, M.) (1903): Alvincz környeke felsökreta rete- gei. - Földtanı Közlöny, 33: 216-227, Taf. I, Budapest. RAKUSsZ, Gy. (1935): Adatok a dunäntuli felsökreta ismeretehez. — Földtani Intezet Evi Jelentese, 1925-28: 127-129, Budapest. ROZLOZSNIK, P. (1925): Adatok Ajka videkenek geolögiäjahoz. — Földtani Intezet Evi Jelentese, 1920-23: 82-88, Budapest. — — (1928): Führer in Ajka-Csingervölgy. —- Führer zu den Stu- dienreisen der Paläontologischen Gesellschaft bei Gelegenheit des Paleontologentages in Budapest, 61-65, Profil L, Buda- pest. — — (1940): A csingervölgyi bänyäszat multja, jelene es jövöje. — Földtani Intezet Evi Jelentese, 1933-1935/3: 1179-1229, Bu- dapest. SıDö, M. (1963): A magyarorszägi szenon kepzödmenyek szintezese Foraminiferäk alapjän. — Földtani Közlöny, 93: 217-226, Bu- dapest. — — (1974): Az Ugodi Formäcio Foraminifera tärsuläsa. — Földtani Közlöny, 104/3: 288-317, Pl. I-XV, Budapest. TAUSCH, L. (1884): Über einige Conchylien aus dem Tanganyika See und deren fossile Verwandte. - Sitzungsb. Akad. Wiss., 90: 56-70. Wien. — — (1886): Über die Fauna der nicht marinen Ablagerungen der Oberen Kreide des Csingerthales bei Ajka im Bakony. — Abh. Geol. Reichsant., 12: 1-32, Taf. I-III, Wien. 191 ISSN 0373 — 9627 Die Entwicklung der Kreideschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) Von MARIO PLENICAR & UROS PREMRU*) Mit 2 Abbildungen KURZFASSUNG In der Kreide Sloweniens sind vier Hauptentwicklungen festzustellen. Im Südwesten sind es die Unter- und Oberkrei- desedimente einer Karbonatplattform, in Mittelslowenien pe- lagisch-turbiditische Sedimente der Unterkreide und Flysch- sedimente der Oberkreide und im Nordwesten Gosausedi- mente des oberen Senon. Die einzelnen Entwicklungen wer- den erläutert; die charakteristischen Florenelemente (Algen und Nannoplankton) sowie der Fauneninhalt kurz erwähnt. INBSTRAET In the Cretaceous of Slovenia four main developments of tectofacies can be separated. In the Southwest the Lower and Upper Cretaceous is represented by sediments of a carbonatic platform. In Middle Slovenia pelagic and turbiditic sediments dominante in the Lower Cretaceous; in the Upper Cretaceous only a “Flysch” sequence is developed. In the Northwest of Slovenia shallow-water sediments, the so called “Gosau” is characterizing the Upper Senonian. The different evolutions of these tectofazies are explained. The floral elements (algae and calcareous nannoplancton) as well as typical faunal ele- ments are mentioned. Die Kreideschichten sind in Slowenien in zwei Faziestypen entwickelt: der neritischen und pelagischen Fazies. Die neriti- sche Fazies haben wir in der Entwicklung der Tektofazies der Karbonatplattform. Die pelagischen Faziestypen bestehen aus folgenden Tektofazien: pelagischer Graben; heterogener Flysch (Abfolge von Flyschsedimenten sowie Ablagerungen eines tieferen Meeres); die Flysch- und Gosau-Tektofazies. In Slowenien haben wir in der Kreide eine Tektofazies der Karbonatplattform in den Dinariden, eine pelagische Fazies aber in den Südalpen, in der Grenzzone zwischen den Südal- pen und den Dinariden, in den Austroalpiden sowie eine pe- lagische Entwicklung in den Dinariden, als die Zerstörung der Karbonatplattform begann (Abb. 1). Auf der dinarischen Karbonatplattform wurden in der Un- terkreide und im überwiegenden Teil der Oberkreide Plat- *) M. PLENICAR, Fakulteta za naravoslovje in tehn. Katedra za geo- log. in paleontol., Askerteva 12, YU-61000 Ljubljana, Jugoslawi- en; U. PREMRU, Geoloski zavod Ljubljana, Linhartova 9, YU- 61000 Ljubljana, Jugoslawien. tenkalke mit Zwischenschichten eines körnigen Dolomits, Kalkbrekzien und Kalkschiefer mit Hornstein-Zwischenlage abgelagert (Abb. 2). In der unteren Kreide konnten auf der Karbonatplattform die Kalkalgen gedeihen; die folgenden Arten sollen erwähnt werden: Salpingoporella annulata Ca- ROZZI, $. appenninica SARTONI et CRESCENTI, S. dinarica RA- Do1cıc, Solenopora jurassica NICHELSON und andere, weiter Tintinnidae, Foraminiferen der Gattungen Orbitolina, Cu- neolina, Nezzazata u. a. Die Nerineen kommen, besonders im Randbereich der Plattform, häufig vor. Die Riffe wurden von Korallen, Hydrozoen sowie den requienidischen und ca- prinidischen Muscheln aufgebaut. Diese Flora und Fauna konnte vor allem auf den Barriere-Riffen und einzelnen Kleinriffen (patch-reefs) gedeihen. Die Requienien waren auch in Hinterriff-Bereichen verbreitet, wo sie bei niedrigem Energie-Index kleinere Biolithe bildeten, welche im karbona- tischen Schlamm eingegraben wurden. In der Oberkreide hatten sich im Cenoman die Radiolitiden und Capriniden, im Senon aber die Radiolitiden und Hippu- ritiden verbreitet, für sie war die damalige höhere Meeres- temperatur günstig, welche von Poısak (1975) mit Messun- gen der absoluten Paläotemperatur des Meeres nachgewiesen wurde. Im Cenoman und Senon war am bedeutendsten das Barriere-Riff in dem Gebiet von Banjska planota-Hrusica (Nanos) — Sneznik, welches im Randbereich der Karbonat- plattform entstand. Auf der Karbonatplattform hinter dem Barriere-Riff bildeten sıch in Nord-Istrien und im Notranjs- ka-Gebiet noch kleinere Riffe (patch-reefs). Unter den cenomanischen Capriniden können folgende Arten erwähnt werden: Caprına carinata BoEHM, C. schio- sensis BOEHM, Sphaerucaprina forojuliensis BOEHM, Mitroca- 192 Sa "Sobota ° Abb. 1. Gebiete mit Kreideschichten in Slowenien und die tektonischen Haupteinheiten: 1 = Austroalpiden, 2 = Südalpen, 3 = Grenzzone zwischen den Südalpen und Dinariden, 4 = Dinariden, 5 = Pannonisches Becken, 6 = Plioquartäre Senkungsbecken, 7a = variscische und 7b = alpidische magmati- sche Gesteine, 8 = Kreideschichten, 9 = normale Grenzen und Brüche, 10 = Überschiebung, 11 = seitliche Fazies-Übergänge. prina plavensis Parona, Orthoptychus striatus FUTTERER, Neocaprına gigantea PLEnICAR, N. nanosi PLENICAR, Capri- nula distefanoi BOEHM, C. masuni PLenıcar. Von den Radio- liten sind die Arten Radiolites douvillei Toucas und Sphaeru- lıtes foliaceus Lamarck häufig. In den Cenoman-Schichten kommt auch die ostreidische Muschel Chondrodonta joannae CHoFFAT häufig vor, welche umfangreiche Lumachellen an Rändern von Flachbereichen der Riffe (reef flat) aufbauten. Die cenomanischen Foraminiferen und Algen sind bis zum gewissen Maß noch den unterkretazischen Formen ähnlich. Die Mollusken-Fauna des Turons ist spärlicher und die Muscheln haben dünnere Schalen. Als Ursache dafür wird eine niedrigere Temperatur angenommen. Unter den Fora- miniferen wurden auch auf der Karbonatplattform Arten der Gattungen Globotruncana und Praeglobotruncana gefun- den. Unter den Radioliten sind die Gattungen Apricardia, Bi- radiolites, Distefanella, Durania, Eoradiolites, Radiolites sowie Hippuriten-Kleinformen häufig. Im Senon kam es zu einer üppigen Entwicklung von Rudi- sten. Besonders zahlreich ist diese Fauna im Santon und Campan sowie im Maastricht. Im Santon und Campan wur- den die Barriere-Riffe am Rand der Karbonatplattform von Hippuriten aufgebaut. Zahlreich sind Vertreter der folgenden Arten: Hippurites (Orb.) nabresinensis FUTTERER, H. (Vacc.) sulcatus Derrance, H. (Vacc.) vredenburgi Kunn, H. (Vacc.) cornwvaccinum BRONN var. gaudryi (MUNIER-CHAL- mas) Kühn, H. (Vace.) oppeli Dowvuı£t, H. (Vacc.) athe- niensis KrEnas. Im Maastricht wurden die Arten AH. (Vacc.) braciensis Stadıc-Trırunovic und Pseudopolyconites laska- revi MıiLovanovic et SLaDıc, P. ovalis MiLovanovIc sowie Sabinien gefunden. An Rändern der Riff-Flachbereiche kommen an mehreren Stellen Lumachellen von Exogyren vor. Nahe an den Riffen wurden auch Horizonte mit der Fo- raminifere Keramosphaerina tergestina (STACHE) gefunden. Die Biolithe von oberkretazischen Rudisten wurden vor allen als Biostrome und nur teils auch als Bioherme gebildet. Am Ende der Kreide folgte eine Emersion der Karbonat- plattform, mit der kennzeichnenden Fauna des oberen Maa- strichts. Im nordöstlichen Teil der Dinariden ist die pelagische Fa- zies der Oberkreide in Schichten von Kalkbrekzien, rötlichen Mergeln, rötlichen Mergelkalken, mit Zwischenlagen von Hornsteinen und Komponenten eines grauen Kalkes ent- wickelt. In diesen Schichten sind pelagische Foraminiferen der Gattung Globotruncana enthalten: Globotruncana calca- rata CUSHMAN, G. arca (CUSHMAN), G. stuarti (DE LarPa- RENT), G. lapparenti tricarınata (QUEREAU) sowie die leiten- den Nannoplanktonformen Tetralithus murus MarTını, "uezog salsıuN) = 'g 'N ‘urzorfeg = 'zq :ıyarııs te = "sw ‘uedurey = "7 !uouag = "35 :uoAn] = "NL “uewousy = "39 !qJV = "TV adv = dy owauıeg = eg !aanıained = ')H ‘sipuspe = "ey Sseruiog = ag "apraıy aaaun) = "4 N av sayosıydeiäneng "sarzeJo1yp2 ] 1>p Zurdragg) Jaysıpıas = 0E ‘DZUS1Z-SaTZeJ0IN2L, = 67 ‘zuepioysıpsuolsolg = 87 ‘azu319) ayasıydesänens afeuniou = /7 ‘w.IONIEIZ aydsneuogey = 97 “Z}]-neson) = 67 ©Z4]-y9sApg = +7 ‘(aausunpag-y9sA]g pun ayasıdejad pufasy9amge) "Z}L-YsA[ ausdoraay = g7sarze,jayasıdejad = 77 :Oyp12dag-salzeJoIy> L "uarzyalg = IT ‘“oppıy9suo] = 07 'Nusıeyjey] = 61 yfeyursısu1oH = 8] ‘UrsIsu1oH -uaLIeJOIPey = /] ‘NArJorpey = 9] “ursısyfey] aayasıdejod = SI “usıodsdunuysonsny ru uraısyfey = pl yfey-usgnwumm-usumosapy = EI NEN -UOUNONAO = ZI "NeN-UsIpny = II YTE-USyI1oreWoNS = 0] urısyfey-usmuombay = 6 “WoJo[J-usunde7] Assourummg = 8 “urasyfeyy-usunde] Aasourumag = / 'ayfeyy-1ossemgng = 9 ‘yujoanaıy = G yfeyfodıo = + P3ıaW = € ‘uraıspurs = 7 “elawofsuoy =] "UOTUIMOJS UT USIYITYSSOPIOIy UOA Sunyarmauy Jap 3unpjaisiegg ayasmewayas "7 'QgV 193 SEIS [ Ip tv eBay elle ale ee I] - ı Mer o | N3aAlıUVvNnıa 00, 00Z 00€ 009 3NOZZN3U9 00, m Na, di nlavzarnys N3Q1d ern. 3HISIaVNIa — |1°°8 | -Nadıvans |. 0001 E voyulLsnv 194 Arkhangelskiella cymbiformis VeExsHna, Eiffelithus turris- eiffeli (DEFLANDRE), REINHARDT, Broinsonia parca (STRAD- NER), Cretarhabdulus crenulatus BRAMLETTE et MARTINI und andere (Pavsıc, 1977). Diese Schichten, bekannt als ‚‚Podsa- botin-Schichten‘, erstrecken sich entlang des Nordostrandes der Karbonatplattform und sind nach Pavsıc ein Vorgänger der Flysch-Sedimentation (Randbereiche der Flysch-Bek- ken). Das Meer war nach Pavsıc so tief, daß günstige Bedin- gungen für planktonische Flora und Fauna entstand. Die Verbindung mit dem offenen Meer war gut (Pavsıc, 1977, S. 57). Weiter gegen Nordosten erfolgte die Entwicklung der un- teren Kreide in einer heterogenen Flysch-Sedimentation, in welcher abwechselnd Ablagerungen eines tieferen Meeres und Flyschsedimente zu beobachten sind: Tonschiefer, Aleu- rolith, Kalkarenit, Sandstein, Kalk, Einlagerungen von Hornstein und Kalkbrekzien. In diesen Schichten wurden zahlreiche Arten der Nannoflora festgestellt, worunter Hayasıtes albiensis Menivıt und die Foraminiferen Debarına hahounerensis FOURCADE, Orbitolina conoidea discoidea Gras, Parorbitulina lenticularıs (BLuUMENBACH) von Bedeu- tung sind, welche schon auf den Übergang zum Cenoman hinweisen (Pavsıc, 1979). In der Grenzzone zwischen den Südalpen und den Dinari- den haben wir Flyschsedimentation vom Cenoman bis zum Senon, mit Orbitulinen und Globotruncanen. In den Südalpen begann die Sedimentation meistens mit den Berrias-Schichten. Die Tektofazies ist überwiegend ein heterogener Flysch, vertreten durch Schichten von Tonschie- fern, Sandsteinen, Mergeln, Mergelkalken, Radiolariten und Zwischenlagen eines radiolarienführenden Kalksteins. In dem Mergel wurde eine Nannoflora festgestellt (Buser et Pav- $ıc, 1980; PLENICAR, 1979). In der oberen Kreide entstand die Flysch-Tektofazies, ver- treten durch Schichten mit überwiegend karbonatischer Komponente: Kalkstein, Mergelkalk, Kalkstein mit Horn- stein und Kalkbrekzie. In dem Mergel sind Globotruncanen, Orbitolinen und eine Nannoflora wie in der Flyschentwick- lung der Dinariden enthalten. In der Grenzzone und in den Südalpen schließen wir auf den Bestand ehemaliger karbonatischer Zwischenplattfor- men, worauf die Kalk-Fragmente mit unterkretazischer Mi- krofauna hinweisen, aus denen die oberkretazischen Kalk- brekzien zusammengesetzt sind. In den Austroalpiden wird die Gosau-Entwicklung des Campan und Maastricht beobachtet. In dieser Entwicklung treten Wechsellagen von Rudistenkalken, Mergeln, Mergel- kalken, Tonlagen, Kalksandsteine und Kalkbrekzien auf. Im oberen Teil der Schichtenfolge kommt ein kalkiger Schiefer mit Kohlenlagen vor. Die Transgression der Gosau-Schichten war ın dem Gebiet vom Norden gegen Süden fortgeschritten, so daß die Sedimentation in Pohorje im Santon-Maastricht, ın den Nord-Karawanken aber erst im Maastricht begann. Zwischen den klastischen Gosau-Schichten des Gebietes Pohorje-Kozjak bestehen vereinzelte Riffe (patch-reefs) mit Hippuriten: Hippurites (Orb.) colliciatus (WooDwArD), H. (Vacc.) inaequicostatus MÜNSTER, A. (Vacc.) taurıscorum Kuenn und Radholites styriacus ZırteL. In den klastischen Schichten sınd die Foraminiferen Acordiella conica FARINAC- cı, Cuneolina pavonia parva HEnson, Dyciclina schlumber- gerı Munıer-CHaLmas, Globotruncanen und Nannoflora enthalten. In den nördlichen Karawanken sind Hippuriten-Riffe aus- gebildet, mit folgenden Arten: Hippurites (Vacc.) ultimus MırLovanovic, H. (Vacc.) braciensis SLaDıc-TrıFUNoVIC, A. (Vacc.) latus var. maior Toucas, H. (Vacc.) archiaci Mu- NIER-CHALMAS, H. (Orb.) radiosus Des MouLin. Hinter und teils auf den Hippuriten-Riffen konnten Korallen gedeihen, mit folgenden Gattungen: Aulosmilia, Dasmiopsis, Rennen- sismilia, Conicosmilotrochus, Stephanosmilia, Acrosmilia und Cunnolites (TURNSEK, 1978). Die Kreide-Schichten in Slowenien sind teils auf einer Kar- bonatplattform und zum Teil in Trögen und Becken auf Kon- tinentalkruste der Adriatischen Tafel entstanden. Diese Tafel wurde im Känozoikum noch stark tektonisch beansprucht. Wegen der Bruch- und Deckentektonik sind die Kreide- schichten in eine sekundäre Lage gekommen. Sie wurden mehrfach von starker Erosion ergriffen und sind deshalb - be- sonders in den Südalpen und den Austroalpiden -nur noch in kleineren Flächen erhalten. SCHRIFTENVERZEICHNIS BUSER, S. et PAVSIC, J. (1980): Spodnjekredne plasti v srednji Sloveni- ji. - Simpozijum iz regionalne geologije i paleontologije. — 100 godina geoloske Skole ı nauke u Srbiji: 327-334, Beograd. Pavsıc, J. (1977): Nanoplankton v zgornjekrednih in paleocenskih plasteh na Goriskem. — Geologija, 20: 33-83, Ljubljana. — — (1979): Zgornjekredni in paleocenski apneni nanoplankton v Poso£ju. — Geologija, 22, (2): 225-276, Ljubljana. PLENICAR, M. (1979): Cretaceous Beds in Slovenia. — 16th European Micropaleontological Colloquium: 37-48, Ljubljana. PoLSaK, A. (1973): Istrazivanje paleotemperaturnih odnosa dijela krednog sedimentacijskog bazena zapadnih Dinarida na te- melju kisikove izotopne metode. — Geoloski vjesnik, 25: 113-126, Zagreb. — — (1981): European Fossil Reef Models. — Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Spec. Publ. 30: 447472, Tulsa, Oklahoma, USA, 1981. PREMRU, U. (1980): Geoloska zgradba osrednje Slovenije (Geologie structures of Central Slovenia). - Geologija, 23 (2), Ljubljana. TURNSEK, D. (1978): Solitarne senonijske korale iz Stranic in z Med- vednice. — Razprave SAZU, classis 4, 21 (3): 67-68, 31 Taf., Ljubljana. TURNSEK, D. et BUSER, S. (1974): Spodnjekredne korale, hidrozoji in hetetide z Banjske planote in Trnovskega gozda. — Razprave SAZU, classis 4, 17 (2): 85-124, 16 Tafeln, Ljubljana. Zitteliana NERIERRE München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 195 Der ältere Teil der Liburnischen Formation in den NW-Dinariden RAJKO PAVLOVEC & MARIO PLENICAR?*) Mit 3 Abbildungen im Text ABSTRACT The lowermost part of the Liburnian Formation, the Vreme beds, are nowadays allocated to the Uppermost Maa- strichtian. They are characterized by grey bedded limestones with some intercalations of breccias, coals and coaly shales, carrying foraminifera like Rhapydionina liburnica, Mont- charmontia appenninica, miliolids etc. in abundance, fur- thermore bivalves, belonging to the genus Gyropleura. Atalimited number of locations inthe Western Dinarides it could be observed that the Vreme beds overlie Rudist lime- stones. Some beds within the Rudist limestone do not carry rudists, however microfossils, similar to those of the Vreme beds could be identified. Therefore the possibility cannot be ruled out that the Rudist- and the Vreme facies, were deposi- ted simultanously at least in part. The Vreme beds were, de- posited in a shallow marine environment, near shore, in em- bayments or even lagoons. The high content of organicmatter in the coal beds indicates a strong terrestrial influence, sedi- mentation possibly taking place under limnice to brackish conditions. The rudist biostromes flourished in near shore shallow water. In the Rudist limestone beds are intercalated which look like Vreme beds, this allows the conclusion that behind the rudist-biostromes partly closed lagoons existed. The change in sedimentation which caused the disappearance of the rudists may indicate minor orogenetical movements. The intensity of these movements became stronger after the deposition of the Vreme-beds. Subsequent Kozina beds usu- ally begin with breccias. KURZFASSUNG Der älteste Teil der Liburnischen Formation, die Vreme- Schichten, werden heutzutage ins jüngste Maastricht gestellt. Charakteristisch für diese Schichten sind graue, bankige Kalke mit einzelnen Breccien-Lagen und eingeschalteten Kohlen bzw. Kohleschiefern, die häufig Foraminiferen wie Rhapydionina liburnica, Montcharmontia appenninica, Mi- lioliden u. a. enthalten sowie Muscheln, die zur Gattung Gy- ropleura gestellt werden. An einigen wenigen Stellen in den westlichen Dinariden wurde festgestellt, daß die Vreme-Schichten auf Rudisten- Kalken liegen. Einzelne Lagen innerhalb der Rudisten-Kalke enthalten keine Rudisten, dafür aber Mikrofossilien, die de- nen der Vreme-Schichten ähneln. Daher kann die Möglich- *) R. PAVLOVEC, M. PLENICAR, Katedra za geologijo in paleontolo- gijo Univerza Edvarda Kardelja v Ljubljani, Askerceva 12, 61000 Ljubljana, Jugoslavija. (Geologische Abteilung, Fakultät für Na- turwissenschaften und Technology, Universität „Edvard Kar- delj“ in Ljubljana, Askerceva 12, 61000 Ljubljana, Jugoslawien). keit nicht ausgeschlossen werden, daß die Rudisten- und die Vreme-Fazies zumindest teilweise gleichzeitig entstanden sind. Die Vreme-Schichten wurden im flachmarinen Bereich abgelagert, in Küstennähe oder vielleicht auch in Buchten bzw. sogar in Lagunen. Die hohen organischen Gehalte der Kohleeinschaltungen deuten auf einen starken terrestrischen Einfluß hin; möglicherweise erfolgte die Sedimentation teil- weise im limnischen oder brackischen Milieu. Im seichten Wasser der Küstennähe gediehen die Rudisten-Biostrome. Da schon in den Rudisten-Kalken Einschaltungen auftreten, die den Vreme-Schichten ähneln, können wir uns hinter den Rudisten-Biostromen seichte, teilweise geschlossene La- gunen vorstellen. Die Änderung in der Sedimentation, die das Erlöschen der Rudisten verursachte, zeigt kleinere orogeneti- sche Bewegungen an, die allerdings erst nach der Ablagerung der Vreme-Schichten stärker wurden. Die nachfolgenden Kozina-Schichten beginnen gewöhnlich mit Breccien. 196 DIE VREME-SCHICHTEN IN DEN NW-DINARIDEN Am Ende der Kreidezeit und zu Beginn des Tertiärs kam es im Bereich der Karbonat-Plattform der Äußeren Dinariden zu erheblichen Veränderungen. Das Gebiet, das sich das ganze Mesozoikum hindurch unter dem Meeresspiegel be- fand, begann sich aus dem Meer zu heben. Das frühere, bis 200 m tiefe Schelfgebiet wurde seicht, es verwandelte sich stellenweise in Lagunen, wurde brackisch und gelangte sogar unter Süßwassereinfluß. Die Sedimente, welche während der Zeit dieser Hebung entstanden sind, wurden von einigen Forschern schon zum Tertiär gerechnet, von anderen jedoch noch zur Kreide ge- stellt. Beide Gesichtspunkte spiegeln nicht nur das damalige geologische Geschehen wider, sondern helfen uns auch bei der Bestimmung der stratigraphischen Zugehörigkeit dieser Ablagerungen. Als erster untersuchte diese Schichten zwischen den Jahren 1850 und 1869 G. STACHE. Er zählte sie zur sogenannten Li- burnischen Stufe oder zum Protozän. Hierher stellte er alle Schichten zwischen den Hippuritenkalken der oberen Kreide und den eozänen Nummuliten- bzw. den Alveolinenkalken. Seine neue Stufe gliederte er in drei Unterstufen: Die unteren Foraminiferenkalke, die Kozina-Schichten und die oberen Foraminiferenkalke. Während die tertiären Kozina-Schich- ten und die oberen Foraminiferenkalke in den gesamten Äu- ßeren Dinariden von Istrien bis zum Küstengebiet der Crna Gora verbreitet sind, sind die unteren Foraminiferenkalke auf Ken 07] Ljubljana Y) \/ ,o Nova Gorica / ( N ia en En & iS o Postojna 7 N Seiinjo Senozece N Lipic Vremski Britof Abb. 1. Der Bereich der Vreme-Schichten in den NW-Dinariden. den nordwestlichen Abschnitt begrenzt, und zwar auf das Gebiet des Triestiner Karst. Sie boten auch stratigraphisch die meisten Probleme. Im Jahre 1963 bezeichnete R. Pavrovec den unteren Teil der Liburnischen Formation als Vreme-Schichten nach der Ortschaft Vremski Britof südöstlich von Divata, wo sich die klassischen Fundorte befinden, an denen auch Steinkohlen- flöze auftreten. Die Kohle, die ın den Vreme-Schichten auch anderwärts auf dem Triestiner Karst vorkommt (z. B. bei Ba- zovica, Lipica, Kozina, Rodik), wurde bei Vremski Britof über ein Jahrhundert lang ausgebeutet. Die Schichten der Liburnischen Formation in den Nord- west-Dinariden wurden von zahlreichen Geologen durch- forscht, darunter von M. MUNIER-CHALMAS, T. LiPpArını, M. SaropEk, C. D’AmBrosı, B. Marrınıs, M. HamRLA, R. Pavrovec, M. Prenıcar, G. BiGnoT und anderen. Für die biostratigraphische Datierung der Vreme-Schichten sind be- sonders die marınen Kalke mit Foraminiferen und Muscheln von Bedeutung. Unter den Foraminiferen ist die Art Rhapy- dionina liburnica besonders wichtig. Die Muscheln gehören nach M. Munıer-CHALmas (1882) zu den Rudisten aus den Gattungen Sphaerulites und Aprıicardia. Nach M. HamRLA (1959) befinden sich die Rudisten dieser Schichten in primärer Lage. M. Pıenıcar (1961) und G. Bıcnor (1972) erwähnen die Gattung Gyropleura, die auch zu den Rudisten gehört. Deshalb haben die erwähnten Forscher die Vreme-Schichten in die Kreide eingestuft. Forschungen der letzten Jahre haben das kretazische Alter dieser Schichten bestätigt. Interessant aber ist noch die Frage nach den paläoökologischen Verhältnissen, in denen die Ru- disten und die übrige Fauna und Flora, die wir in den Vreme- Schichten vorfinden, gelebt haben. G. Bıcnor (1972, 232) vertritt die Meinung, daß in den Vreme-Schichten drei oder noch mehr Horizonte mit Schalen von Muscheln der Gattung Gyropleura (oder Apricardia) auftreten. Charophyten und einige Foraminiferen (Discorbidae und andere) weisen auf ei- nen verminderten Salzgehalt hin. Rhapydionina liburnica lebte wahrscheinlich in der neritischen Zone nahe der Küste in warmem Wasser mit normalem oder etwas geringerem Salz- gehalt. Aus alledem schließt G. BıcnoT, daß wir es bei den Vreme-Schichten vermutlich mit einer Thanatozönose zu tun haben, in welcher lagunäre und marine Organismen mitein- ander vermischt sind. Wenn wir diese Angaben mit anderen vergleichen, ergibt sich folgendes Bild. M. Hamaouı & E. FourcaADe (1973, 386) halten die Gattung Murciella (= Raadshoovenia cuvillieri nach G. Bıcnort, 1972, 216; siehe K. Drosne, 1981, 91) für eine Foraminifere aus dem wellengeschützten Teil der Kar- bonat-Plattform. Sie lebte in ruhigem und sehr seichtem Was- ser nahe der Küste, wo auch Oogonien von Charophyten und Discorbidae aufscheinen. Rhapydionina tritt nach Angaben der erwähnten Autoren ($. 384) in Biomikriten oder Intra- biomikriten auf, die in geringerer Tiefe und in Wasser mit hö- herer Energie sowie höherem Salzgehalt entstanden sind. Auch verwandte Formen (Raadshoovenia guatemalensıs, J. Fıeurv, 1977, 81-82) stammen aus seichtem und warmem Wasser, in dem Biomikrite mit Bruchstücken von Rudisten 197 Abb. 2. Das Modell des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten 1: Rudistenkalk. 2: Bioherm mit Hippuriten. 3: Vorriff-Bildungen. 4: Breccie an der Basis der pelagischen Sedimente. 5: Pelagische Sedimente. 6: Vreme-Schichten. 7: „Patch-reef‘“ mit Biradioliten. 8: Die Küste. und anderen Muscheln entstanden sind (subtidal), oder sie kommen in Biomikriten beziehungsweise Biospariten vor, die auf sehr häufige Hebungen hinweisen (intertidal oder so- gar supertidal). Derselbe Autor (J. Frrury, 1970, 35; 1979, 24) gibt an, daß die Schichten mit Rhapydionina in ‚‚poorly washed biosparite“‘, in seichten Meeresgründen mit zeitweili- ger Emersion abgelagert worden sind. Auch die Milioliden, besonders die Gattungen Quinqueloculina, Triloculina und Spiroloculina, die auch in den Vreme-Schichten häufig auftre- ten, sprechen für seichtes Wasser (M. Karver, 1970, 341). Die Schichten mit Rhapydionina lburnica, Dicyclina schlumbergeri, Accordiella conica, Nummoloculina, Mont- charmontia appenninica weisen eine feinkörnige sparitische Grundmasse auf (K. Drogne, 1981, 88). Aus alledem folgt, daß sich die Vreme-Schichten in einem sehr seichten und warmen Meer entwickelt haben, wahrscheinlich sogar hinter einem Rudistengürtel. Zweifellos ist in ihnen wenigstens teilweise eine Vermengung der Fauna und Flora erfolgt (Tha- natozönose). In den letzten Jahren fanden wir in den Vreme-Schichten einige interessante Profile, die wir mit dem klassischen Profil bei Vremski Britof und Profilen zwischen Senozele und Di- Abb. 3. vaca verglichen. Im Profil aus dem Tal der Rasa tritt im oberen Teil der Vreme-Schichten ein rund 50 cm mächtiger Kalkho- rizont auf, in dem neben Muscheln der Gattung Gyropleura auch zahlreiche Vertreter der Gattung Biradiolites vorkom- men. Unter anderem tritt wahrscheinlich die Art Biradiolites fissicostatus auf, die für das Maastrichtien der Crna Gora cha- rakteristisch ist. Unter diesem Horizont liegen eine Schicht mit Rhapydionina liburnica und mehrere Horizonte mit Mu- schelschalen der Gattung Gyropleura. Aus alledem schließen wir, daß die Rudisten des Maastrichts noch zur Zeit des Ent- stehens der Vreme-Schichten gelebt haben. Bei der Untersuchung des Profils im Rasatal und anderer Profile der Vreme-Schichten gelangten wir zur Überzeugung, daß die Schalen von Gyropleura von Strömungen in wellen- geschützte Areale eingeschwemmt wurden, wo sie sich an der Bildung von Thanatozönosen beteiligten. Für einen derarti- gen Transport spricht die linsenförmige Einlagerung der Schichten mit Gyropleura. Auch der gemeinsame Fundort der Biradioliten und Gyropleuren im Profil aus dem Rasatal weist vermutlich auf eine Thanatozönose hin. Die Biradioli- ten bauen nämlich Biostrome bzw. Bioherme auf, während die Gyropleuren höchstwahrscheinlich mehr im Boden- Das Profil des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten. x 198 schlamm eingegraben waren. Durch Strömungen wurden beide Muschelarten vermischt, doch lebten die Biradioliten wohl in der Nähe der Gyropleuren, weil ihre Schalen noch gut erhalten sind. Vielleicht haben die Biradioliten eine flache Barriere aufgebaut, hinter der die Lagune lag, in welcher sich die Vreme-Schichten entwickelten. Der Horizont mit Bira- dioliten und Gyropleuren liegt stratigraphisch sehr hoch im Maastrichtien. Unter diesem Horizont gibt es noch mehrere marine Kalke mit Gyropleuren und Foraminiferen der Gat- tung Rhapydionina in einer Mächtigkeit von rund 150 m, doch befinden sich in ihnen keine Biradioliten. Der jüngere Teil der Vreme-Schichten enthält auch eine synsedimentäre Breccie. Sie weist auf tektonısche Unruhen hin, welche die Unterbrechung der Sedimentation zwischen den Vreme- und Kozina-Schichten und auch häufige synsedimentäre Breccien in den Kozina-Schichten zur Folge hatten. Im Hinblick dar- auf, daß Rudisten häufig im Horizont mit Gyropleuren auf- treten, schließen wir auf das Vorhandensein von Biolithiten mit Biradioliten (‚patch reef‘“) im Bereich der Lagune. Die Rudisten wurden nach ıhrem Absterben in die Vreme-Schich- ten eingebettet. Auch die Gyropleuren und Foraminiferen (zahlreiche Mi- lioliden und Rhapydionina liburnica) wurden postmortal verfrachtet. In den Vreme-Schichten treffen wir einge- schwemmte Gyropleuren und auch Foraminiferen an, worauf ins einzelne gehende Beobachtungen in der Umgebung von Divata hinweisen. In einigen Teilen der Vreme-Schichten (z. B. ın den Schichten 21 und 22 des Profils L bei Vremski Britof; M. Hörtzı & R. Pavıovsc, 1979, 1981, ferner auch bei Vrapce) sind die Rhapydioninen außerordentlich zahl- reich und gut erhalten. Einzig und allein in diesen Schichten befinden sich die Foraminiferen wahrscheinlich noch in pri- märer Lage. An wenigen Stellen der Westdinariden wurde festgestellt, daß die Vreme-Schichten den Rudistenkalken (Biolithiten) aufliegen. Meistens ist der Kontakt nicht sichtbar. In einigen Teilen der Rudistenkalke, in denen die genannten Muscheln fehlen, treten ähnliche Mikrofossilien wie in den Vreme- Schichten auf (M. Pıenicar & R. Pavıovsc, 1981). Solche Mikrofossilien kommen seltener zusammen mit Rudisten vor. Deshalb schließen wir die Möglichkeit nicht aus, daß sich mindestens stellenweise die Rudisten- und Vreme-Fazies gleichzeitig entwickelt haben. SCHLUSSWORTL Die Vreme-Schichten entstanden im jüngsten Abschnitt des Maastrichtien in seichtem und warmem Wasser, in dem Strömungen und Wellengang vorherrschten. A. PoLsar’s Modell (1981, 448) der Kreidebiolithite für die Inneren Dina- rıden können wir auch auf die Entstehung der Vreme-Schich- ten und der Rudistenbiolithite anwenden. In den küstenna- hen Lagunen entstanden die Vreme-Schichten unter erhebli- chem Einfluß des Festlandes (Kohle). Stellenweise gediehen in diesem Bereich Bioherme mit Biradioliten (‚‚patch reef“). Zum offenen Meer hin lag eine Barriere-artiger Rudistengür- tel. In von der Küste entfernteren Teilen entstanden hingegen pelagische Sedimente (Podsabotiner Schichten, teilweise auch Flysch und flyschähnliche Schichten). Die Gyropleuren und Rhapydioninen befinden sich nur selten in primärer Lage. Besonders die Horizonte mit Gyro- pleuren und Biradioliten bzw. Gyropleuren und Rhapydio- ninen können als Thanatozönosen gedeutet werden. Nach der Ablagerung der Vreme-Schichten kam es zu einer Schichtunterbrechung. Auf sie folgten die marinen, bracki- schen oder sogar limnischen Sedimente der Kozina-Schich- ten. SCHRIFTTUM BIGNOT, G. 1971: Contribution a l’etude des especes liburniennes des genres Rhapydionina STACHE 1913 et Rhipidionina STACHE 1913. — Revue Micropal., 13: 222-236; Paris. — — 1972: Recherches stratigraphiques sur les calcaires du cretace superieur et de l’&ocene d’Istrie et des regions voisines. Essai de revision du Liburnien. — Trav. Lab. micropal., 2: 1-353; Paris. DROBNE, K. 1981: Znacilne foraminifere in njıh zdruzbe v podlagı danijskih plasti (Characteristical foraminifers and their asso- ciation in the base of Danian beds). - Simpozij o probl. danija, Zbornik referatov, Odsek za geologijo, 2: 85-97; Ljubljana. FLEURY, J. J. 1970: Le senonien et l’&ocene ä microorganismes ben- thoniques du Klokova (Zone du Gavrovo, Akarnanie, Grece continentale). - Revue Micropal., 13: 30-44; Paris. — — 1977: Deux Rhapydionininae (Foraminiferes, Alveolinidae) d’affinites americaines, dans le cretace superieur de Grece (Zone de Gavrovo — Tripolitza). - Revue Micropal., 20: 77-90; Paris. — — 1979: A propos d’une nouvelle espece du Cretace terminal de Grece. Place du genre Cyclopseudedomia parmi les Rhapy- dionininae (Foraminiferes, Alveolinidae). - Revue Micropal., 22: 19-28; Parıs. HAMAOUI, M. & FOURCADE, E. 1973: Revision des Rhapydionininae (Alveolinidae, Foraminiferes). — Bull. Centre Rech. Pau — SNPA, 7: 361-435; Pau. HAMRLA, M. 1959: O pogojih nastanka premogist na krasu (On the conditions of origin of the coal beds in the Karst region). — Geologija, 5: 180-264, pl. 1-6; Ljubljana. HOöTzL, M. & PavLovEc, R. 1981: Vremske plastı kot podlaga da- nijskim plastem v Zahodnih Dinaridih (The Vreme beds as the base of Danian beds in the Western Dinarides). — Simpozij o probl. danija, Zbornik referatov, Odsek za geologijo, 2: 133-136; Ljubljana. KAEVER, M. 1970: Die alttertiären Großforaminiteren Südost-At- ghanistans unter besonderer Berücksichtigung der Nummuli- tiden-Morphologie, Taxonomie und Biostratigraphie. - Mün- ster. Forsch. Geol. Pal., 16/17: 1-400, Taf. 1-19; Münster. MUNIER-CHALMAS, M. 1882: Etudes critiques sur les Rudistes. — Bull. Soc. geol. Fr., 3, 10: 472-492, pl. 10-11; Paris. PAVLOVEC, R. 1963: Stratigrafski razvoj starejsega paleogena v juz- nozahodni Sloveniji (Die stratigraphische Entwicklung des äl- teren Paläogens im südwestlichen Teil Sloveniens). - Razprave Slov. akad. znan. umet., 4. razred, 7: 419-556; Ljubljana. PLENICAR, M. 1961: Stratigrafski razvoj krednih plasti na juznem Primorskem in Notranjskem (The stratigraphic development of Cretaceous beds in southern Primorska [Slovene Littoral] and Notranjska [Inner Carniola]). - Geologija, 6: 22-145; Ljubljana. 199 — — & PavLovEc, R. 1981: Novi pogledi na razvoj maastrichtija pri nas (New views of the development of Maastrichtian in Slovenia). - Rudarsko-metalur. zbornik, 28: 383-386; Ljub- ljana. PoLSAaK, A. 1981: Upper Cretaceous biolithitic complexes in a sub- duction zone: Examples from the Inner Dinarides, Yugosla- via. - SEPM Spec. Publ., 30: 447472; Tulsa. Ar TEE un A a Bree rt °, — a e z . ern ATS Zitteliana BEE 201-206 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 201 Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste JOSIP TISLJAR, IVO VELIC & BRANKO SOKAC*) Mit 3 Abbildungen KURZEASSUNG Die Flachwasserkarbonate der Unterkreide im Adria-Kü- stengebiet zeigen sehr große Ähnlichkeit in der Litho- und Biofazies und damit in der Beurteilung des Ablagerungsmi- lieu. Die Karbonate wurden im inneren Bereich einer weit- ausgedehnten Plattform gebildet. Folgende Lithofaziestypen und die entsprechenden Abla- gerungsmilieu wurden ausgeschieden: Lithofazie A: (oberhalb des Hochwasserniveaus mit zeitweiligen Auftauchphasen; Lithofazies B: Im Gezeitenbereich bis oberes Subtidal; Lithofazies C: Lagunen und “back-reef”-Bereich; Lithofazies D: bewegtes Flachwasser und riffumge- bende Bereiche; Lithofazies E: spätdiagenetische Dolomite. Lithofaziestyp C: ist vorherrschend; Typ B ist häufig, je- doch Typ A undB sind seltener. Dolomite (Lithofaziestyp E) wird stellenweise sehr mächtig. Die Untersuchungen haben gezeigt, daß auf der Plattform zur Kreidezeit die Faziesbereiche nicht gleichzeitg abgelagert wurden, also zu stratigraphischen Zwecken nicht geeignet sind. Gleiche Faziestypen erscheinen an unterschiedlichen Lokalitäten zu unterschiedlichen Zeiten; es kommt dabei zu periodischen Wiederholungen von Faziestypen. Unter- schiedliche Mächtigkeiten der Faziestypen wurden weitge- hend gesteuert durch Häufigkeiten von Auftauch-Erschei- nungen und schwankende Sedimentationsraten im Gezeiten- bereich. Diese Bedingungen können auf eine sehr schwache Neigung des inneren Teils der Plattform zurückgeführt wer- den, die ungleichmäßig absinkt; ebenso können Oscilationen des Meeresspiegels solche Differenzierungen bewirken. ABSTRAEIT Detailed local studies and regional correlation of the Lower Cretaceous shallow water carbonates in the Adriatic coastal region show a high similarity in lithofacial, biofacial and paleoenvironmental characteristics. The carbonates were ge- neral formed in the inner part of a large carbonate platform. The following lithofacies and corresponding depositional en- vironments were separated: Lithofazies A: supratidal with temporary emersions; Lithofacies B: intertidal to shallow subtidal; Lithofacies C: lagoons, back-reefs and resticted sho- als; Lithofacies D: shoals with agitated water and patch- reefs; Lithofacies E: late-diagenetic dolomites. *) J. TISLJAR, Fakultät für Bergbau, Geologie und Erdölwesen der Universität Zagreb, Pierottijeva 6, Postfach 186, YU-41000 Za- greb; I. VELIC, B. SOKAC, Institut für Geologie der Universität Zagreb, Sachsova 2, YU-41000 Zagreb. Lithofacies C is predominant, B is frequent, but A and D are rare. Late-diagenetic dolomites (Lithofacies E) sometimes could be frequent and locally very thick. Lithological, structural, textural, diagenetic and genetic properties, depositional environments and different thickness of the same lithofacies suggest the following conclusions: in various places of the Lower Cretaceous carbonate platform certain depositional environments did not occur at the same time, or, ifthey occured, they did not last for the same period of time. Nevertheless, same environments existed in various places, at various times, and at the same place particular envi- ronments were periodicaly repeated within various time ın- tervals. Such circumstances caused lateral and vertical lithofacial changes, various depositional thicknesses and rhythmical and cyclic sedimentation. The various lithofacial thicknesses were mostly affected by emersions, their frequency and duration, and the relatively low rate of sedimentation in the intertidal 202 zone. These conditions of sedimentation could be attributed to the very gentle inclination of the inner part of platform, nonuniform sinking and to different sedimentation-rate. Even small differences in the balace of these factors, as well as the oscilations of the sea level, could cause the changes in the depositional environments at comparatively small distances within the supratidal — intertidal — subtidal — lagonal-back reef- reef zones. EINLEITUNG Die Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet von der Halb- insel Istrien bis Dubrovnik wurde über mehrere Jahre lithofa- ziell, sedimentologisch, biostratigraphisch und paläontolo- gisch intensiv untersucht. Dieses Hochkarstgebiet der Adria- küste einschließlich der Inseln ist etwa 550 km lang und zwi- schen 60 bis 140 km breit (Abb. 1). An der Oberfläche domi- nieren Kreidesedimente. Seltener sind jurassische und sehr selten triassische Ablagerungen aufgeschlossen. genreit H ® Zagreb © LJubljana 7 In "1, Ale 9 U) ln '', Um ZUM ’ Un 2 "N Pu GE . z mn zZ I, = um "M ll, "ji Im MM, % u a = iM Un AM AH an \ 1 lan, m ‚pt, \ va", ie mm it, Al ir /h, "IM, ll Mm nm In dieser Arbeit werden nur die Ergebnisse der lithofaziel- len und sedimentologischen Untersuchungen der Unterkrei- dekarbonate zusammengefaßt. Es hat sich gezeigt, daß bio- stratigraphisch innerhalb des Unterkreidegebietes eindeutig zwischen 7 und 9 litho- und biostratigraphischen Einheiten unterschieden werden können. Diese entsprechen chrono- stratigraphisch: Berrias, Valendis, Hauterive, Barreme, Un- ter- und Oberapt, Unter- und Oberalb und Vrakon (siehe VE- LIC, TISLJAR & SokAc, 1979). Sarajevo M Mm. BIOKo m hf; 7 vl, PN, 240 MIaIIt. m till: 7m DUBRO DT MEER Abb. 1. Geologische Skizze der Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet mit im Text erwähnten Fundor- ten. LITHOFAZIELLE UND SEDIMENTOLOGISCHE EIGENSCHAFTEN Die Unterkreidesedimente im Dinarischen Karst sind ein Teil der kontinuierlichen Ablagerung der mesozoischen Kar- bonatgesteine (mit stellenweisen Emersionen) von der Ober-Trias bis zum Ende der Kreidezeit. Ihre Mächtigkeit variiert zwischen 750 und 1150 m. Im allgemeinen sind es Flachwasserkarbonate, die sich auf einer großen Karbonat- Plattform abgelagert haben. Innerhalb dieses großen Flachmeer-Ablagerungsgebietes sind einzelne genau definierbare Ablagerungsmilieus, bzw. Lithofaziestypen zu unterscheiden: — Lithofazies A: oberhalb des Hochwasserniveaus mit zeitweiligen Emersionen (‚‚supratidal with temporary emersions“); Lithofazies B: Gezeitenbereich und Watten (‚‚intertidal und shallow subtidal“); — Lithofazies C: Lagunen und ‚‚back reef“-Bereich; — Lithofazies D: bewegte Flachsee und ‚„‚perireefal sho- als“-Bereich; — Lithofazies E spätdiagenetische Dolomite. Die Mächtigkeit und Häufigkeit der einzelnen Lithofa- zies-Typen und ihre vertikale und horizontale Verbreitung sind in der Unterkreide nicht überall gleich (Abb. 2). Am häufigsten kommt die Lithofazies C vor. Ziemlich häu- fig, aber in geringerer Mächtigkeit erscheint die Lithofazies B. Lithofazies A und D kommen seltener vor, ihre Mächtigkei- ten und laterale Verbreitung sind geringer. Lithofazies E istan 203 BIOKOVO GEBIRGE K« >) K< #7 > = er ce e “ SS INSEL KOREULA 5 WE DET —) EN, CH) oooo0 7 S ea EN i DUBROVNIK 2 DD De = N pe r >>? DINARA N CENOMAN Feel LIE 7, Ale GEBIRGE m TETENTETTL- / ma" EN a) KEAESEIT Bja Ef SUSE sTolnloleralele Nee VRACONIEN - EHER Wi = >> co Ne n DZp2>_=) de / TREE ep Je ES ST 8-c/E = & od 7 Fe AS |\ EICH: EI, I / Pl = \ {= >7 =>} > Ac 7 oe eo o]- = 7, u r ® = . Bee Fre o & aaO SS Deore \ 2 8\ US „—@ 2 \ C/E & S 7 en co __ > w & [SS = ©), 5 Bla eat WAL DL FAR SER : 5 RAS RE — ass NER = a) r— De ea) N ae x Q Ser I En oo oo ON ee a © le ee S —eeeene ee u a Wr: 2 c BE En & BSale RR] ü 7 EEE FEIERT IN 4-8 = RT Ba een Wi BARREME WE 2-8 Er SEHE SE c 5 B-C BC (ERSSERTEEN. 8 SUB ET EEE a] Ba 0) N „Fri r Lea) „Ten S BA RER: E“ B 2 a = =] i = — =T /i 2 + 5 * -A ETEREZZEE C/B/ RIETHT/N En SS ® \ sen ee © ®) / in 2772 B/E 200m = en me Eee =_=_SI Se ae Dan b = 3 an = E3 / E \ ) C/B S en re VALENDIS a 4.8 [7 100m = a Se Se oo 9 # 07. So ®)cßB eo & c/B Pe Zap, Doom aen| n SEE _ =) / = 9 ens Eee FOHELENND TITHON EuREEN CR lonaeo.o- == SEE % Be] ku} Ki} = 380 ovog VL B (5 D [5 Abb. 2. Vertikale und horizontale Verbreitung der Lithofaziestypen in der Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet: A = „‚supratidal“ mit zeitweiligen Emersionen; B = Gezeitenbereich und Watten; C = Lag- unen und „‚back reef“-Bereich; D = bewegte Flachsee und „‚perireefal shoals“; E = spätdiagenetische Do- lomite. vielen Lokalitäten vertreten, sehr häufig im Berriasien, Alb und Vrakon. 1. Lithofazies C, (Lagunen und „back reef‘“-Bereich) finden wir im gesamten Dinarischen Karst in allen tektoni- schen Einheiten (Abb. 2). Sie ist besonders für das Valendis, Hauterive, Unterapt und Unteralb charakteristisch. Im all- gemeinen wechselt sie häufig mit Kalken der Lithofazies B, selten mit A oder mit Dolomiten der Lithofazies E ab. In der Regel haben die Kalke der Lithofazies C die größte Mächtig- keit und laterale Verbreitung. Sie sind überwiegend aus Mi- kriten, Biomikriten und Onkoidkalken, seltener aus onkoid- reichen Intraspariten zusammengestzt. Alle diese Kalke sind durch Akkumulation von Kalkschlamm und Kalkdetritus im flachen und ruhigen Wasser mit niedrigem Energie-Index und erhöhter Salinität entstanden. Auf die erhöhte Salinität der Lagunen und der ruhigen Flachseen (,‚back reef‘“) weist das Gefüge der Onkoide und die Flora und Fauna hin. Es finden sich Elemente sogenannter „‚restricted marine environ- ments“: Grünalgen (vor allem Dasycladaceen, seltener Co- diaceen), Blaugrünalgen in Onkoid-Formen, Schnecken, Ostracoden, benthonischen Foraminiferen mit internsiver Mikritisierung (Milioliden, Verneuiliniden, Orbitoliniden); in den älteren Schichten auch Favreinen. In der Lithofazies © findet sich häufig eine rhythmische Wechselablagerung von Mikriten/Biomikriten und Onkoid- kalken, die infolge der schwankenden Karbonatablagerungs- rate entstanden ist (TiSLJAR, im Druck). In der Zeit geringerer Schlammablagerung wurden günstige Bedingungen für eine üppige Entwicklung der Blaugrünalgen und für die Entste- hung von Onkoiden geschaffen. Es überwiegen ‚‚algal ball“-Onkoide, die durch das Haften des Schlammes auf dem Schleim und den Fasern der Blaugrünalgen entstanden sind. Sie wuchsen in Form von kleinen Büschen. Sehr häufiggibt es Onkoidkalke, die aus großen Onkoiden, s. g. „Makroiden“, geformt wurden. Ihr Entstehen erklärt sich durch Algen, wel- che Bacinella- und Schneckenreste inkrustieren (TiSLJar, 1979). Selten kommen Onkoide mit mehr oder weniger glatt umlaufendem Schalenbau (,,SS-C“-Onkoide) vor. Die Morphologie und der Aufbau der Onkoide ist ein cha- rakteristischer Indikator für eingeschränktes Milieu im La- gunen- und ‚„‚back reef“-Bereich mit schwacher Intensität der Kalkschlammablagerung. Denn bei verstärkter Schlamm- ablagerung ist die Entwicklung von Blaugrünalgen und von Onkoiden infolge der Zuschüttung nicht mehr möglich. Der Lithofazies C gehören noch zwei, für die äußeren Di- nariden typische bio- und lithofazielle Einheiten an, die man 204 als beständige Horizonte entlang des ganzen Dinarischen Karst verfolgen kann: die ‚Unteren Orbitolinenkalke“, (Be- ginn des Unterapts) und die „Oberen Orbitolinenkalke“, (Unteralb): „Die Unteren Orbitolinenkalke‘‘ (VEeriC & Sokac, 1978) bestehen aus dickgebankten Mikriten und Biomikriten sowie Onkoidkalken. Sie enthalten Orbitolinen (Praeorbitonina cormyı SCHROEDER, P. wienandsi SCHROEDER, Orbitolina (Mesorbitolina) lotzeı SCHROEDER), Bacinellen, Schnecken, Milioliden und Makroide. Die ‚„‚Oberen Orbitolinenkalke‘“ sind überwiegend aus Biomikriten, Biospariten und Onkoidkalken mit Mesorbito- linen (Orbitolina (Mesorbitolina) texana texana ROEMER, O. (M.) texana parva Doucıass, O. (M.) texana minuta Dou- GLass) und Cuneolinen (Cuneolina pavonia D’ORB.) zusam- mengesetzt. 2. Lithofazies B, (Gesteine des Gezeitenbereichs und der Watten-,,intertidal to shallow subtidal“) kommen sehr häufig vor, wir finden sie aber nicht immer an allen Lokalitä- ten und in allen biostratigraphischen Einheiten (Abb. 2). Ihre Mächtigkeit und Häufigkeit variiert sehr von Lokalität zu Lokalität und von Einheit zu Einheit. Im allgemeinen wech- selt sie am meisten mit den Kalken der Lithofazies C und A ab. Lithofazies B ist aus einer Wechsellagerung von Mikri- ten/Biomikriten mit Fenstergefüge (‚‚birds eyes“), Peloid- kalken und LLH-Stromatolithen zusammengesetzt. Der Zyklus Mikrit — Intrasparit/Biosparit — Peloidkalk — LLH-Stromatolith ist typisch für die Lithofazies B. Die Zy- klen sind als ‚‚peritidal“-Fluktuationen interpretierbar. Wel- lige stromatolithische Strukturen, Bioturbationen, Trocken- risse und Fenstergefüge charakterisieren diese Lagen. Die Lamination ist die Folge einer Wechsellagerung mikritischer, pelmikritischer und pelsparitischer Lagen mit den stromatoli- thischen Bildungen. Als Folge einer Menge parallel orientier- ter Fenster (‚‚laminoidal fenestrae‘“ GrOVER & Rean 1978) zeigen auch die Mikrite häufig laminierte Textur. Neben den langgestreckten Fenstern finden sich oft unregelmäßige kon- turierte Lösungshohlräume (‚solution vugs and molds of shells“), die mit einem Calcitzement-Mosaik ausgefüllt sind. Die langgestreckten Fenster entstanden hauptsächlich durch Fäulnisprozesse der Blaugrünalgen. Die Skelett-Lösungs- hohlräume entstanden durch die Auflösungsprozesse der ara- gonitischen Skelette, vor allem von Grünalgen und Schnek- ken. Für die Hohlraumbildung war das wiederholte Durch- feuchten und Austrocknen der Ablagerungen im Gezeitenbe- reich durch Niederschläge ausschlaggebend. Dabei wurden gelegentlich die Schalen vollständig herausgelöst. Die Lö- sungshohlräume wurden manchmal durch Korosion in unre- gelmäßige Korosionshöhlen umgeformt, so daß die Kontu- ren, bzw. Skelettabdrücke nicht mehr erkennbar sind. Die Stromatolithen enthalten außer den ‚‚cryptalgal“-La- gen auch Kotpillen, Grünalgen, Ostrakoden, Schnecken, In- traklasten und benthonische, stark mikritisierte, Foraminife- ren. Diese Komponenten sind im Intertidal zusammen mit dem Karbonatschlamm durch Gezeitenströmungen während der Flut über die Algenmatten geschüttet worden. Die Pelo- idkalke sind durch einen höheren Gehalt an Kotpillen und einheitliche Korngrößen, Komponentensorten und -Gefüge gekennzeichnet. In den älteren Ablagerungen (Neokom) kommen häufig Peloidkalke vor, die aus Favreina (Crustace- en-Kotpillen) bestehen. Die Intrasparite und Biosparite sind reich an Calcitzement. An den Kornrändern hat sich ein faseriger, Palisaden-Zement (Zement A - „‚fibrous rim cement“) und in den übrigen Poren ein isometrischer Mosaik-Zement (Zement B) abgelagert. Die Gesteine zeigen strukturelle und diagenetische Eigen- schaften von ‚‚beach rock“-Sedimente. 3. Lithofazies A, (Bereich über dem oberen Gezeitenni- veau mit zeitweiligen Emersionen ‚‚supratidal with tempo- rary emersions“). Sie tritt gewöhnlich nicht in mächtigen Schichten auf. Jedoch hat sie in den einzelnen chronostrati- graphischen Einheiten große Bedeutung. Besonders häufig ist das Auftauchen mit Unterbrechungen im Ablagerungsprozeß im Unter- und Oberapt (Abb. 2). In Istrien, z. B., ist die Mächtigkeit der Abfolge, (besonders im Unteralb) wegen derartiger Ablagerungsbedingungen deutlich reduziert (Abb. 2). Lithofazies A ist charakterisiert durch intraforma- tionelle Breccien, Weichkonglomerate (‚‚supratidal soft pebble conglomerates‘‘), frühdiagenetische Dolomite, Fen- sterkalke mit vadosen Bildungen und subaerischen Verwitte- rungserscheinungen. Die intraformationellen Breccien sind durch variierende Schichtdicke, relativ geringe laterale Verbreitung, geringe oder keine Rundung und Sortierung der Klasten gekenn- zeichnet. Komponententransport hat nicht stattgefunden. Die Bruchstücke passen stellenweise noch zusammen, die Zu- sammensetzung ist petrographisch einheitlich. Die Fazies der Fragmente entspricht denjenigen Kalken, die unmittelbar un- terhalb der Breccien liegen. Die Klasten sind schwach mitein- ander verbunden, entweder mit Kalkmikrit oder es handelt sich um eine feinkörnige Matrix aus Calcite, Illit, Montmoril- lionit und Chlorit. Diese Gesteine sind durch subaerische und subaquatischen Brekzierung und Erosion früh erhärteter und halbverfestigter Karbonate entstanden. Nach kurzfristigem Auftauchen wurden die Sedimente wieder überflutet. Im all- gemeinen wechseln die Breccien mit den Kalksteinen der Li- thofazies B, selten auch mit C ab. In Istrien betragen im Oberapt und Unteralb die intraformationelle Breccien-Lagen stellenweise 0,40 bis 1,3 m (Abb. 2). Frühdiagenetische Dolomite (‚‚supratidal early-diagenetic dolomites‘“) sind im Berrias in Istrien und im Vrakon in der Umgebung von Dubrovnik zu beobachten (Abb. 2). Sie zei- gen die folgenden, für den Auftauchbereich charakteristi- schen Merkmale: Lamination, Trockenrisse, ‚„‚mud pebble conglomerate“, ‚‚loadcast‘“-artige Texturen, LLH-Stromato- lithen und im allgemeinen sehr kleine Dolomitkristalle. Das Ende der Ablagerung einzelner Lagen ist manchmal durch Austrocknung (‚‚desiccation breccia“) und sogar durch Ero- sion (‚‚erosion surface“) gekennzeichnet. Schwachwellige stromatolithische Strukturen, welche auf Blaugrünalgen- Matten (Schizotrix-Typ) zurückgehen, wurden nur während schwerer Stürme abgelagert. Die Masse des Sedimentmate- rıals wurde an anderer Stelle, entweder unterhalb des Gezei- tenbereiches oder im Gezeitenbereich gebildet. Durch Stürme wurde es in den Supratidalbereich gebracht. Eine Ab- lagerung oberhalb des Gezeitenbereiches wird auch durch das Vorkommen von Fenstern (,,‚birds eyes‘), die Zusammenset- 7 OR a ua Sn vertan a RE a ee ED = E50 > > —= 152 } | | | 1 Mikrite mit Vadoiden m [1 a 1 („birdseye“-Gefüge) 273 E T— s 2 I 0 L . zeitweilige = vw—ı Emersion 273 | B } EN 1 De] ı . 1} Ben 12 9 LLH-Stromatolithe 23 I T HE Mikrite und Pillenkalke r I ( „birdseye *- Gefüge) Der er sea ZN ur bI# 11 Mikrite und 2-3 I i DE H I l Biomikrite I: . zu I . T T T 30 Ze zzain ß f A ° la : I 20 | | A | | el |} el I: w 2 BI 1 0 4= „subtidal to lagoonal“- Phase 2=.shallow subtidal to intertidal”- Phase = „intertidal to supratidal "- Phase Abb. 3. „Peritidal‘“- Ablagerungsphasen im Tithon und Berrias in der Umgebung von Dubrovnik. zung der Dolomite und die Dolomitkristallgröße angezeigt, welche im allgemeinen unter 10 Micron liegt. Dies weist auf eine frühdiagenetische Dolomitisation hin. Eine solche Do- lomitisierung kommt heute vorwiegend oberhalb des Gezei- tenbereichs vor (FUCHTBAUER, 1974). Der relativ hohe Cal- ciumüberschuß der Dolomite (Ca-0,52-0,56; Mg-0,44-0,48) schließt ein evaporitisches Milieu aus. Wenn man zusätzlich eine Abnahme des Calciumüber- schusses während der Diagenese in Rechnung stellt, können die vorliegenden Dolomite nur mit denjenigen des relativ feuchten Klimas von Florida und der Bahamas verglichen werden, nicht aber mit dem trockeneren Milieu von Bonaire oder des Persischen Golfes (FUCHTBAUER & TisLJar, 1975). Kalke mit ‚„‚vadosen“ Bildungen kommen in Tithon und Berrias der Umgebung von Dubrovnik vor (Abb. 3). Es han- delt sich um Mikrite, Biomikrite, Peloidkalke und LLH- Stromatolithen, welche zahlreiche Fenster, Lösungs- und Korrosionshohlräume, Schalenlösungshohlräume, Geope- talgefüge, Trockenrisse, Vadoide, vadosen Silt, dünne Kalk- krusten und unregelmäßig geformte Linsen von „‚desicca- tion“-Brekzien enthalten (Abb. 3). 205 Die Lösungs- und Korrosionshohlräume sind mit vadosem Silt, mit kalzitischen Mosaikzement und in den Bögen mit ei- nem mikrostalaktitischen Gravitations-Zement ausgefüllt. Über den Kalken mit ‚‚vadosem“ Silt und die Lösungs- bzw. Korrosionshohlräume folgen gewöhnlich Sedimente mit Va- doiden (vadose Pisoide) und Kalkkrusten (‚‚calcrete“). Die Poren zwischen den Vadoiden sind mit vadosem Silt, mit Mi- kritmatrix und mit mikrokristallinem Calcitzement subaeri- scher Entstehung ausgefüllt. Die Struktur- und Textureigen- schaften weisen eindeutig auf die vadose Zone und auf sub- aerische Verwitterung hin. Hier wurden die noch weichen oder früh erhärteten, vermutlich primär aragonitischen Kar- bonatsedimente im Laufe der Frühdiagenese unter dem Ein- fluß des Niederschlagwassers und der subaerischen Verwitte- rung geprägt (TisLJAar, 1980). 4. Lithofazies D, (bewegte Flachsee und ‚‚perireefal shoals““, mit normaler Salinität). Sie ist über die gesamte Mächtigkeit der Unterkreide mit sehr geringem Anteil vertre- ten. Etwas häufiger findet man sie im Alb von Istrien, ım Ober-Barreme von Dubrovnik, seltener im Apt des Bioko- vo-Gebirges, ferner im Unterapt und im Unteralb des Dina- ra-Gebirges sowie im Unterapt des Kapela-Gebirges (Abb. 2). Die Lithofazies D setzt sich aus Intraspariten, Bio- spariten, Biosparruditen und Rudisten-Schillkalken mit Echinodermen- und Muschelfragmenten zusammen. Große Mengen der Rudisten, Muscheln und Echinodermen, sowie das zeitweilige Auftreten kleiner Rudistenbiostrome und grobem Korallenschutt, deuten auf einen Einfluß der beweg- ten Flachsee mit kleinen Riffen (‚patch reefs“) hin. Hier konnten dank guter Durchlüftung und normaler Salinität diese Organismen leben. Ihr Schutt wurde zeitweise in den Lagunen, den ‚‚perireefal shoals“ und im Flachwasser des in- neren Teils der Karbonatplattform abgelagert. 5. Lithofazies E kommt in dicken Linsen und unregel- mäßigen Körpern von makrokristallinen bis mikrokristalli- nen, spätdiagenetischen Dolomiten vor; diese Lithofazies ist besonders im Tithon, Berrias, im Alb und Vrakon verbreitet. Die Grenzen zwischen den spätdiagenetischen Dolomiten und den übrigen Kalken sind unregelmäßig und graduell. La- teral und vertikal gehen sie stellenweise über Dolomitkalke und dolomitreiche Kalke in reine Kalke über. Die großen Do- lomitkörper enthalten gewöhnlich mehrere strukturell und faziell unterschiedliche Kalkschichten, dies ist für eine spät- diagenetische Dolomitisierung charakteristisch. Der relativ hohe Claciumüberschuß der Dolomite läßt auf eine spätdia- genetische Genese schließen. Der Dolomit besteht aus Ca-0,55-0,58; Mg-0,42-0,45; CO;, das heißt, es sind ‚‚Pro- todolomite“. Er ist aus makrokristallinen hypidiomorphen Dolomitrhomben mit vielen bräunlichen Einschlüssen (unter 1 bis3 Micron, möglicherweise aus organischem Material) zu- sammengesetzt. Die Kristallgröße dieser Dolomite gleicht derjenigen von Dolomitrhomben in lagunären und intertida- len Kalke der Lithofazies C und B, welche mehr oder weniger spätdiagenetisch dolomitisiert wurden. Die spätdiageneti- schen Dolomite der Lithofazies E entstanden durch eine spät- diagenetische Dolomitisierung der Kalke der Lithofazies B und C. DISKUSSION UND ZUSAMMENFASSUNG Die Untersuchungsergebnisse der Lithofazies und des Ab- lagerungsmilieus der Karbonate in der Unterkreide im dinari- schen Karst zeigen in diesem weiten Gebiet große Ähnlich- keit. Es sind marine Flachwasserkarbonate, die sich auf einer ausgedehnten Karbonat-Plattform abgelagert haben. Auch wenn wir in der gesamten Ausdehnung dieser Plattform, der Unterkreide die gleichen Lithofazies-Typen und gleiches Ab- lagerungsmilieu finden, ist jedoch ihre Mächtigkeit, die verti- kale und horizontale Verbreitung an vielen Stellen und ın den chronostratigraphischen Einheiten nicht immer gleich. Die Analyse der vertikalen und horizontalen Verbreitung der einzelnen Lithofaziestypen, ihre unterschiedliche Mäch- tigkeit und die Wechsellagerung läßt uns auf folgende Tatsa- chen schließen: — die Karbonat-Plattform hatte eine sanfte Neigung und eine ungleichmäßige Absenkung im ganzen Gebiet; — obwohl sie relatıv flach ist, hatte sie stellenweise eine ziemlich augeprägte Morphologie; — die Meeresspiegelschwankungen waren zeitlich und räumlich sehr verschieden; — die Absenkungsrate und damit die Sedimentationsrate war in verschiedenen Teilen der Plattform ungleich. Schon sehr geringe Veränderungen der Anhäufungsrate des Karbonates und der Absenkungsgeschwindigkeit der Platt- form sowie Meeresspiegelschwankungen, können bei einer sanften Neigung des Beckenbodens rasche Veränderungen in der Wassertiefe und -energie verursachen. Veränderungen der Sedimentationsgeschwindigkeit und/oder der Senkungsrate der Plattform können das Auftreten und Verschwinden ein- zelner Ablagerungsbereiche zwischen Flachmeer- ‚back reef‘“-Lagune - Gezeitenbereich und Watten - supratidal Be- reich — vadoser Zone und dem Auftauchbereich bewirken. Für die Mächtigkeit der einzelnen Lithofaziestypen und damit der gesamten Unterkreide hatte die Sedimentakkumu- lationsrate, die durch die Häufigkeit und das Fortbestehen der einzelnen Ablagerungsbereiche bedingt war, großen Ein- fluß. BEFERATUR FUCHTBAUER, H., (1974): Sediments and Sedimentary Rocks 1; Se- dimentary Petrology Part II. - 464 S. (Schweizerbart), Stutt- gart. — — &TISLJAR, J., (1975): Peritidal cycles in the Lower Cretace- ous of Istria (Yugoslavia). — Sedimentary Geology, 14: 215-223. GROVER, G. Jr. & READ, ]J. F., (1978): Fenestral and associated va- dose diagenetic Fabrics of tidal flat carbonates, Middle Ordo- vician New Marked Limestones, Southern Virginia. — J. Se- dimentary Petrology, 48, (2): 453488. SHINN, E. A., (1968): Practical significance of birdseye structures in carbonate rocks. — J. Sedimentary Petrology, 38: 215-223. SOKAG, B., TISLJAR, J. & VELIC, I., (1978): A model of biostratigra- phic subdivision and an interpretation of depositional envi- ronments in the Lower Cretaceous carbonate sediments of Bıiokovo Mountain (South Croatia). — Zbornik radova — IX Kongres geologa Jugoslavije: 226-233. TISLJAR, J., (1979): Tidal flat, lagoonal and shallow marine carbonate sediments in the Uper Jurassic and Cretaceous of Istrıa (Yugo- slavia). — Acta Geologica, IX/5, Book 42: 159-194. — — (1980): Fenestral and vadose early-diagenetic fabrics of the Ti- thonian and Berriasian peritidal limestones near Dubrovnik (Yugoslavia). (In Croatian). Carsus Iugoslaviae, 10, (3): 77-86. — — Coated grains facies in the Lower Cretaceous of the Outer Di- narides. - In: T. PERYT (ed.): Coated Grains. - Springer, Ber- lin-Heidelberg-New York (im Druck). VELIC, I. & SOKAG, B., (1978): Biostratigraphic analysis of the Juras- sic and Lower Cretaceous in wider region of Ogulin, Central Croatia. — Geol. vjesnik, 30, (1): 309-337. — — & TISLJaR, J. & SOKAGC, B., (1979): Stratigraphy and deposi- tional environments of the Lower Cretaceous in the Karst re- gion of the Outer Dinarides (Yugoslavia). - Geobios, Mem. spec., 3: 245-252. 207-244 207 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzgeschichte des basko- kantabrischen Kontinentalrandes während Kreide und Alttertiär' Von JOST WIEDMANN, JOACHIM REITNER, THEODOR ENGESER & WOLFGANG SCHWENTKE*) Mit 18 Abbildungen und 1 Tabelle KURZFASSUNG Im Gegensatz zur Entwicklung des Nordatlantik folgt im Biskaya-Raum auf ein frühes Rift-Stadium in Permotrias und Lias (Redbeds und alkaliner Magmatismus, Evaporit- und ?Schwarzschiefer-Phase) zunächst ein Ruhestadium, das durch geringmächtige epikontinentale Jura-Entwicklung charakterisiert ist. Dafür vollziehen sich die folgenden Etap- pen der Graben- und Ozeanbildung beschleunigt ab oberstem Jura: 1. Delta-Phase (,‚Wealden“) an der Jura/Kreide-Gren- ze, Karbonatplattform-Phase (Urgon) in Apt und Unteralb, 2. Delta-Phase (Supra-Urgon) mit starker Faziesdiversität (Deltas, Inselplattformen, Turbidite, alkaliner Magmatis- mus) des Mittel- und Oberalb, Maximaltransgression oder Nivellierungsstadium mit pelagischer Fazies in Cenoman und Turon, 1. Regressions- und Kompressionsphase des Co- niac-Campan mit ersten Regressionen, einem Maximum der Faziesdiversität, aber auch silikoklastischer Turbidit-Sedi- mentation in den Flyschtrögen und schließlich einer 2. Re- gressions- und Kompressionsphase (Maastricht-Eozän) mit ähnlichen Tendenzen, aber schließlich terminaler Heraushe- bung und Faltung an der Eozän/Oligozän-Grenze. Beide Re- gressionsphasen stehen in unmittelbarem Zusammenhangmit Subduktion und schließlich Kollision am S’ Biskaya-Rand und in den Pyrenäen. Das Maximum oberkretazischen alkalı- nen Magmatismus fällt mit der Transgressionsphase zusam- men. Dieser phasenhafte Ablauf wird begleitet, kontrolliert oder überlagert von Spreading-Vorgängen in der Biskaya (Alb-Campan), einem globalen eustatischen Meeresspiegel- anstieg (Cenoman/Turon) und Distensions- und schließlich Kompressionsphasen mit jeweils stark ausgeprägtem Salzdia- pirismus. Dieser Diapirismus kann die Subsidenztendenzen in Einzeltrögen abwandeln. Die vorliegende Untersuchung möchte an Hand eines de- tailliert untersuchten Kontinentalrandes die Regelhaftigkeit von Subsidenzprozessen darstellen, aber auch gleichzeitig die Interaktionen regionaler Prozesse herausarbeiten, wobei auch der Zeitfaktor eine interessante Rolle spielt, um so nicht zuletzt auch generelle Krustenprozesse besser erfassen zu können, die sicher die beobachtete Regelhaftigkeit bedingen. Auf die besonders interessierende Frage der faunistisch/flori- stischen Respons auf diese Prozesse wird, soweit möglich, eine Antwort versucht. Als Voraussetzung für diese Untersuchungen ist eine Dis- kussion der bisherigen plattentektonischen Modelle für die Biskaya-Öffnung erforderlich, denen ein abgewandeltes neues Modell gegenübergestellt wird. INBS:IR AIG] In the Basco-Cantabrian region an early rifting stage in the Permo-Triassic and Liassic (with phases of red-bed sedimen- tation and alkaline magmatism, evaporites and black sha- les[?]) is followed by a non-tectonic phase during Jurassic time, which is characterized by an epicontinental develop- ') Publ. Nr. 122 des Projektbereichs ‚‚Fossil-Vergesellschaftungen“ im Sonderforschungsbereich 53 (,,‚Palökologie‘‘). *) Geologisch-Paläontologisches Institut der Universität, Sigwart- straße 10, D-7400 Tübingen 1. ment with reduced thicknesses. This stands in contrast to the development of the central North Atlantic, where rifting continues. In the uppermost Jurassic of the Basco-Cantabrian region, subsidence is renewed by increasing distensive tectonics forming graben/horst structures and tilted blocks of the fu- ture margin. Now the following stages of facies development and subsidence are to be recognized: A first deltaic phase („Wealden‘‘) of Late Jurassic-Early Cretaceous age; an uni- form carbonate-platform phase (‚‚Urgonian“) during Ap- 208 tian-Lower Albian; a second deltaic phase (‚‚supra-Urgo- nıan“) with pronounced facıes differenciation (deltas, island platforms, turbidites, alcaline magmatism) of Middle-Upper Albian time; a phase of maximum transgression connected with uniform pelagic facies in the Cenomanian and Turonian (and the maximum of magmatism); a first regressive and com- pressive tectonic phase during Coniacian-Campanian time and with a maximum of facies diversity (prograding deltas, si- licoclastic turbidites) and diapirism; and, finally, a second re- gressive phase with compressive tectonics (Maastrichtian-Eo- cene) leading to the final uplift at the Eocene/Oligocene boundary. Both regressive phases are closely related to sub- duction and collision along the southern Biscay shelf and in the Pyrenees. This multi-phased process is accompanied, controlled or superposed by spreading in the Biscay Ocean (Albian-Campanian), by global eustatic sea level increase (Cenomanian-Turonian) and pronounced salt diapirism. In some basins diapırısm clearly modifies the general course of subsidence. The present paper tries to demonstrate the patterness of subsidence processes, based on the well studied southern Bis- cay margin. Furthermore, the interactions of regional local noise are to be stressed, the important factor of time is espe- cially considered, in order to obtain a better understanding of general crustal processes leading to the observed patterness. Questions concerning faunal and floral response to these pro- cesses are discussed as far as possible. Moreover, these inve- stigations are based on a modified new plate tectonic model for the Biscay Ocean, the Pyrenees and the Iberian Plate. DANK Die Autoren danken der Deutschen Forschungsgemeinschaft für eine großzügige Unterstützung dieser Untersuchungen im Rahmen des Sonderforschungsbereichs 53 „‚Palökologie‘“. Sie danken Prof. W. Frisch für wertvolle Diskussionen und Dipl.-Geol. H. D. Berg- ner für zeichnerische Hilfe. INHALT Ir Einleitungiund!Problerastellins erfor ee 208 2; Geodynamik der Iberischen Platte während Kreide und Alttertiär..........22220eseeseeeennenn 212 2.1 Bisherige:Ärbeiten . ...44 u... 00200 a0 san ee ie mean nen realen ee ZZ 2.2 Rekonstruktion der Paläolageder IberischenPlatte......--..........--uenseneanennanesnannn 213 23% ProblemederSubduktiont ee. ee ee en ee een es ee 215 35» Sedimentations-und|Subsidenzphasen ee eksass sr essen a Aue de sie ae ieekelelele na seen 216 3.1 Megasequenz 1, unterer leil=.1.. Delta Phase/,,Wealden’” ... uses nsaemene seen nase de sur 216 3.2 Megasequenz 1, oberer Teil = Urgon-Karbonatplattform-Phase ........2..22e22sesneeneeenenn 219 3.3: Megasequenz 2, unterer Teil=2,Delta-Phase ....... ausm sense una e mes um nee nn] 3.4 Megasequenzen 2 (oberer Teil)—4 = Maximaltransgression und Regressions/Kompressionsphasen .. 224 334,1 Becken von Vitoria... ...: 2.000 00101002 eralgekme are Berekeie een ne ee ee ee 224 3,4222 )Biskayassynklinoriume. ernennen er 226 3:43: Deya-Synkline:... se ea ee ee reareee Daseins its 228 AA Becken von Altnavarralaunzsufesueimaterg un ie erer anderer anna ahngenechenane re Hiarekelane, earataressinayel suneiererekafe 230 4. Diapirismus und Subsidenz des Basko-Kantabrikums .........2.2222esueneeueneeneneenennenn 233 Aal = Der.Cariero-KallgalsıD japır Ralf on. ce ee ee ee elenjeee este een 233 42, Entwieklunp-des'Estella Diapirss en ne Er 234 5; Vergleichende Subsidenzgeschichte «u... aruse sun oem alten. een near are ee ea 236 Literatur. sora oe seen aa kn ar ne en ne ee ee ee 242 . EINLEITUNG UND PROBEEMSTELLUNG Die bisherigen Bemühungen um eine vergleichende Subsi- denzgeschichte an passiven Kontinentalrändern (WIEDMANN et al. 1978, 1982b, Jansa & WIEDMANN 1982; WIEDMANN 1982a, 1982b) bestätigen nicht nur das Vorliegen der beob- achteten Phasenhaftigkeit dieses Prozesses, sondern gleich- zeitig auch eine weitgehende Unabhängigkeit vom Zeitfaktor. Während die ausgeschiedenen Sedimentations- und Subsi- denzphasen des Rifting und Spreading im Nordatlantik, z. B. am marokkanischen Kontinentalrand zumindest das gesamte Mesozoikum in Anspruch nehmen, sind sie an den Rändern des wesentlich jüngeren Südatlantik im wesentlichen auf die Kreide beschränkt. Im vorliegenden Beitrag konzentriert sich unser Interesse auf den Biskaya-Südrand, also auf ein Randmeer des Nordat- lantik, dessen Entwicklung in ihrem zeitlichen Ablauf deut- lich von der des Nordatlantik unterschieden ist. Zwar setzt auch hier das frühe Rifting mit den für dieses Stadium kenn- zeichnenden Redbeds und alkalinem Vulkanismus zeitgleich mit dem zentralen Graben in der Permotrias ein, es folgt auch noch synchron das für die Entwicklung der Schelfe wichtige Evaporit-Stadium des späten Rifting in Obertrias und Lias, dann aber weicht die Entwicklung beider Gebiete deutlich voneinander ab. Während im zentralen Nordatlantik Ober- lias und Dogger gekennzeichnet sind durch ein 1. Delta-Sta- dium, frühe Riff-Sedimentation und einsetzendes Spreading und während die gleichfalls signifikante Karbonatplattform- Phase die Entwicklung im Oberen Jura kennzeichnet, sta- gniert statt dessen die Evolution der Biskaya während des ge- Upper Quaternary Lower Tertiary Cretaceous Cretaceous Jurassic Ban = IM BE at SANTANDER KL PIZ nm, | | Triassic Paleozoic to 10 20 30Km Abb. 1. Geologische Übersichtskarte des Basko-Kantabrikums und der N’ Keltiberischen Ketten (aus WIEDMANN 1980). samten Jura. Flachmarine, epikontinentale Sedimente cha- rakterisieren Oberlias und Dogger in diesem Bereich, aus dem sich das Meer im Oberen Jura weitgehend zurückzieht. „Jungkimmerische“ Distensionstektonik, beginnende Salzbewegung und verstärkter terrigener Input kennzeichnen die Entwicklung der nordatlantischen Schelfe (Jansa & WIEDMANN 1982) im Grenzbereich Jura/Kreide und führen zur Beendigung einer 2. terminalen Riff-Phase, wie ausge- dehnter Karbonat-Sedimentation überhaupt. Zu diesem Zeitpunkt vollzieht sich in der Biskaya die Entwicklung eines Aulakogens, zunächst mit verstärkter Subsidenz im nördli- chen Parentis-Becken. Währenddessen verursachen die gleichen Bewegungen auch am Südrand ein Kippschollen-Mosaik, das sich in der späteren Becken- und Schwellengliederung der Küstenketten immer wieder durchpaust und das zunächst den Sockel für eine mächtige kontinentale, limnische bis brackische terrigene „„Wealden“-Sedimentation bildet. An diese 1. Delta-Phase schließt sich bereits im Zeitraum Apt/Unteralb die Karbonatplattform-Phase des Urgon an, die sich nur lokal noch in höheres Alb fortsetzt: ‚‚Austrische”” Distensionstektonik im Grenzbereich Alb/Cenoman beendet schließlich die terminale Riff-Phase auf Kippschollen-Hochs (RErner 1982) und führt gleichzeitig zu einem ersten deutli- chen Salinaraufstieg. S MESETA CELTIBERIC EBRO-M LOS TROUGH ? PÄRAMOS N Y MENA VALLEY SÄ__—- co ?.L1000m rk ? Us ._---"H2000m CE 0 10 20 30km az A ai N ESTELLA AITZGORRI ZARAUZ DIAPIR HIGH DIAPIR EBRO | ALTNAVARRA B. FLYSH TROUGH M-= oO m 1000 m 2000m 0 10 20 30km B 3000m Abb. 2. Querprofile durch das westliche (A) und das östliche (B) basko-kantabrische Becken zur Zeit der Kreide/Tertiär-Grenze. Profillage A, B, s. Abb. 1. Raster: Salz; Cr,: Unterkreide. Die 2. Delta-Phase mit ihren mächtigen terrigenen Schüt- tungen hat auf dem nunmehrigen Biskaya-Südschelf eın Alb-Alter. Mit im Alb gleichfalls einsetzendem Spreading, alkalinem Magmatismus und vor allem mit der nächstfolgen- den Phase der Haupttransgression und Faziesnivellierung bzw. -pelagisierung ist bereits im Cenoman der Anschluß an die Entwicklung des zentralen Nordatlantik wiederherge- stellt. Die nun folgenden Stadien, gekennzeichnet durch Re- gressionen, verstärkten Diapirismus, einsetzende Kompres- sionstektonik, Faziesdiversität bis hin zur endgültigen Her- aushebung der Küstenketten durchlaufen beide Bereiche ge- meinsam. Auch hier haben wieder überregionale tektonische Events (‚‚subherzynische“ oder ‚‚gosavische‘, ‚‚laramische“ und schließlich ‚‚pyrenäische‘ Bewegungen) einen zumindest korrelativen Charakter. Doch nicht nur im geschilderten heterochronen Verlauf seiner Subsidenzphasen unterscheidet sich der Biskaya-Trog vom Nordatlantik. Ein gewichtiger weiterer Gegensatz be- steht in der wenigstens vorübergehenden Entwicklung einer Subduktionszone am Biskaya-Südrand im Grenzbereich Kreide/Tertiär. Hiermit und mit seiner Fortsetzung in das Pyrenäen-Orogen stellt der Biskaya-Südrand mit den Bas- ko-kantabrischen Küstenketten einen Übergang vom passi- ven zum aktiven Kontinentalrand dar. Diese Faktoren, aber auch die Faziesvielfalt von Sedimenten des ehemaligen Konti- nents bis zur Flysch-Sedimentation am Kontinentalrand, bei guten Aufschlußverhältnissen und mit reicher Fossilführung machen die Beschäftigung gerade mit dem basko-kantabri- schen Küstenbecken besonders reizvoll. Hinzu kommt, daß die stratigraphische Kontrolle der un- tersuchten Schichtfolgen durch eine Vielzahl von Vorarbeiten gewährleistet ist (WIEDMANN 1960, 1962a, 1962b, 1964, 1980a; RAMIREZ DEL Pozo 1971; WIEDMANN & KAUFFMAN 1978). So können wir uns in der vorliegenden Untersuchung darauf beschränken, die sedimentären Großzyklen der bas- ko-kantabrischen Kreide-Entwicklung herauszustellen und BAY OF BISCAY >7 24 > RS CALDAS ANTICLINE 77, Paleozoic Anticlines Synclines Overthrusts Faults „-” iapirs IN Diap Nr 211 Abb. 3. Diapirismus und großtektonischer Bau der Basko-kantabrischen Ketten (nach WIEDMANN 1980a, GARCIA MONDEJAR 1982). Diapire von 1. Ramales-Laredo 2. Vıllasana de Mena 3. Salinas de Rosio 4. Poza de la Sal 5. Salinillas de Bureba 6. Orduna 7. Baquio-Munguia 8. Guernica 9. Murguia 10. Salinas de Anana 11. Penacerrada 12. Maestu 13. Estella 14. Alloz 15. Salinas de Oro 16. Ulzurrun zu charakterisieren und schließlich mit den postulierten Sub- sidenzphasen zu vergleichen. Lage, geologischer Bau und tektonische Großgliederung des basko-kantabrischen Untersuchungsgebiets sind in Abb. 1 wiedergegeben. N-S-orientierte Querschnitte durch den W- und E-Teil dieses Gebiets sind — für das Ende der Kreide-aus Abb. 2 ablesbar. Im Gegensatz zu früheren Auf- fassungen (z. B. Lotze 1955) werden Mächtigkeitsunter- schiede und Salzdiapirismus hier mit der Kippschollen-Tek- tonik des Untergrunds in Verbindung gebracht. Abb. 3 läßt den bestehenden Zusammenhang zwischen Diapirismus und 17. Atondo 18. Echalecu 19. Olagüe 20. Mutiloa 21. Zarauz 22. Motrico 23. Santander 24. Comillas 25. San Vicente de Barquera 26. Trevino 27. Santa Cruz de Campezo 28. Reinosa 29. La Costana 30. La Poblaciön 31. Cilleruelo de Bezana Hauptstörungssystemen bzw. den wesentlichen tektonischen Achsen des Basko-Kantabrikums mühelos erkennen. In Abb. 4 schließlich sind die im folgenden verwandten Lokal- namen zusammengestellt. Der Fragenkomplex der Subsidenzgeschichte am Bis- kaya-Rand ist natürlich aufs engste verknüpft mit den Pro- blemen der Geometrie des sich bildenden Biskaya-Ozeans und der Geodynamik der Iberischen Platte. Da diese Pro- bleme noch immer kontrovers diskutiert werden, ist es sinn- voll, vorab die eigene Position zu präzisieren. m” art ” m 3 Bomillas OReocin Cabuerniga Sattel Ke\ Bilbao oCanıego OVillasana de Mena = o Aguılar 8 de Campöo R OSedano 2 Burgos Murguiao TI YV VE © Nograro Fa I Sc —u Q-S oEreno‘ u k Guernicao ma 0, San 7 Q Ya Durango © voney® gen V,» Vi töria o Trevino A se a o "Logrono Ynk oMutiloa @ A» N 2 % OLanda x Re % wo, Atauri K en alcıar "zaraiz Sebastian Unsrjum o Zumarraga Tas, Oo Lacunza Alsasua O OEcharri-Aranaz 9 Eguino 9 0Salvatierra © Zudaire oMaestu teo ro Altnaval! ° Zufia Sta. Cruz deC RE Estella Abb. 4. Orientierungsskizze der benutzten Lokalitätsnamen. 2.GEODYNAMIK DER IBERISCHEN PLATTE WÄHREND KREIDE UND ALTTERTIÄR 2.1 BISHERIGE ARBEITEN Grundsätzlich ergeben sich zwei Möglichkeiten, die Paläo- lage der Iberischen Platte zu bestimmen und hieraus Anhalts- punkte für die Bildungsgeschichte des Biskaya-Ozeans zu gewinnen, nämlich über den ‚‚Continental Fit‘ oder über den Fit der Magnetanomalien. Beide Wege wurden eingeschlagen und führten zu unterschiedlichen Ergebnissen, die bis in die Gegenwart kontrovers erörtert werden. CarEy (1958), LePı- CHON et al. (1971), MONTADERT & Winnock (1971), CHouk- ROUNE et al. (1973), WırLıams (1975), CHOUKROUNE (1976), Rızs (1978) und FrıscH (1979) benutzten - als Exponenten des Continental Fit — unterschiedliche Isobathen-Linien für ihre Rekonstruktionen. Allerdings hält sich die Grenze kontinen- taler Kruste fast nie an bestimmte Isobathen und variiert au- ßerdem von Ozean zu Ozean. Auch lassen diese Modelle keine Lösungen für die komplizierte Entstehungsgeschichte der Pyrenäen erkennen, und schließlich haben Sedimenta- tionsgeschichte und Tektonik bei der Mehrzahl dieser Rekon- struktionen nicht ausreichend Berücksichtigung gefunden. Auf eine ausführliche Diskussion dieser Vorstellungen wird daher hier verzichtet. Demgegenüber wurden neue Vorstellungen von Krısror- FERSEN (1978) entwickelt und der Fit der Magnetanomalien zur Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte be- nutzt. Ein ähnliches Modell wurde 1979 von Sısuer & Ryan vorgelegt. Während diese beiden Modelle im Detail noch zahlreiche Unschärfen aufweisen -z. B. im Bereich der Pyre- näen -, stellen die jüngeren Modelle von BoıLLor (1981) und GrımAUD et al. (1982) eine wesentliche Weiterentwicklung dar, an die hier unmittelbar angeknüpft werden kann. Da al- lerdings die Position der Iberischen Platte zur Zeit der ‚,J- Anomalie“ (Sısuer & Ryan 1979) bei BoıLLor unberücksich- tigt blieb, wird auch auf diese älteren Auffassungen im fol- genden einzugehen sein. Schon hier ist allerdings anzumerken, daß ein wesentlicher Unschärfefaktor beim Magnetanomalien-Fit in der Möglich- keit liegt, in gewissen Grenzen Verschiebungen parallel zu den Magnetanomalien vorzunehmen. Dies ist der Grund für die Rekonstruktion verschiedener Paläolagen trotz Berück- sichtigung gleicher Magnetanomalien. 4000m u“ n Anomalie—)J a Anomalie-33 b Abb. 5. Drei signifikante Entwicklungsstadien des Biskaya-Oze- ans. 2.2 REKONSTRUKTION DER PALÄOLAGE DER IBERISCHEN PLATTE SiBUET & Ryan (1979) haben als älteste „„Magnetanomalie“ entlang der W-Küste der Iberischen Platte und der E-Küste Neufundlands die sogen. ‚‚J-Anomalie“ verwandt, für die ein Oberapt-Alter angenommen wurde. In KrısrOFFERSEN (1978), MONTADERT et al. (1979a, 1979b) und NayLor & SHANNON (1982) ist diese jedoch - im E von Flemish Cap und Orphan Knoll bzw. im W von Porcupine Ridge und Goban Spur - als Ozean/Kontinent-Grenze interpretiert. Dieser Auffassung wird hier gefolgt, da sie durch DSDP-Bohrungen und seismi- sche Profile hinreichend belegt ist (Abb. 5a). Außerdem wird die gleiche Interpretation auch auf die „„J-Anomalie‘“ vor Spanien und Neufundland übertragen. Damit aber fällt der Zeitpunkt der Trennung der Lithosphärenplatten in die lange Normalperiode der ‚‚„Mid-Cretaceous Magnetic Quiet Zone‘ (A-34, Unterapt-Obersanton, korrigiertes Alter n. KRuMSIER 1982), so daß zur Ermittlung des Spreading-Beginns zwi- schen Neufundland und Iberischer Halbinsel fazielle Krite- m Ws Anomalie-17 = (& m — a) Vermutete „Prä-Drift‘“ Position, ‚‚Anomalie-J‘“ = Randanoma- lie von kontinentaler zu ozeanischer Kruste b) Paläoposition zur Zeit von A-33 mitersten Kompressionsereignis- sen c) Subduktion und Kollision zur Zeit von A-17 (Verändert nach BO1LLOT [1981] und GRIMAUD et al. [1982]). NAP: Nord-Amerikanische Platte, EP: Europäische Platte, IP: Ibe- rische Platte, PB: Parentis-Becken, LP: Landes-Plateau, CVM: Cinco Villas-Massive (1: Rhune-Massiv, 2: Cinco Villas-Massiv, 3: Aldudes-Massiv), GB: Galicia-Bank, BO: Biskaya-Ozean, NAO: Nord-Atlantischer-Ozean, BG: Biskaya-Graben, BKB: Basko-kan- tabrisches Becken, LDB: Le Danoıs-Bank, ABH: Azoren-Bis- kaya-Hoch, PO: Pyrenäen-Ozean. ozeanische Kruste 2 ergänzte ozeanische Kruste 3 „ausgezogener“ Schelf der Iberischen Platte 4 palaeogeographische Ergänzung Parentis-Becken Landes-Plateau Basko-kantabrisches Becken 5 Subduktions- bzw. Kompressionszone 6 Magnetanomalien auf der Iberischen Platte Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen Platte 8 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen und Europäischen Platte rien herangezogen werden müssen. Es kann damit gerechnet werden, daß sich diese Trennung auch auf den Schelfen und ihren Liefergebieten tektono-faziell bemerkbar machte. Ein entsprechend deutlicher sedimentärer Umbruch ist auf den Grand Banks vor Neufundland etwa im Mittelapt erkennbar (NAyLor & SHANNoN 1982), womit sich also ein etwas jünge- res Alter für den Spreading-Beginn ergeben würde. Für die- sen Zeitpunkt (Abb. 5a) wird hier eine Paläolage der Iberi- schen Platte mit der Galicia-Bank im SW von Flemish Cap angenommen. Diese Lage weicht von der von SıguEr & Ryan (1979) postulierten weiter N’ Paläolage der Iberischen Platte ab, die den für die Pyrenäen erforderlichen Raum unberück- sichtigt läßt. Dies ist von Bedeutung, da die Kruste in den Py- renäen stark komprimiert ist. Die Position der Europäischen Platte relativ zur Amerika- nischen und Iberischen Platte wird durch die Charlie- Gibbs-Fault im N und die Kontinent/Ozean-Grenze (‚„Randanomalie“) vor der Goban Spur und Flemish Cap festgelegt. Die entstehende Lücke zwischen Europäischer Il “4 ND or a oa N © Mantel Nördlicher Kontinentalrand Holozäan Südlicher Kontinentalrand Maastricht- Obereozän d .S Obersanton PO - Maastricht N Oligozan = Moho Pyrenäen Holozan Abb. 6. Kontinentalrandtypen, Krustenstruktur und Subduktion. Kontinentalrand-Typen des Bis- kaya-Ozeans (a, b) Krustenstruktur im zentralen Pyrenäenbereich (c) Subduktions- und Kollisionsschema im Pyrenäenbereich (d) (a. verändert nach MONTADERT et al. [1979a] b. verändert nach BOILLOT et al. [1979] c. verändert nach DAIGNIERES et al. [1981]). NPS: Nord-Pyrenäen-Störung, NPÜ: Nord-Pyrenäen-Überschiebung, IP: Iberische Platte, EP: Europä- ische Platte, PY: Pyrenäen. PO: Pyrenäen-Ozean. 1 kontinentale Kruste 2 ozeanische Kruste 3 Sedimente 4 Akkretionskeil und Iberischer Platte kann im NW durch die Entzerrung des heute stark komprimierten Schelfs geschlossen werden. Für die endgültige Trennung der Lithosphärenplatten und die Produktion ozeanischer Kruste in der Biskaya gibt es ebenfalls keine direkten Hinweise durch Magnetanomalien. Auch sie fällt in die Quiet Zone der Anomalie 34. Ein Um- bruch der Sedimentation ist aber auch hier etwa im Mittelalb erkennbar. Im Bereich der Kippschollen und Halbgräben der Kontinentalränder kommt es zu einer raschen Zunahme der Subsidenz (s. u., Abb. 17) und zu erstem Diapirismus. Her- aushebung des Hinterlandes führt gleichzeitig zum Progra- dieren mächtiger Delta-Systeme und damit ebenfalls zur Be- endigung der Karbonatplattform-Entwicklung des Urgo-Apt (s. str.). In den französischen West- und Zentralpyrenäen wird „Wildflysch“ sedimentiert bei gleichzeitiger In- und Extrusion alkaliner Magmen. Aus diesen Beobachtungen wird hier der Spreading-Beginn des E’ Biskaya-Ozeans in den Zeitraum Mittel/Oberalb ge- legt. Eine ähnliche Datierung wurde bereits von Rızs (1978) vorgenommen, während MoNTADERT et al. (1979a, 1979b) für den W’ Teil des Biskaya-Ozeans zu einem Oberapt/Unter- alb-Alter gelangten. Demgegenüber besteht größere Über- einstimmung bei den bisherigen Versuchen, das Spreading- Ende im Biskaya-Ozean zu datieren. So besteht Überein- stimmung darüber, daß lediglich Anomalie-34 (reversed) in die Biskaya hineinreicht. Für sie wird ein untercampanes Al- ter angenommen (ALVvAREZ et al. 1978). Da allerdings zwi- schen den beiden Anomalien noch ein Streifen ozeanischer Kruste liegt, ist das Spreading-Ende mit post-A-34 (reversed) und prä-A-33 (reversed) zu parallelisieren. Dies ergibt etwa Unteres Obercampan. Dieses Alter stimmt wiederum mit den Sedimentationsverhältnissen am Südschelf gut überein. Hier herrschen seit dem Mittelcenoman pelagische Verhältnisse vor, die sich ab Mittelcampan grundlegend ändern. Auf dem Nordschelf setzt die Sedimentation nach längerer Unterbre- chung wieder ein. Lage der Iberischen Platte und Öffnung der Biskaya zum Zeitpunkt der Anomalie-33 sind aus Abb. 5b ablesbar. Mit zwei Kompressionsphasen schließt die Subsidenzge- schichte am Biskaya-Südrand weitgehend ab. Im Ober- campan einsetzende grobklastische Schüttungen auf dem Südschelf können auf die erste kompressive Phase zurückge- führt werden (BoıtLor et al. 1979, BoıLLoT 1981, GrIMAUD et al. 1982). Sie findet eine mögliche Entsprechung in einer weit- verbreiteten Diskordanz zwischen Santon und Campan und teilweisem Fehlen des Untercampan in den Pyrenäen (Rıca- TEAU & VırEmN 1973). Auch hier kommt es in der Folge zur Sedimentation grobsandiger Turbidite, zur Brekzienbildung und zu verstärktem Diapirismus. Als Ursache kann begin- nende Subduktion am Biskaya-Südrand und in den Pyrenäen angenommen werden. Der Zeitpunkt der folgenden Kollision und des Endes der Subduktion ist durch Magnetanomalien im Nordatlantik rela- tiv exakt datierbar. Im Azoren-Biskaya-Rücken wurden alle Anomalien bis zu A-18 von einer zweiten jüngeren kompres- siven Tektonik erfaßt (Grımaup et al. 1982). Dies entspricht 215 etwa Mittlerem Eozän und ist mit einem erneuten sedimentä- ren Umbruch in der Biskaya, den Pyrenäen und den jeweili- gen Randgebieten parallelisierbar. Abb. 5c gibt die Paläogeographie zur Zeit von A-17 in ent- sprechend korrigierter Form wieder. 2.3 PROBLEME DER SUBDUKTION Nach den von Boırıor et al. (1979) und Daicnierss et al. (1981) publizierten seismischen Profilen muß in den Pyrenäen und am Biskaya-Südrand ab Obercampan mit Subduktions- erscheinungen gerechnet werden. Für die Biskaya kann ein S-Einfallen der Subduktionsfläche ohne Schwierigkeit rekon- struiert werden (BoıLıoT etal. 1979; hier Abb. 6b). Daß sich die gleiche Einfallsrichtung der Subduktionsfläche in die Py- renäen hinein fortsetzt (GrımauD et al. 1982), ist allerdings nach den seismischen Profilen von Daicniergs et al. (1981) unwahrscheinlich. Die Krustendicke südlich der Nordpyrenäen-Störung (= Iberische Platte) ist mit 40-50 km Dicke erheblich mäch- tiger als die Kruste nördlich dieset Störung mit etwa 25-30 km Dicke (= Europäische Platte). Dieser Sprung in der Moho (Abb. 6c, 6d) ist auf obduzierte kontinentale Kru- ste bei einer Kontinent/Kontinent-Kollision zurückzufüh- ren. Die zugrundeliegende Subduktionsfläche kann dabei nur nach N eingefallen sein (vgl. Giese & REUTHER 1978: 584; hier Abb. 6d). Diese unterschiedliche Einfallsrichtung erklärt nun auch die riesigen Gleitdecken und den weiten Transport in den Südpyrenäen gegenüber relativ geringen Überschie- bungsweiten im Bereich der Nordpyrenäen. Aufgrund des unterschiedlichen Einfallens der Subduktionsflächen in Bis- kaya und Pyrenäen muß ein Sprung (‚,‚Flip“) der Einfallsrich- tungen ım Bereich des Cinco-Villas-Massivs (Abb. 5c) ange- nommen werden. Unterstützt wird diese Annahme durch an- omale Krustengeschwindigkeiten (6,4-6,7 gegenüber 6,2-6,3), ein deutliches Schwere-Hoch (Daıcnieres et al. 1981) und einen Sprung in der Moho der Cinco-Villas-Mi- kroplatte auf Werte von 25-30 km (gegenüber 40-50 km in den zentralen Pyrenäen). In Aufschlüssen äußert sich das Schwere-Hoch durch an Störungsflächen hochgepreßte Ul- trabasite (Lherzolite und Harzburgite), die oberem Mantel- material entsprechen. Ein ungefährer Wert für die Breite subduzierter ozea- nischer Kruste des Biskaya-Ozeans ergibt sich aus ihrer Asymmetrie. So ist der südlich des Rückens gelegene Teil um etwa 130 km kürzer als der nördliche Teil. Der anschließende Schelf der Iberischen Platte ist durch Kompression um etwa die Hälfte verkürzt, verglichen mit dem am Biskaya-Nord- rand (Abb. 6a) noch erhaltenen, durch Kippschollen ausge- dünnten Schelf. Daß diese Werte bei der Rekonstruktion der Paläo-Lage der Iberischen Platte zur Zeit der maximalen Ausdehnung des Biskaya-Ozeans zu berücksichtigen sind (Abb. 5), wurde bei den bisherigen Biskaya-Modellen nicht beachtet. 3. SEDIMENTATIONS- UND SUBSIDENZPHASEN Die kretazische Subsidenzgeschichte des Biskaya-Süd- schelfs spiegelt sich besonders deutlich in vier sedimentären Megasequenzen wider. Diese bieten sich damit für die Be- schreibung dieses Prozesses an. Aus der folgenden Zusam- menstellung ergibt sich die stratigraphische Reichweite dieser Sequenzen: 4. Megasequenz: Maastricht -— Eozän 3. Megasequenz: Coniac — Campan 2. Megasequenz: Mittelalb - Turon 1. Megasequenz: (Oxford-)Tithon — Unteralb. Dabei wird deutlich, daß die Sequenzen eine recht unter- schiedliche absolute Zeitdauer umfassen. Bei der Beschreibung der Megasequenzen muß eine Be- schränkung auf die Grundzüge der Lithologie und die signifi- kanten Faunen- und Florenelemente erfolgen. Die Mächtig- keitsangaben entsprechen Mittelwerten. Gleichzeitig wird versucht, die mikrofaziellen Grundtypen zur Darstellung zu bringen. Aus der Summe der vorliegenden faziellen und fau- nistisch/floristischen Daten wird schließlich versucht, das je- weilige Environment, insbesondere die Paläobathymetrie zu rekonstruieren. 3.1 MEGASEQUENZ 1, UNTERER TEIL = 1. DELTA-PHASE/,,WEALDEN“ (Abb. 7) Der untere Teil der Megasequenz 1, in dem es zur Bildung einer Wealden-ähnlichen Sedimentation kommt, hat sowohl große regionale Verbreitung als auch die längste stratigraphi- sche Reichweite. Diese umfaßt nicht nur Teile des höheren Jura, sondern fast die gesamte Unterkreide. Regional er- streckt sie sich über den Gesamtraum der Basko-kantabri- schen Ketten hinweg bis in die N’ Keltiberischen Ketten. Die Sedimentfolge wird aus drei, im N der Provinz Burgos sogar aus vier Einzelzyklen aufgebaut, die zunächst mit grobklasti- schen, meist fluviatilen Schüttungen beginnen, welche “Fin- ing upward” zeigen und schließlich in limnische, brackische und teilweise sogar flachmarine Karbonate übergehen. Das Auflager der Einzelzyklen ist stets diskordant, ihre überre- gionale Korrelation nicht immer gewährleistet. Einen wesentlichen Fortschritt in der Datierung und paläo- geographischen Interpretation dieser „„Wealden‘“-Megase- quenz brachte die Bearbeitung der Ostrakoden und Charo- phyten durch Brenner (1976). Die in der vorliegenden Unter- suchung herausgestellte „Wealden“-Entwicklung der südli- chen Provinz Santander wurde in der Folge von Rat (1962), Ramirez DEL Pozo (1969) und Brenner (1972) vor allem von Pujarte (1981) eingehender untersucht. Im Bereich des varis- zischen Las Caldas-Sattels oder Cabuerniga-Rückens (Abb. 4) streichen hier ‚‚Wealden‘“-Sedimente flächenhaft aus und erreichen Mächtigkeiten von etwa 2000 m. Sie lassen sich nach Pujare in drei Einzelzyklen gliedern, die dem Zeit- raum Tithon-Barreme entsprechen dürften. Diesem Komplex ist jedoch weiter im S, im Raume Sedano-Aguilar de Campoo (Prov. Burgos) ein weiterer „„Wealden“-Zyklus vorgeschal- tet, der hier marinem Callov auflagert und Oxford-Kimme- ridge-Alter besitzt (BRENNER & WIEDMANN 1975, Abb. 2). Auch er beginnt mit groben Konglomeratschüttungen, die in kreuzgeschichtete fluviatile Sande übergehen und schließlich von limnischen Kalken und Mergeln mit Ostrakoden überla- Kalk Riffkalk Riffschutt Kalkarenite Dolomit Konglomerat Sandstein Ton Mergel (mit Sideritknollen) klastische Turbidite Kalkturbidite Vulkanite < ii Pillow-Laven 00 00 Salze > > Requienide Rudisten Caprinide Rudisten Radioliten Korallen Ammoniten Gastropoden Schwämme Echiniden Inoceramen Ostrakoden Orbitolinen Orbitoide Großforaminiferen Miliolide Großforaminiferen Miliolide Foraminiferen Planktonische Foraminiferen o3S9N)H2) aa» #69 Calcisphaeren WEALDEN a. EHERNG SR zu Floatstone Oberbarreme c [e) = ii. F gi N E ® =’ Oo ® 177) Q 0) ® = Ostracoda-Mudstone Abb. 7. Repräsentatives „Wealden“-Profil aus dem Raum von Santander (Verändert nach PUJALTE 1981). 1: fluviatil 3: brackisch 5: flaches Subtidal 2: lakustrin 4: intertidal 6: tiefes Subtidal 218 gert werden. Diese basale ‚‚Aguilar de Campöo-Formation” (BRENNER & WIEDMANN 1975) gelangte in einem frühen, NW-SE-streichenden Grabensystem zur Ablagerung, das gleichzeitig in Richtung der maximalen „Wealden“-Mäch- tigkeiten in den Keltiberischen Ketten weist (nach TiscHER 1967 mehr als 6000 m). Im Bereich der südlichen Provinz Santander (Abb. 7) be- sitzt der 1. „‚Wealden“-Zyklus (‚‚Cabuerniga-Gruppe”, Pu- JaLtE 1981) bereits Tithon-Valangin-Alter (vgl. auch REıtner & Wıepmann 1982: 65). Er entspricht damit bereits dem 2. Zyklus des Raumes Sedano und läßt damit ein Progradie- ren der Delta-Systeme nach N, also in Richtung auf die ent- stehende Biskaya erkennen. Ebenfalls auf marinem Callov beginnt die Sedimentation der Cabuerniga-Gruppe zunächst mit einem alluvialen Zy- klus, der aus groben Geröllen, kreuzgeschichteten Sandstei- nen, Silten und Tonen aufgebaut ist. Die sedimentären Klein- zyklen dieser „‚Saja-Formation” (PujaLte 1981) lassen “Fin- ing upward”- und “Thinning upward”’-Sequenzen erkennen und weisen - ebenso wie „‚low Sinuosity“-Schrägschichtun- gen - auf das Rinnensystem eines Inselflusses hin. In Stillwas- serbereichen finden sich gehäuft Süßwasser-Ostrakoden (Darwinula) und Charophyten-Ooogonien. Als Alter dieser Folge kann Tithon vermutet werden. Die vorwiegend fluviatile Saja-Formation wird von einem 2. Zyklus (‚‚Cabuerniga-Formation“, PujJaLtE 1981) abge- löst, der mit einem brackischen Ostrakoden-Mudstone ein- setzt (Abb. 7.1). Diese Phase dürfte dem T'heriosynoecum fıt- toni-Event (vgl. BRENNER & WIEDMANN 1975) entsprechen, der eine Datierung als Berrias und Parallelisierungen bis in die Keltiberischen Ketten hinein ermöglicht. Ihm folgen die Kalkarenite der vollmarinen ‚‚Bryozoen-Schichten“, die ne- ben Bryozoen-Rudstones (Abb. 7.2) vor allem auch Algen- knollen-Kalke (Abb. 7.4) enthalten und damit neben stenoha- linen Organismen auch brachyhaline Formengruppen enthal- ten (u. a. Ostreen, Serpuliden, Iberinen). Diese marine In- gression ist mit dem Schuleridea-Event im Raume Sedano korrelierbar (BRENNER & WIEDMANN 1975, Abb. 2) und ın mariner Entwicklung bis in die Keltiberischen Ketten hinein nachweisbar (‚,Talveila Formation”, BRENNER & WIEDMANN 1975: 127). Dieser Event hat Valangin-Alter. Im “Wealden” von Santander folgt hierauf ein 2. vollstän- diger Zyklus (,‚Pas-Gruppe“ p. p., PuJaLte 1981), wiederum zunächst mit einer fluviatilen Sequenz (,‚Barcena-Forma- tion”). Hier dürfte allerdings ein Mäander-Flußsystem vor- gelegen haben, dessen Rinnensystem “high Sinuosity”’ zeigt. Es folgen wiederum limnische Serien mit reicher Gastropo- denführung (,,Viviparus-Schichten”) und mit Ostrako- den-Mudstones und Charophyten-Wackestones (Abb. 7.1u. 7.3). Der obere Teil dieser ‚‚Vega de Pas-Formation” (Pu- JALTE 1981) wird schließlich vom “Wealden Rouge” (Rat 1963: 455) gebildet, einer Fan-Fazies, deren Rotfärbung auf einen Übergang zu ariderem Klima hindeuten soll. Es domi- nieren tonig-siltige Sedimente des Wattbereichs neben fluvia- tilen Sanden und Sandsteinen mit “high Sinuosity”-Rinnen. Dieser Zyklus dürfte etwa Hauterive-Alter entsprechen. Die “Wealden”-Sedimentation wird abgeschlossen mit ei- nem unvollständigen 3. Zyklus (‚‚Rio Yera-Formation”’, Pu- JALTE 1981) mit fluviatilen Sanden und Sandsteinen, die wie- der die typischen “low Sinuosity”’-Rinnensysteme eines In- selflusses aufweisen. Diese Serie läßt keine Rotfärbung mehr erkennen. Sie wird überlagert von intertidalen und rezifalen Sedimenten der folgenden Urgon-Fazies und dürfte damit etwa Barreme entsprechen. Der hier behandelte tiefere Teil der Megasequenz 1, die sich # kontinuierlich in die folgende Urgon-Fazies fortsetzt, entspricht damit gleichzeitig der ‚‚1. Delta-Phase” der Subsi- denzgeschichte (WıEDmann 1982a, 1982b). Das Fehlen einer jurassischen Vorgeschichte und die progradierende Verlage- rung der einzelnen Delta-Systeme und damit auch Mächtig- keiten machen deutlich, daß für die Initialentwicklung des Biskaya-Kontinentalrandes “sedimentary Onload” (Dietz 1952, Bott 1980) nicht verantwortlich gemacht werden kann. Distensionstektonik und ein resultierendes Graben/Horst- bzw. Kippschollenrelief (z. B. Cabuerniga-Hoch) waren zweifellos vorgegeben und einzelne Horste auch bereits als Sedimentlieferanten erkennbar. Die charakteristische Zu- nahme terrigener Schüttungen wird durch resultierende Re- liefversteilung ausreichend erklärt. Damit kann Mantel-Do- ming im Sinne der ‚‚Thermal Hypothesis‘“ (Steer 1971) auch für die Bildung des Biskaya-Grabens angenommen werden. Inwieweit der mit dem Doming verbundene Streß von der konti- nentalen Kruste aufgenommen wird oder es zu einem + weitgespann- ten Plate-Tilting kommen kann, bedarf weiterer Überlegungen und Untersuchungen. Immerhin ist bemerkenswert, daß der ersten zu beobachtenden Aufwölbung und Grabenbildung im Südatlantik während des höchsten Jura marine Transgressionen sowohl am ost- afrikanischen Kontinentalrand als auch der Beginn des jungmesozoi- schen marinen Zyklus der Anden entspricht (WIEDMANN 1980b, 1982c). Entsprechendes ist an der Iberischen Platte zu beobachten, wo ebenfalls dem Riftstadium der Biskaya im N ein transgressives Peak der Entwicklung am prä/subbetischen Südrand entspricht (WIEDMANN 1965, ALLEMANN et al. 1975). Eine Komplikation der Biskaya-Entwicklung stellt aller- dings das Aulakogen-Stadium dar mit der Herausbildung des Parentis-Beckens im NE (Wınnock 1971) und der Anlage ei- nes weiteren Grabensystems im S des Landes-Hochs, dem basko-kantabrischen Becken. Bemerkenswert ist auch die überregionale Häufung disten- siver Tektonik im Grenzbereich Jura/Kreide, die damit an Srırres (1924) in anderem Sinne gebrauchte ‚„‚jungkimmeri- sche Phase“ erinnert. Sie findet sich nicht nur in weiter Ver- breitung an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & WıED- MANN 1982), sondern auch im zentralen Graben des Südatlan- tik (Wıepmann 1980b), ebenso wie auch im Mediterran (WIEDMANN et al. 1982c). Ihre Auswirkungen sind dabei recht unterschiedlicher Art: beginnende Graben-Entwicklung in Biskaya und Südatlantik, Beendigung der Karbonatplatt- form-Entwicklung am marokkanischen Schelf (WIEDMAnN et al. 1982c), beginnender Salzdiapirismus an den nordatlanti- schen Kontinentalrändern, aber auch in NW-Deutschland, Beendigung karbonatischer Beckensedimentation im Medi- terran und eventuell auch flachmarine Transgressionen und andesitischer Magmatismus in den Anden (WıEDMAann 1980b, Branpr etal. in Druckvorber.). Im Bereich des zentralen Bis- kaya-Rifts stellen sich mit dem Tithon bereits die ersten pela- gischen Becken-Sedimente ein (Calpionellen-Fazies, DurAND Deıca et al. 1973), am entstehenden Südschelf werden die teilweise beträchtlichen Subsidenzraten von der terrigenen Sedimentation + ausgeglichen. Diapirismus ist zu diesem Zeitpunkt im basko-kantabrischen Raum noch nicht erkenn- bar, an der Sedimentation im Schelfbereich daher auch nicht beteiligt. Es kann jedoch vermutet werden, daß die Salzbewe- gung mit den jungkimmerischen Bewegungen auch hier in Gang gesetzt wurde. Die Biota - insbesondere Mikrobiota — werden durch die für den Übergangsbereich kontinental/marin charakteristi- schen Organismengruppen ausgefüllt: Cyanophyceen, Cha- rophyten, Ostrakoden, Serpuliden, Mollusken, Bryozoen. Sie sind naturgemäß auf die Bereiche der Mud-, Silt- und Kar- bonat-Sedimentation beschränkt, finden sich hier aber teil- weise in überraschender Dichte, was die Bildung von Erdöl- muttergesteinen begünstigt hat (z. B. Ölfeld von Ayoluengo bei Sedano, Prov. Burgos). Einschneidende Zäsuren der or- ganischen Entwicklung sind weder an den Grenzen der Ein- zelzyklen, noch an der ‚‚Wealden‘“-Obergrenze erkennbar. 3.2 MEGASEQUENZ 1, OBERER TEIL = URGON-KARBONATPLATTFORM-PHASE (Abb. 8) Im oberen Teil der Megasequenz 1 wird die bisherige „Wealden“-Sedimentation von weitaushaltenden Karbonat- plattformen abgelöst. Diese karbonat-dominierte Urgon-Fa- zies ist jedoch auf den Nordteil der Basko-kantabrischen Ket- ten beschränkt, während im S und in den nördlichen Keltibe- rischen Ketten im entsprechenden Zeitraum (Apt-Unteralb) nicht sedimentiert wurde bzw. lokal geringmächtige Weal- den-ähnliche Sedimentation anhielt. Die Urgon-Phase gehört zu den bestuntersuchten des Basko-Kantabrikums (Rar 1959, RAMIREZ DEL Pozo 1971, PascaL 1976, 1982, GarcıaA MONDE- JAR 1979, Rat & PascAr 1979). Sie ist wiederum in drei Ein- zelzyklen gliederbar, die allerdings nicht überall vollständig entwickelt sind. Das 1. Urgonstadium entspricht etwa Unterem Apt (Be- doul). Hier hält der feinklastische Sedimentationscharakter als wichtiger ökologischer Faktor zunächst noch an. Dies hat zur Folge, daß sich im Bereich der entstehenden Plattformen zunächst nur Organismen ansıedeln können, die keine be- sonderen Ansprüche an ihr Environment stellen. Es sind dies in erster Linie dickschalige Rudisten (Monopleura, Toucasia: Abb. 8.3), die Stillwasser-Bioherme bilden. Hervorragend aufgeschlossen findet sich dieser Faziestyp in den. Steinbrü- chen bei Ereno (Guernica, Prov. Biskaya). Daneben finden sich insbesondere Großforaminiferen (Pal-, Praeorbitolina, Iragıa: Abb. 8a), aber auch agglutinierende Kleinforaminife- ren (Textulariiden, Ataxophragmiiden: Sabandia minuta, Li- tuoliden: Psendocyclammina), Dasycladaceen (Salpingopo- rella, Cylindroporella: Abb. 8.2) und Cyanophyceen mit ver- kalkenden Zellfäden (Cayeuxia: vgl. Abb. 7.4). Hermatype dendroide Korallen treten nur untergeordnet in Bankfazien an den Plattformrändern auf, meist vergesellschaftet mit Stromatoporen, krustosen Squamariaceen (Ethelia alba), Austern u. a. Ein solcher Plattformrand ist besonders gut am Westrand des Aitzgorri-Massivs entwickelt. Ein weiteres Charakteristikum des 1. Urgonstadiums ist seine Fazieskonstanz. Die unterschiedlichen Mikrofazies- Typen (Abb. 8) finden sich in weiter Verbreitung, wobei hoch-energetische Fazien (Grainstones, Rudstones) weitge- hend fehlen und Mikritfazien zusammen mit Bafflestones (Rudisten-Stillwasser-Bioherme) überwiegen. Neben den 219 dargestellten Faziestypen wären noch Milioliden-Wacke- und Packstones und Dasycladaceen-Mudstones zu nennen. Dieser Faziestyp hat seine größte regionale Verbreitung in den NW’ Basko-kantabrischen Ketten (Garcia MONDEJAR 1979). Die meist weitaushaltenden und zum Teil restriktiven Karbonatplattform-Lagunen gehen lateral in flachmarine Beckenfazies über, die zum Teil euxinischen Charakter be- sitzt. Hier handelt es sich um gebankte, stark tonige Mudsto- nes mit gelegentlicher Ammonitenführung (,,Parahoplites- Schichten“: Deshayesites) und Ostrakoden. Seine größte Ausdehnung und Mächtigkeit besitzt dieses erste Urgonsta- dium im Bereich der Biskaya-Synkline (Abb. 3), aus der Riff- karbonate nur als Ausnahme bekannt sind. Diese Ausnahme ist eine kleine Karbonatplattform bei Mutiloa im N des Aitz- gorri-Massivs. Aus Reflexionsseismik und unveröff. Bohrda- ten ergibt sich, daß es sich um eine Brachyantikline handelt, die im Kern Keupersalz enthält. Diese kleine Plattform liefert damit den frühesten Nachweis von Salzdiapırismus im bas- ko-kantabrischen Raum. Mit Ende des Unterapt kommt es zu verstärkter Dehnungs- tektonik, die zum Zerbrechen der Unterapt-Plattformen führt. Das Horst/Graben- und Kippschollen-Relief wird ver- stärkt, und es kommt erneut zu grobklastischen, zum Teil deltaischen Schüttungen (,‚Landa-Sandstein“) aus dem SW’ Meseta-Festland. Dies ist der Beginn des 2. Urgonstadiums, das Mittlerem Apt (Gargas) entsprechen dürfte und das zu- nächst zu einer Verschüttung küstennaher Plattformen führt, aber auch zu Verkarstung, Dolomitisation und Sulfidverer- zung (z. B. Reocin b. Santander) im Bereich der Kippschollen und Horste. Auf exponierten Horsten und Kippschollen kann es zur Bildung kleinerer Inselplattformen mit hermaty- pen Korallen-Framestones (Abb. 8.4) und zentralen La- gunen. Neben den bereits im Unterapt verbreiteten Vergesell- schaftungen und Fazien ist vor allem die Riffkern-Fazies cha- rakterisiert durch hermatype plattige Korallen: Microsolena u.a., krustose Corallinaceen: Archaeolithothamnium, Calci- spongien und Chaetetiden. Bei den Großforaminiferen ist das Einsetzen von Mesorbitolina auffallend, bei den Rudisten das caprinuloider Formen (Pobyconites). In den Zwischenriff-Be- reichen bleibt die ‚‚Parahoplites“-Fazies erhalten, allerdings nun mit ersten planktonischen Foraminiferen. Die Plattformen des 2. Urgonstadiums sind vor allem im NE der Basko-kantabrischen Ketten (Txindoki, Sierra de Aralar, Aitzgorri p. p.) verbreitet. Das nächstfolgende 3. Urgonstadium ist durch das Nach- lassen der grobklastischen Sedimentation bei gleichzeitig an- haltender tektonischer Aktivität gekennzeichnet. Dies führt zu einem Wiedereinsetzen der Plattform-Fazien im Küsten- bereich, während die Inselplattformen weiterhin persistieren. Die Organismen-Vergesellschaftung des Mittelapt bleibt ım wesentlichen erhalten. Allerdings entwickeln sich als neues Florenelement in größerem Umfang artikulate Rotalgen: Pa- raphyllum (,‚Vimport-Flora‘‘). Bei den Sandschalern kommt es zur Entwicklung komplizierter Lituoliden (Pseudochoffa- tella), bei den Orbitolinen überwiegen wieder einfachere Formen Sımplorbitolina). Leitformen liefern außerdem die jetzt häufigeren planktonischen Foraminiferen (Leupoldina, Globigerinelloides), die mit den weiterhin seltenen Ammoni- ten (Parahoplites) die in Becken persistierende Mergelfazies charakterisieren. Aus ihnen ergibt sich für dieses 3. Urgon- stadium ein Oberapt (Clansay)-Unteralb-Alter. URGON RR icrosolena-Framestone Rt | ® we) = P2 e) Toucosia-Bofflestone Fer N S 1) =! Oo 1) N Q 0) 1) P Dasycladaceo-Wackestone % Barreme Abb. 8. Synthetisches Profil der Urgon-Fazies des basko-kantabrischen Beckens l: Kontinental/fluviatil 3: flaches Subtidal 5: Slope 2: Delta/intertidal 4: tiefes Subtidal 6: Becken Das 3. Urgonstadium ist gleichfalls im Aralar-Massıv ver- breitet, außerdem im Riffkalk von Iciar (Prov. Biskaya) und im Kalk von Landa (Prov. Alava). Aus diesem kurzen Abriß der Entwicklung des höheren Teils der Megasequenz 1 wird die unterschiedliche Ge- schichte der Urgon-Plattformen des Biskaya-Schelfs gegen- über den oberjurassischen Karbonatplattformen an der Peri- pherie des Nordatlantik (Jansa & Wıepmann 1982) deutlich. Während sich hier über einen längeren und tektonisch inakti- ven Zeitraum hinweg ausgedehnte Plattformen entwickeln konnten, war die Entwicklung am Südrand der Biskaya ver- gleichsweise kurzfristig und von anhaltenden distensiven Be- wegungen und zunehmender Subsidenz begleitet. Diese Vor- gänge konnten sogar zu einem intermittierenden Zerbrechen der Urgon-Plattformen führen, so daß sich eine zusammen- hängende Schelfplattform nicht zu entwickeln vermochte. Im Gegenteil gelang es dem primären Graben/Horst- und Kipp- schollen-Relief immer wieder, sich in Form von Inselplatt- formen durchzupausen. Im Gegensatz zum ‚‚Wealden‘ ist die Urgon-Sedimenta- tion von einem Nachlassen terrigener Schüttungen bestimmt, wobei die Sedimentation - im N der Basko-kantabrischen Ketten - die weiterhin mäßige Subsidenz nicht mehr kompen- siert. Die nun voll-marine Entwicklung führt zur Dominanz stenohaliner Formen, insbesondere in den Riff- und Bek- ken-Fazien. Demgegenüber zeigen die Mikrobiota der lagu- nären Bereiche weiterhin starke Beziehungen zu den zuvor behandelten „‚Wealden“-Biotopen. Selbst die Rupturen der Plattform-Entwicklung führen nur zu einem vorübergehen- den Aussetzen riffbildender Organismengruppen. Nahezu alle Biotope setzen sich außerdem in den basalen Teil der fol- genden Megasequenz 2 hinein fort. Im Detail läßt sich eine interessante Evolution der faziellen Entwicklung der Karbonatkomplexe erkennen. Im Unterapt beginnt diese Entwicklung zunächst mit der Herausbildung eines „‚unreifen“ Plattformtyps, charakterisiert durch das Fehlen typischer Riffstrukturen mit hermatypen Gerüstbild- nern. Aus ihnen gehen im Oberapt und Unteralb echte Riff- komplexe hervor, die auf tektonisch exponierten küstenfer- nen Stellen als Inselplattformen, in Küstennähe als Barriere- Riffe entwickelt sein können. Eng verbunden mit dieser fa- ziellen, aber auch Biotop-Entwicklung ist die Evolution der Riffbildner bzw. anderer Flachwasser-Organismen. Insbe- sondere die fazies-sensitiven Algen und benthonischen Fo- raminiferen lassen deutliche Verschiebungen der Evolutions- geschwindigkeit in den unterschiedlichen Karbonatkom- plex-Typen erkennen. In den „‚unreifen‘“ Bedoule-Plattfor- men zeigen insbesondere die Dasycladaceen und Großfora- miniferen eine hohe Evolutionsgeschwindigkeit, während sie später in den reifen Riff-Karbonatkomplexen des Oberapt keine wesentliche Rolle mehr spielen. Hier setzen dagegen mit erhöhter Diversität die Rotalgen ein und erreichen ihr er- stes Maximum. Neben einer Vielzahl krustoser Formen tre- ten erstmals in größerem Umfang artikulate Formen auf (‚Flora Vimport”). Schließlich verdient Beachtung, daß Karbonatplattformen sich offenbar bevorzugt gegen Ende sedimentär-tektonischer Großzyklen (Megasequenzen) entwickeln. Dies trifft hier zunächst für das Ende der Megasequenz 1 zu, in geringerem Umfang aber auch in der höheren Oberkreide des basko-kan- tabrischen Kontinentalrandes, mit Ende der Megasequenz 2. 3.3 MEGASEQUENZ 2, UNTERER TEIL = 2. DELTA-PHASE (Abb. 9) Die Grenze Unteralb/Mittelalb fällt mit einem Maximum distensiver Tektonik (‚‚austrische‘‘ Bewegungen) zusammen, die zu einer verstärkten Ausdünnung kontinentaler Kruste an den Kontinentalrändern des Biskaya-Grabens und - im Zen- tralgraben — zu einer endgültigen Trennung der Lithosphä- renplatten geführt haben dürfte. Die Entwicklung der bereits bekannten Horst/Graben-Strukturen, Kippschollen und Halbgräben setzt sich zunächst verstärkt fort. Die tektoni- schen Bewegungen haben vielfach zu Diskordanzen geführt, die gleichzeitig einen scharfen sedimentären Wechsel markie- ren, den Übergang vom transgressiven höheren Teil der Me- gasequenz 1 zur stark regressiven Basis der Megasequenz 2 (Abb. 9). Die Sedimentation der Megasequenz 2 beginnt im Mittelalb der zentralen Basko-kantabrischen Ketten mit grob- bis fein- klastischen Deltaserien (‚‚Complexe greseux supra-urgoni- en“ Rar 1959) als unmittelbarer Folge der ‚‚austrischen“ Re- liefversteilung. Im äußersten S und den Keltiberischen Ketten gelangen gleichzeitig mächtige fluviatile Serien (,‚Utrillas- Schichten“) zur Ablagerung (Saerter 1960). Im Bereich der Biskaya-Synkline gehen die Deltaserien allmählich in Prodel- ta-Tone und vereinzelte Turbiditserien über. In der Deva- Synkline im äußersten N der Basko-kantabrischen Ketten werden gleichzeitig mächtige Turbidite (,„Flysch noir de Deva“) sedimentiert, die jedoch Transportrichtungen aus dem N erkennen lassen (?Landes-Block oder ein weiteres Ba- sement-Hoch). VoorT (1964) hatte die Existenz eines Bis- kaya-Massivs vermutet. In der Folgezeit haben sich vor allem FeuiLLEE (1967, 1971), Acuıtar Tomas (1971) und REıTnEr (1980, 1982) mit dem Supra-Urgon beschäftigt. Auch im Unteralb paust sich die Kippschollen-Morpholo- gie des Untergrundes in der allmählich manifest werdenden NW-SE-streichenden Becken- und Schwellengliederung des basko-kantabrischen Kontinentalrandes durch. Die Subsi- denz der Becken ist zum Teil beträchtlich; sie kann in Mittel- und Oberalb bis zu 4000 m erreichen (Abb. 17). Weitgehend halten sich dabei Subsidenz und Sedimentation die Waage. Auf den Schwellen erfolgt die Absenkung zunächst langsa- mer, teilweise (SE’ Aitzgorri-Massiv) muß sogar mit einem Auftauchen der Urgon-Plattformen und Verkarstung ge- rechnet werden. An den Kippschollen-Rändern finden sich zum Teil große Olistostrome von Urgonkalken verschiede- nen Alters in klastischem Mittelalb (z. B. mehrere 100 m große Blöcke am W-Rand des Aitzgorri-Hochs). Karbonatfazien finden sich im Mittelalb nur vereinzelt, so in den Randgebieten im E (Lacunza/Sierra de Aralar, RAMIREZ pEL Pozo 1971) oder in Form geringmächtiger Biostrome im W (Comillas, FEuıLLeE 1967, 1971). Der generelle transgressive Trend zum Oberalb ist bereits in den hangenden Partien des klastischen Supra-Urgon mit der Bildung von Orbitolinen-Wackestones (Abb. 9.1) er- kennbar. Insgesamt bleibt dieses 1. Stadium des Supra-Urgon jedoch durch das Vorherrschen terrigenen Inputs und siliko- klastischer Turbidite charakterisiert und entspricht damit der 2. Delta-Phase. ALBENIZ-EGUINO JR82 sed. Lit 112|3 5|6 zykıusiZei hologie | Eh i E52 une 7% " < I samg, a e x “ Ä % EM # =: ” 2 Br { : RR £ RRARARFREDT £ E ni 2 ® wi i ; er - = == E Plankti. Foram stone - : en Va ren; ER ” = = &: RS Er Be ; Rn. ac, nes vi gi 2 Floatston =EuJ= m “ Corallinacea-Bafflestone . NE Di ’ 4 | : a x SS a, er . ; ee Coprino-Floatstone NEBERSSHHRBRESERBERBESERSRFR PR Mikrofazies ® - Megasequenz 2 Mittelalb Oberalb | Conoman [3 ER "ai SER N Mes orbitolina- Wackestone Barreme Apt Unteralb Abb. 9. Profil des „Supra-Urgon“ der Albeniz-Eguino-Plattform im SE des Aitzgorri-Massivs (Prov. Alava). Ziffern 1-6 s. Abb. 8. Die einsetzende räumliche Differenzierung wird im fol- genden 2. Stadium des Supra-Urgon deutlich verstärkt. Das in Abb. 9 wiedergegebene Faziesdiagramm dieses Zeitraums trifft strenggenommen nur für den Bereich der Albenız-Egui- no-Plattform (REıTner 1980, 1982) zu. Sie liegt im SE des Aitzgorri-Sattels (Abb. 4) und dürfte der größte Riffkomplex des Oberalb sein (Mächtigkeit: 500 m, geschätzte Ausdeh- nung: mehrere 100 km?). Zu ähnlichen, ausgedehnten flach- marinen Karbonatfazien kam es während des Oberalb auf Kippschollen bzw. Diapirdächern. Die Organismenführung dieser Oberalb-Riffe und -Bio- strome weicht von der des Urgon nur geringfügig ab: die Di- versität der Rotalgen (Abb. 9.3) ist höher, die der Dasyclada- ceen wesentlich geringer. Als wichtiges neues Faunenelement treten in den Riffkern-Bereichen vermehrt Mg-Kalzit-Sklero- spongier hinzu. In den Lagunen werden Capriniden (Caprina choffati: Abb. 9.2) häufig. Auch hier hat sich infolgedessen kein qualitativer Wandel vollzogen; die Faunen und Floren der Urgon- und Supra-Urgon-Riffe sind kontinuierlich mit- einander verbunden. Um so schärfer ist der Wechsel, der sich im höheren Teil des Albeniz-Eguino-Riffs durch Floatstone-Sedimentation (Abb. 9.4) bemerkbar macht. Etwa an der Oberalb/Vra- con-Grenze deutet sich überregional ein deutlicher sedimen- tärer Umbruch an. Er ist charakterisiert durch eine konstant zunehmende Subsidenz bei gleichzeitig verstärkt einsetzen- der feinklastischer Sedimentation. Beides wirkt sich beson- ders auf den Hochschollen aus, wo die Sedimentation von Riffkarbonaten ein Ende findet. Die Sedimente der Inselplatt- formen zeigen retrograde Zyklen. Die lokal bereits im Vracon einsetzende Mergelsedimentation mit Cephalopoden und planktonischen Foraminiferen zeigt offen-marine Verhält- nisse an. Das beginnende Biskaya-Spreading (s. Abschnitt 2) zeigt nun erste Auswirkungen auch auf die Schelfe. ‚„‚Sedimentary Onload‘“ beginnt jetzt insofern eine Rolle zu spielen, als nun - in deutlichem Zusammenhang mit ‚‚austri- scher“ tektonischer Aktivität - Absenkung und Sedimentauf- last im Bereich der Schelfe zur verstärkten Mobilisierung der Keupersalze im Untergrund führen. Im höheren Alb ist das erste Maximum dieses einsetzenden Diapirismus erkennbar. Auch auf den Diapirdächern können sich im: Vracon noch- mals kleinere Riffplattformen bilden, die — bei einem Einbre- chen des zentralen Diapirbereichs - die Struktur von Atollen besitzen können. Die beim Aufbrechen der Diapire zu erwar- tenden Ton- und Salzaustritte beeinflussen die Organis- men-Diversität deutlich negativ. In den zentralen Lagunen werden häufig bioklastenfreie Mudstones (Loferite) sedimen- tiert; Rotfärbung der Sedimente ist verbreitet. Diese Diapir- Riffe stellen als Reliktvorkommen der Urgon-Fazies und ih- rer Organismen-Vergesellschaftungen letzte Vorkommen dieser Art im Bereich der basko-kantabrischen Tröge dar. Sie werden — oft von Hartgründen getrennt — ebenfalls von den pelagischen Sedimenten des Unteren Cenoman überwältigt. Sie dürften überwiegend ein Vracon-Alter haben. Ein gut un- tersuchtes Beispiel stellt das Caniego-Riff am N-Rand des Diapirs von Villasana de Mena dar (SCHRODER 1980, REITNER 1982; hier Abb. 14). Im Gegensatz zur erhöhten Faziesdiversität im Oberalb ist das Untercenoman von beginnender Faziesnivellierung ge- kennzeichnet. Weite Teile des basko-kantabrischen Schelfs 1557 m w werden nun von monotoner Ton- und Mergelsedimentation erfaßt, die insbesondere in den Becken große Mächtigkeiten erreicht. Teilweise knollige Sideritlagen sind vielfach einge- schaltet, untergeordnet auch karbonatische Turbidite. Ledig- lich im Bereich der Deva-Synkline hat die Sedimentation sili- koklastischer Turbidite durch das Alb hindurch angehalten. Offen-marine Bedingungen werden in der von nun ab rei- chen pelagischen Fauna deutlich; in den Mikrofaunen domi- nieren planktonische Foraminiferen (Abb. 9.5), in den Ma- krofaunen Cephalopoden und Inoceramen. Irreguläre Echi- niden sind gleichfalls weit verbreitet (RAaase 1965, 1966). Da- mit sind ideale Voraussetzungen für die biostratigraphische Korrelation gegeben (WıEDmann & Kaurrman 1978). Megasequenz 2 und insbesondere der hier behandelte tie- fere Teil sind durch ihren deutlich transgressiven Charakter gekennzeichnet, der der globalen Mittelkreide-Transgression (vgl. SLirer 1976) entspricht. Im Mittelalb kann sich eine 2. Delta-Phase entwickeln, in der die Absenkung noch durch die Sedimentation ausgeglichen wird. Der starke terrigene Input und die gleichzeitig zunehmende Subsidenz bedeuten das Ende der urgonen Riff- und Karbonatsedimentation, die nur noch lokal- auf Hochschollen bzw. Diapirdächern - günstige Bedingungen fand, um noch bis zur Cenoman-Basis zu persi- stieren. Im Oberalb, insbesondere ab Vracon (Abb. 9) setzt dann eine kontinuierliche Eintiefung des basko-kantabri- schen Schelfs ein, die bis ins Oberturon anhält und während der die Sedimentation nicht mehr mit der Absenkung Schritt hält (Abb. 17). Die pelagische karbonatdominierte Becken- sedimentation des Mittelcenoman (,‚Flysch ä boules“ d. franz. Autoren) stellt noch einmal einen letzten überregional verbreiteten Marker-Horizont dar (Abb. 9.5) und wird hier als Begrenzung zum folgenden höheren Abschnitt der Mega- sequenz 2 verwandt. Von diesem Zeitraum ab verläuft die Entwicklung der Einzelbecken so uneinheitlich, daß die Wei- terentwicklung dieser Becken getrennt abgehandelt werden muß. Festzuhalten bleibt, daß die beschriebenen Prozesse am basko-kantabrischen Schelf, u. zw. die ‚‚austrische‘“ Disten- sionstektonik ebenso wie das Einsetzen der Mittelkreide- Transgression verursacht werden durch einen verstärkten Spreading-Event im Bereich der mittelozeanischen Rücken, deren Bildung sich im höheren Alb auch in die Biskaya hinein verlagert hat und hier zu einer Trennung der Lithosphären- platten geführt haben dürfte (s. Abschnitt 2). Hervorzuheben ist ferner, daß erst die Verstärkung der Subsidenz ab Oberem Alb nun auch zu einer deutlichen faunistisch/floristischen Zä- sur geführt hat, insofern vor allem die Gerüstbildner der Ur- gon-Riffbiotope nachkommenlos erlöschen und in ihrer Mehrzahl vergleichbare Biotope der höheren Kreide nicht mehr zu besiedeln vermögen. Demgegenüber setzt während des Alb - ohne jeden Zweifel in Abhängigkeit von der weit- greifenden Mittelkreide-Transgression — eine extreme Plank- tonblüte (Foraminiferen, Calcisphären, Coccolithen) ein, die in einer erhöhten Densität dieser Organismengruppen zum Ausdruck kommt. 224 3.4 MEGASEQUENZEN 2 (OBERER TEIL) - 4 = MAXIMALTRANSGRESSION UND REGRESSIONS/KOMPRESSIONSPHASEN (Abb. 10-13) Für die weitergehende Diskussion scheint es sinnvoll, die Megasequenzen der Oberkreide und des Alttertiärs zusam- menfassend zu behandeln, dafür aber eine regionale Tren- nung vorzunehmen und die vier wesentlichen Sedimenta- tionsräume des Basko-Kantabrikums separat zu behandeln. Über diesen Bereich liegen zahlreiche Vorarbeiten vor, von denen hier nur eine Auswahl herausgegriffen werden kann: Rat 1959, 1982; Mangın 1960; WIEDMAnN 1960, 1962a, 1962b, 1980a, 1982a, 1982b; Herm 1965; FEUILLEE 1967, 1971; RaAMmiREzZ DEL Pozo 1971, 1973; Roprıco & Aıvarez 1972; Krurt et al. 1975; WIEDMANN & Kaurrman 1978; LAMOLDA et al. 1981; Prazıar 1981 u. a. 3.4.1 Becken von Vitoria (Abb. 10) Im Becken von Vitoria (Abb. 4), im zentralen Teil des bas- ko-kantabrischen Schelfs, werden große Mächtigkeiten vor allem der mittleren Oberkreide akkumuliert. Tieferer und höherer Teil der Oberkreide sind demgegenüber unvollstän- dig entwickelt (Abb. 10). 3.4.1.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression Beginnend mit der Fazies des „Flysch ä boules‘ (Abb. 9.5) setzt sich hier im Mittel- und Obercenoman die Sedimenta- tion pelagischer Mergel fort. Sie zeichnen sich durch reiche Foraminiferenführung aus, wobei die Planktonten mit bis zu 90% Rotaliporen deutlich dominieren. In die pelagische Grundsedimentation sind feinkörnige Kalkturbidite (Silt- und Tonfraktion) eingeschaltet mit Bankmächtigkeiten um 20 cm. Die Bänke zeigen eine kugelig-knollige Verwitterung („Flysch & boules“). Ihre Gradierung ist in basalen Siltlagen, Convolute Bedding und Laminationen (Tb-Td) erkennbar, die sich — ebenso wie massivere Bänke ohne Sedimentstruktu- ren (Ta) - gut in das Faziesmodell für feinkörnige Turbidite (Pırer 1978) einordnen lassen. Slumping-Strukturen, die zu- mindest die Hangrichtung angeben, lassen einen Transport von NW nach SE erkennen. Schwarzschieferhorizonte weı- sen auf Stagnationsphasen im Becken hin. Die Kalkturbidite enthalten nur selten organische Reste, sind aber meist so stark durchwühlt, daß die ursprünglichen Sedimentstrukturen oft nicht mehr erkennbar sind. Das Becken von Vitoria kann als Intraschelf-Becken gedeu- tet werden. Eine stärker randliche Position läßt das Cenoman im Raume Murguia erkennen, vermutlich bedingt durch eine erste Aufwölbung des Murguia-Diapirs (Abb. 3). Hier sind in die normale Mergelsedimentation Lagen mit Komponen- ten in Arenitfraktion eingeschaltet. An dieser sind insbeson- dere große agglutinierende Foraminiferen (Lituoliden), Pra- ealveolinen und Austern beteiligt, ebenso wie Extraklasten aus Plattformsanden. Beach-Rocks in diesen Extraklasten scheinen sogar Auftauchphasen im Herkunftsgebiet zu do- kumentieren. Im Turon des Beckens von Vitoria wird die Sedimentation der Kalkturbidite abgelöst von geringmächtigen pelagischen Kalken, die teilweise Globotruncanen-Packstones und -Wackestones (Dicarinella, Marginotruncana: Abb. 10.1) darstellen. Ein im Grenzbereich Unter/Mittelturon weit ver- breiteter Hardgrund (vgl. Wıepmann 1975, Taf. 1, Fig. 1) dürfte auf das Maximum der Transgression hinweisen. Das Oberturon, das weithin bereits wieder regressive Züge trägt, ist im Becken von Vitoria bisher nur ungenügend charakteri- siert. Das Turon ist überhaupt in zahlreichen Profilen sehr ge- ringmächtig (z. B. am Diapir von Murguia) und keilt nach N hin aus, während es nach W und S hin rasch mächtiger wird (z. B. Bohrung Castillo 5,5 km S’ Vitoria). 3.4.1.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres- sionsphase Diese Megasequenz umfaßt den Zeitraum Coniac, Santon und Campan. Sie wird von einem regressiven Halbzyklus ge- bildet, in dem es zu monotoner pelagischer Mergelsedimenta- tion kommt. In diese Hintergrundsedimentation sind im Co- niac grob- bis feinkörnige Kalkturbidite in weiter Verbrei- tung eingeschaltet (Abb. 10). Die hier nur geringe autoch- thone Sedimentation ist von den allochthonen Sedimenten nur mit Mühe unterscheidbar. Ein Channel-Ausgang istz. B. bei Guevara (20 km E’ Vitoria) gut aufgeschlossen. Hier be- trägt die Bankmächtigkeit maximal 40 cm und die Größe der Komponenten erreicht oftmehrere cm. Von Lage zu Lage va- riabel enthalten diese Kalkturbidite Reste von Austern, Echi- nodermen, Bryozoen, Algen, benthonische (Lituoliden, Mi- lioliden) und planktonische Foraminiferen, Ostrakoden, Gastropoden und eine reiche, sehr diverse Schwammfauna (überwiegend Lithistiden und Choristiden, seltener hexacti- nellide Formen). Die Abnahme der Korngröße von W nach E läßt erkennen, daß die Turbidite in der Beckenlängstachse eingeregelt sind. Slumping-Strukturen, intraformationelle Diskordanzen, synsedimentäre Abschiebungen und Überschiebungen wei- sen auf einen von N nach $ geneigten Hang hin und damit auf eine Herkunft des Materials von einer Karbonatplattform im Bereich des Aitzgorri-Hochs. Diese Schüttungsrichtung wird durch Flutecasts und Dunes gestützt. Vereinzelt treten rote idiomorphe Quarze und rote Tonfetzen auf, die möglicher- weise auf durchbrechende Triasdiapire hinweisen. Im Santon setzt die Sedimentation von Kalkturbiditen aus, die pelagische Entwicklung (mit Planktonanteilen in der Fo- raminiferenfauna von etwa 60%) dominiert. Irreguläre Echi- niden sind eine häufige Faunenkomponente dieses Fazies- raumes; sie werden ab Obersanton wieder häufiger. Im Mittelcampan schalten sich lokal bis zu 30 m mächtige Kalkarenite und Kalkrudite ein. Bei diesen handelt es sich um Debris Flows und Turbidite von ebenfalls lokalen Flachwas- ser-Biohermen. Sie enthalten häufig rote idiomorphe Quarze, Quarzgerölle und rote Tone, die erneut auf einen Zusam- menhang zwischen diesen Biohermen und Diapirdächern hinweisen. Nach den Biogen-Komponenten handelt es sich dabei meist um Austernbioherme. Andere Schüttungen ent- halten Rotalgen, Milioliden, agglutinierende (Lituoliden, Rheophaciden) und orbitoide Großforaminiferen und Schwämme (Hexactinelliden, Sklerospongier, aber hier keine Lithistiden). Extraklasten von Beach-Rocks sind ebenfalls verbreitet. Die mergelige Hintergrundsedimentation enthält noch immer Anteile von 25% Planktonten an der Gesamt-Fo- VITORIA Te eg Ps = zp R* ; a s 4 A Numm.- Awvaale Be Tone Abb. 10. Oberkreide/Alttertiär-Profil des Vitoria-Beckens, zentraler Bereich des basko-kantabrischen Raumes. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. Tertiar I 1 I l IM a. Obercampan Untercampan Santon N ill HN Megasequenz 3 \ 4 N! hl: Il Ill) Hahn 1 ll ‘ PI En nifereng Ware 226 raminiferenfauna. Dies würde auf Ablagerung im tiefen Sub- tidal hindeuten. Der regressive Trend der Megasequenz 3 hält im Oberen Campan an, das in Form fluviatiler Sande in weiter Verbrei- tung vorgelegen haben dürfte. Leider ist es im Westen des Beckens von Vitoria nur in Form einzelner Erosionsrelikte erhalten geblieben (Abb. 10). Ein derartiges Erosionsrelikt stellt das teilweise erhaltene Diapirdach des Murguia-Diapirs dar. Allerdings handelt es sich hier wiederum um eine Sonder- fazies, eine relativ ausgedehnte Karbonatplattform. Der Riff- schutt enthält an organischen Resten vor allem Algen, orbi- toide Großforaminiferen, Schwämme, Korallen und Rudi- sten (Abb. 10.2). Dieser ‚„‚Oro-Kalk“ (v. STACKELBERG 1967) zeigt regressiven Charakter und wird von einem im höchsten Campan progradierenden Delta zugeschüttet. Diese Delta- Schüttungen des Oberen Campan sind zwar überwiegend marin, im hangenden Teil der Serie treten jedoch auch fluvia- tile Rinnen, Paläoböden und limnische Ablagerungen auf. Orbitoide Großforaminiferen und Austernbioherme besie- delten die marınen Bereiche des Deltas (Abb. 10.3). Der re- gressive Trend der Megasequenz 3 ist damit deutlich gewor- den. Er führt im Vergleich zur einheitlichen Fazies-Entwick- lung im transgressiven Cenoman und Turon erneut zu erhöh- ter Fazies-Diversität. Diese wird noch erhöht durch auch ım Becken von Vitoria spürbare Diapirbewegungen, die eine Ursache von „‚subherzynischen‘“ Diskordanzen im höheren Teil der Megasequenz darstellen. Diese Diskordanzen sind aber außerdem ein Ausdruck 1. kompressiver Bewegungen, die mit dem gleichzeitigen Ausklingen des Spreading in der Biskaya — bei Fortsetzung ım Atlantik - im Zusammenhang stehen. Nachlassen der Subsidenz führt schließlich im Ober- campan zur Anlage einer 3. Delta-Phase, die das Maximum der Regression und gleichzeitig das Ende dieser Megasequenz markiert. 3.4.1.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- sionsphase Die Basis der vorliegenden Megasequenz ist im Becken von Vitoria von einer deutlichen sedimentären Ruptur gekenn- zeichnet. Das Maastricht (Abb. 10) ist transgressiv entwickelt und überwiegend marin. Vereinzelte Lagen mit Gipsknollen lassen Verlandungstendenzen vermuten. Im Maastricht überwiegt die Sedimentation dolomitischer Mergel und Kal- ke. Die Kreide/Tertiärgrenze liegt in einer sandig-dolomi- tisch-mergeligen Folge. Die Fazies-Vielfalt nimmt weiterhin zu, insbesondere ım Paläozän kommt es zu extremen lokalen Faziesvarianten: Algenkalke, Bryozoenkalke, Lagunenkalke mit Cyanophyceen-Onkoiden u. a. Diese Kalke sind weithin dolomitisiert (,,Dan-Dolomite“). Eozän folgt teilweise dis- kordant und stellt einen letzten transgressiven Puls von relativ weiter geographischer Verbreitung dar. Es ist weithin einheit- lich als Nummuliten-Alveolinen-Kalk (Abb. 10.4) ausgebil- det. Das Ende der Megasequenz 4 ist im Becken von Vitoria nicht erkennbar, da die folgenden Konglomerate des Oligo- zän diskordant übergreifen (Abb. 10). Diese könnten als Me- gasequenz 5 bezeichnet werden, werden aber hier nicht be- rücksichtigt, da sie den postorogenen Sedimentationszyklus einleiten. Zusammenfassend kann festgehalten werden, daß das Bek- ken von Vitoria ein Intraschelf-Becken darstellte, in dem es zu mächtiger, aber recht monotoner Sedimentation von Forami- niferen-Wackestones (Abb. 10.1) gekommen ist. Sedimenta- tion von Kalkturbiditen spielt eine nur untergeordnete Rolle. Maxima tektonischer Aktivität liegen im Turon, im Grenzbe- reich Campan/Maastricht und an der Eozän/Oligozän-Gren- ze. Sie bedingen die Lückenhaftigkeit des Gesamtprofils (Abb. 10) an diesen Stellen, sind aber vor allem mit intensi- vem Diapirismus während der Oberkreide verknüpft, der eine größere Zahl von Sonderfazien im Bereich des Vitoria- Beckens verursacht hat. Die kompressive Tektonik der Oberkreide wird mit beginnender Subduktion am südkanta- brischen Kontinentalrand in Verbindung gebracht. Die tek- tonische Aktivität gipfelt in pyrenäischen Bewegungen an der Eozän/Oligozän-Grenze, die zur endgültigen Heraushebung und Auffaltung des basko-kantabrischen Schelfbeckens ge- führt haben. Der transgressiven Megasequenz 2 stehen die regressiven Sequenzen 3 und 4 gegenüber. Dieser regressive Trend be- dingt gleichzeitig eine Zunahme der Faziesdiversität im Grenzbereich Kreide/Tertiär, parallel auch von einem An- stieg der Faunen- und Florendiversität begleitet. Episodisch auftretende Karbonatplattformen enthalten entweder Milio- liden-Vergesellschaftungen oder solche aus Großforaminife- ren, Algen, Korallen und mitunter auch Austern. Sie unter- scheiden sich damit qualitativ deutlich von den Rudisten-Or- bitolinen-Assoziationen der Urgon-Plattformen (s. Abschn. 3.2). Die Mittelkreide-Transgression der höheren Megase- quenz 2 hat sich für diese Assoziationen letal ausgewirkt: Orbitolinen, Praealveolinen und zahlreiche Urgon-Rudisten sind der Pelagisierung nicht nur des basko-kantabrischen Schelfs, sondern weiter Schelfbereiche überhaupt zum Opfer gefallen. Demgegenüber konnten sich mit dem Transgres- sions-Event die planktonischen Foraminiferen, Ammoniten, Inoceramen und irregulären Seeigel bevorzugt entwickeln und sind im vorliegenden Sedimentationsraum entsprechend dokumentiert. 3.4.2 Biskaya-Synklinorium (Abb. 11) Lage und Verlauf des Biskaya-Synklinoriums sind aus Abb. 2-4 zu entnehmen. Das Kreide/Alttertiärprofil und seine Deutung sind in Abb. 11 enthalten. 3.4.2.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression Auch ım Biskaya-Synklinorium nimmt der transgressive Charakter innerhalb dieser Megasequenz kontinuierlich zu. Die stärker sandige Hintergrundsedimentation des höheren Alb geht mit dem Cenoman in eine mergelige Grundsedimen- tation über, die + unverändert bis ins Alttertiär andauert (Abb. 11). Mit der Zunahme feinkörnigerer Sedimente wer- den ab Untercenoman ebenfalls feinkörnige Turbidite (Abb. 11.2) sedimentiert. Ab ?Mittel/Obercenoman, viel- leicht bereits früher, kommt es zur Intrusion und Extrusion von Alkalimagmatiten. Die Intrusiva stecken teilweise als La- gergänge oder größere Intrusivkörper im Alb und/oder Ce- noman (z. B. bei Zumarraga). OSTL. BISKAYA-SYNKL. Mikrofazies m. i y { Ex Tertiar Ma. Nu l it Obercampan = E : L- T Be‘ 2 ” “ - in . 4 - ar. 5 5 > Sr PR) Wackest. mit großen Extrakl. RTEERRRIREREES EST EEE WE OOOOOOIOIITIOOIC NS ses ET &FEIIITIIFIEN ee) ee Cenoman Turon aA AA TATANATAYATATAUATZ -Floatstone Abb. 11. Oberkreide/Alttertiär-Profil der Biskaya-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. Orbitolina 728 Let Bei Aguineta (lO km N’ Zumarraga, Prov. Guipüzcoa) schalten sich im Cenoman zudem grobkörnige Kalkarenite und Kalkrudite ein. Sie enthalten u. a. Rotalgen, agglutinie- rende Großforaminiferen (Lituoliden, Orbitolinen: Abb. 11.1), andere benthonische und planktonische Forami- niferen, Austern- und Echinodermenschill. Die Herkunft dieser Kalkturbidite ist in Seamounts oder nahe gelegenen tektonischen Hochs zu suchen (z. B. im Bereich des Aitzgor- rı-Hochs). Im Turon dürfte das Maximum vulkanischer Tätigkeit an- zusiedeln sein mit der Extrusion von mehreren 100 m von Pil- low-Laven, vulkanischen Aschen und Auswurfmaterial, die vielfach wiederum von Gängen durchschlagen sind (Abb. 11). Vermutlich haben einzelne Vulkane die Wasser- oberfläche erreicht und Inseln gebildet. Dies hat lokal zur Bildung vulkano-detritischer Turbidite geführt. Die mergelige Grundsedimentation enthält praktisch nur Calcisphären und planktonische Foraminiferen (Abb. 11.4). Radiolarienführung scheint auf feinkörnige Kalkturbidite be- schränkt zu seın (Abb. 11.2). Gegen Ende des Turon sind die Maxima der Planktonführung und der mittelkretazischen Transgression erreicht. An dieser Stelle wird die Grenze zwi- schen Megasequenz 2 und 3 gezogen. 3.4.2.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres- sionsphase Die mergelige Grundsedimentation setzt sich in Coniac und Santon hinein fort. Ab Campan werden im E-Teil des Biskaya-Synklinoriums mächtige Kalkturbidite und De- bris-Flows (Abb. 11.3) geschüttet. Sie enthalten orbitoide Großforaminiferen, Austern- und Rudistenschill. Im W-Teil des Synklinoriums baut sich u. a., im S von Guernica, ein kla- stischer Turbiditfan vor. Die grobkörnigen Turbidite werden bei gleichzeitiger Abnahme der Korngröße in die Becken- längsachse von NW nach SE eingeregelt. Die Turbidit-Sedi- mentation geht konform mit dem Maximum der Delta-Pro- gradation ım Becken von Vitoria und kennzeichnet wie dieses das Ende dieser Megasequenz. 3.4.2.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- sionsphase Mit Beginn dieser Megasequenz kommt es zur Sedimenta- tion von Mergeln und Mergelkalken des Maastricht, die von roten Paläozän-Kalken überlagert werden. Im Oberen Paläo- zän und bis ins Mitteleozän werden in die mergelige Grund- sedimentation verstärkt proximale klastische Turbidite einge- lagert (Mır etal. 1971). Damit dürfte hier das Ende der regres- siven Megasequenz 4 erreicht sein. Mergel und Paläozän-Kalke sind durch hohe Planktonfüh- rung (Abb. 11.4) ausgezeichnet. Ammoniten und Inocera- men stellen das vorherrschende Megafaunen-Element im kre- tazischen Teil des Biskaya-Profils dar. Belemniten fehlen die- ser Folge dagegen völlig. Auch das Biskaya-Synklinorium dürfte aus einem Intraschelf-Becken hervorgegangen sein. 3.4.3 Deva-Synkline (Abb. 12) Die Deva-Synkline stellt die nördlichste der etwa NW-SE- streichenden Synklinen dar (Abb. 1-4), von der allerdings nur der Südteil im Küstenbereich der Provinzen Guipüzcoa und Vizcaya onshore erhalten ist. Abb. 12 zeigt die hier inter- essierende Profilfolge. 3.4.3.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression Schon im Alb, also im tieferen Teil der Megasequenz 2, weicht die Sedimentation in der Deva-Synkline deutlich von der Sedimentation der südlichen Becken ab (vgl. Abschn. 3.4.1). Sie besteht hier aus mehrere 100 m mächti- gen Prodelta-Tonen und -Silten, in die sandige Prodelta-Tur- bidite eingeschaltet sind. Gelegentlich treten mächtige Rutschhorizonte hinzu, die einige IOer m mächtig sind und mehrere 100 m Längsausdehnung besitzen (z.B. Raum Deva). Bei Ondarroa schalten sich im Küstenbereich Kon- glomerate und Brekzien des Oberalb ein (VoorT 1964), die als Innerfan-Bereich betrachtet werden können. Die Größe der Komponenten schwankt zwischen wenigen cm und mehreren m. Slumping-Strukturen und Debris-Flows sind häufig. Die Komponenten bestehen aus Quarziten, Kristallin-Material, Lyditen, Sandsteinen, Tongallen (Abb. 12.1). In einzelnen Lagen sind karbonatische Fossilien (z. B. Korallen, Sklerospongier, Orbitolinen u. a.) direkt in die Matrix eingelagert. Die Schüttungsrichtung dieser Kon- glomerate weist von N nach $. Als Liefergebiet bieten sich zwei Möglichkeiten an: (1) Herkunft von einem Basement- Hoch (vgl. Le Danois-Bank vor Asturien, Abb. 6b), das in den heute verschuppten Schelf, vor der nordspanischen Küste einbezogen wurde, oder (2) Herkunft vom Landes-Block im NE (Abb. 5a). Im Turon folgen planktonreiche pelagische Kalke (Aichur- rı-Kalk, Herm 1965). Das Maximum der Transgression fällt mit einem Minimum des silikoklastischen Einflusses zusam- men und damit auch mit dem Ende dieser Megasequenz. und Karbonaten 3.4.3.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres- sionsphase In die überlagernden Mergel des Coniac und Santon schal- ten sich zunächst vereinzelt, dann verstärkt Turbidite (Abb. 12.2) ein. Seine maximale Entwicklung und das Maxi- mum silikoklastischen Einflusses erreicht dieser ,„Oberkrei- de-Flysch“ im Oberen Campan. Die Schüttungen sind NE-SW orientiert (D. RıcHTer 1964, Krurr et al. 1975). 3.4.3.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- sionsphase Das Maastricht ist wiederum in Form pelagischer Kalke und Mergel entwickelt, in die sich nur im Obermaastricht vereinzelte sandige Turbidite einschalten. Unteres Paläozän liegt in der Fazies roter pelagischer Kalke vor, wobei die Rot- färbung nach Hanısch (1978) von Diapir-Aufbrüchen stammt. Es wird im höheren Paläozän und Eozän von mäch- tigen Turbiditen des ‚,Tertiär-Flyschs“ abgelöst. Damit endet hier die Megasequenz 4, jüngere Sedimente sind nicht be- kannt (Kruıt et al. 1975, van VLIET 1978). DEVA Mikrofazies Lithologie enaone TREBPIPERT- Tertiar Maastr. Coniac Santon Abb. 12. Mittelkreide/Alttertiär-Profil der Deva-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 230 Auffallend ist die sehr hohe Planktonführung der Maas- tricht/Paläozän-Mergel und -Kalke (Abb. 12.3, 12.4) und eine relative Häufigkeit pelagischer Megafossilien im Maas- tricht (Inoceramen, Ammoniten). Der kritische Faunen/Flo- renschnitt an der Kreide/Tertiärgrenze ist im Profil von Zu- maya (Prov. Guipüzcoa) bestens zugänglich und mehrfach untersucht (Herm 1965, WIEDMANN 1969). Planktonische Fo- raminiferen und Ammoniten zeigen in den letzten Profilme- tern des Maastricht deutliche Anzeichen von ökologischem Streß (Zwergwuchs, aberrantes Wachstum), für den es jedoch in der kontinuierlichen Beckenfazies im Grenzbereich Krei- de/Tertiär keinerlei Hinweise gibt. Vor allem aber weicht die Deva-Synkline in ihrer Sedimen- tations- und Subsidenzgeschichte deutlich von den südlich anschließenden Becken ab. Offen-marine Becken-Sedimenta- tion blieb hier praktisch während der gesamten Oberkreide und des Alttertiärs konstant erhalten (Abb. 12). Erst die allen Bereichen gemeinsame post-eozäne pyrenäische Orogenese hat dann auch hier das plötzliche Ende der marinen Sedimen- tation herbeigeführt und auch dieses Becken über die Küsten- linie angehoben. Die recht unterschiedliche Subsidenzgeschichte von Vito- ria-Becken, Biskaya-Synklinorium und Deva-Synkline, die in sehr unterschiedlichen Fazien zum Ausdruck kommt, deu- tet auf eine Trennung dieser Becken zumindest ab Alb durch Schwellenbereiche (Basement-Hochs) hin. Dies wird durch unterschiedliche Richtungen des Sedimenttransports bestä- tigt. Wie bereits zuvor erwähnt, haben sich die Schwellen als Basement-Hochs schon in einem frühen Stadium der Gra- benbildung etwa an der Jura/Kreidegrenze gebildet. Das Kippschollen- und Horst/Graben-Relief des originären Gra- ben- und späteren Kontinentalrandes hat damit die Sedimen- tationsgeschichte dieses Randes bis hin zur Orogenese maß- geblich mitbestimmt. 3.4.4 Becken von Altnavarra (Abb. 13) Eine Sonderstellung nimmt das Becken von „‚Altnavarra“ (WIEDMANN 1962a, 1962b, 1980a) oder Estella (Abb. 13) in seiner marinen Kreide-Entwicklung ein. Obwohl auch die verstärkte Subsidenz dieses Beckens mit Kippschollen-Tek- tonik (Reıtner 1982) und damit der Öffnung des Bis- kaya-Ozeans in Verbindung gebracht werden kann, spielt der Diapirismus bei der Entwicklung dieses Beckens eine beson- ders große Rolle. Die marine Entwicklung beginnt hier im Mittelalb, also mit Megasequenz 2, und ist in ihrem Fortgang insbesondere von den Diapiren Maestu im W und Estella im E beeinflußt (Abb. 2, 3). Der Estella-Diapir wurde im Detail von Prrus (1967) un- tersucht, Beiträge zur Stratigraphie von Estella-Kreide und -Alttertiär lieferten ManGın (1960), WIEDMANN (1960, 1962a, 1980a), RaMmıREz DEL Pozo (1971), WIEDMANN & KAUFFMAN (1978), LAMoLDA et al. (1981). 3.4.4.1 Megasequenz 2 = Maximaltransgression Die marine Sedimentation setzt im höheren Mittelalb mit einer 700 m mächtigen Folge von Sandsteinen, Siltsteinen und Kalkareniten ein. Eine parrezifale Fauna mit Mesorbitolinen (M. texana: Abb. 13.1), solitären Korallen, Austern, regulä- ren und irregulären Echiniden und Krebsresten deutet auf eine proximale Delta- und Prodelta-Fazies hin. Eine herma- type Riffauna konnte sich wegen des starken terrigenen Ein- flusses nicht entwickeln. Im tieferen Oberalb (mit Hysteroceras orbignyı) wird diese Fazies von Prodelta-Tonen und -Silten mit eingeschalteten Sideritknollen abgelöst. Diese Sedimentation hält bis ins Un- tercenoman (mit Mantelliceras hyatti) an und erreicht eine Mächtigkeit von 1100 m. Erst im Mittelcenoman erfolgt dann eine rasche Abnahme des klastischen Anteils. Tonige Mergel bilden eine Calcisphä- ren-Spiculae-Wackestone-Fazies, die eine diverse pelagische Fauna enthält, insbesondere planktonische Foraminiferen (Rotalipora cushmani), Ammoniten (Enomphaloceras iner- me) und Inoceramen. Das Obercenoman ist in Form karbo- natdominierter Kalk/Silt-Turbidite (Ta, Tab, sensu Piper 1978) als „„Flysch ä boules“ entwickelt. Die weiterhin zu- nehmende Subsidenz wird im hohen Planktonanteil der Mi- krofauna deutlich (Rotalipora cushmani, Whiteinella archaeocretacea). Ammoniten (Metoicoceras geslinianum, Calycoceras cf. pancinodatum) dominieren weiterhin in der Megafauna. Die Gesamtmächtigkeit des Cenoman erreicht 1000 m. Die gleiche Litho- und Biofazies setzt sich ins Unterturon hinein fort (Vascoceras sp., Jeanrogericeras binicostatum, Schindewolfites gannzai, Mytiloides opalensis, M. mytiloides, Whiteinella archaeocretacea). Demgegenüber entwickeln sich die dunklen, tonigen Mergel des Mittel/Oberturons durch allmähliche Abnahme der Kalkbänke als Calcisphären-Pack- stone-Fazies (Abb. 13.2). Die maximale Entwicklung pelagi- scher Faunen (Calcisphären, planktonische Foraminiferen: Praeglobotruncana helvetiva, Marginotruncana schneegansı, Ammoniten: Fagesia, Neoptychites, Psendaspidoceras arma- tum, Romaniceras inerme und Inoceramen: Mytiloides sub- hercynicus, M. hercynicus) deuten auf maximale Transgres- sion und Wassertiefe im Oberturon hin (WIEDMAnN 1960, 1964, 1980a). Die Gesamtmächtigkeit des Turon beträgt etwa 200 m. Von Interesse ist, daß im höheren Turon gleichzeitig auch eine deutliche Verschiebung im Spektrum der benthonischen Foraminiferen erkennbar ist: Während bisher die Kalkschaler dominierten, überwiegen nun Sandschaler bei gleichzeitiger Änderung des Artenspektrums. Dieses ist auf primitive Ver- treter der Trochaminiden, Textulariiden und Ataxophrag- miiden beschränkt. Kalkschaliges Benthos und Planktonten können außerdem Anlösungserscheinungen zeigen, d.h. Absenkung bis an oder sogar unter CCD kann angenommen werden. Für eine starke Zunahme der Subsidenz im höheren Teil der Megasequenz 2 des Beckens von Altnavarra sprechen außer- dem folgende Trends der organischen Entwicklung: (1) Ablö- sung der ungekielten Formen bei den planktonischen Fora- miniferen zunächst durch einkielige, später durch doppelkie- lige Formen mit hohem Gehäusequerschnitt (HART & BAILEY 1979); (2) Vormacht „‚borealer‘ Gattungen gegenüber medi- terranen Formengruppen bei den Ammoniten (WIEDMANN 1975, 1976, 1980a) und (3) Häufigkeit der gleichfalls als ‚‚bo- real“ geltenden Inoceramen gegenüber Austern. Gleichwohl fehlen aber auch hier die Belemniten völlig. ESTELLA Mikrofazies Br ORBITOIDEN — dd 53 > a > \ u; SPICULAE — PACKSTONE en kleL:- SIE Fr c Ola n| s co ® >) oO ® 2) & 0) ® e CALCISPHAEREN — PACKSTONE I. 5a ni Nez LINA— WACKESTONE Megasequenz 2 Abb. 13. Mittelkreide/Alttertiär-Profil des Estella-Beckens. Ziffern 1-6 s. Abb. 8. 737 3.4.4.2 Megasequenz 3 = 1. Regressionsphase, hier Diapi- rismus An der Turon/Coniacgrenze, die durch die Gattungen Romaniceras und Barroisiceras eingegrenzt werden kann, ist kein wesentlicher fazieller Unterschied gegenüber dem lie- genden Turon erkennbar. Allerdings läßt die benthische Mi- krofauna (Regeneration des kalkigen Benthos und Vorherr- schen der Ataxophragmiiden) den Beginn einer regressiven Sequenz erkennen. Diese Entwicklung wird im Verlauf des Coniac durch eine deutliche Zunahme der Karbonat-Sedi- mentation manifest. Im Mittelconiac kommt es zu einer ra- schen Faziesänderung durch die Ausbildung einer etwa 170 m mächtigen flachmarinen Karbonatplattform, die ein Koral- len/Rudisten-Bioherm darstellt. Die Entwicklung dieser nur lokalen Plattform steht in klarem Zusammenhang mit dem Aufstieg der Diapire von Estella und Maestu (Abb. 14, Abschn. 4). Schüttungen einer Mikrobrekzien-führenden Packstone-Fazies mitrrestriktivem Faunencharakter in randlı- che Becken-Bereiche deuten eine beginnende Reliefverstei- lung an. Im Hangenden der Kalke verstärkt sich die mit dem regressiven Charakter dieser Sequenz verknüpfte Faziesdi- versität weiterhin. Im Südteil des Estella-Beckens, bei Oteo, setzt sich die re- gressive Entwicklung konsequent fort. Dies führt hier zur Bildung eines Schwellenbereichs, der bis ins unterste Unter- campan hinein persistiert. Demgegenüber entwickelt sich im NE-Teil von Altnavarra, bei Zudaire, eine transgressive Phase der Sedimentation heraus, die während des Obersanton durch eine Faunenassoziation des oberen Bathyals gekenn- zeichnet ıst (Dicarinella u. a. Planktonten). Die Schwellensedimente im S bestehen im Zeitraum Ober- conıac-Mittelsanton aus quarzreichen Milioliden-führenden Grain- und Rudstones (Abb. 13.3). Diese flachmarinen Kar- bonatsande wurden teilweise im vadosen Bereich zementiert und stellen z. T. Barren am Plattformrand dar. Für das Ober- santon ist hier eine Gastropoden- und Milioliden (Lacazina elongata)-führende Floatstone-Fazies charakteristisch, die einen lagunären Faziesbereich repräsentiert. Insgesamt be- trachtet, fällt die Fauna durch deutlich geringere Diversität auf, ein Fehlen hermatyper Organismen und eine große Den- sität bei den Milioliden. Diese Faktoren weisen in ihrer Ge- samtheit auf Extrembiotope hin, wie sie in restriktiven La- gunen und hypersalinen Bereichen anzutreffen sind. Die Schüttungen dieser Schwelle lassen sich bis in den NE-Teil des Beckens verfolgen. So stellen die Kalkbänke des Oberconiac (als Spiculae-Packstones: Abb. 13.4) und die un- tersantone Kalk/Mergel-Wechselfolge in diesem Bereich den distalen Teil dieser Schüttungen dar. Im hangenden Obersan- ton entwickelt sich hier eine monotone Folge dunkler Mergel; Campan existiert in diesem Beckenbereich nicht (Abb. 13). Demgegenüber erreicht das Campan im W’ Teil des Altna- varra-Beckens Mächtigkeiten von bis zu 1400 m. Faziell läßt es sich in drei Einheiten gliedern: Auf knollig verwitternde Kalke (Spiculae-Wackestones) und Mergel mit reicher Schwamm-, Echiniden- und Lamellibranchiatenfauna des Untercampan folgt zunächst ein gebankter Kalkarenit-Kom- plex (aus Orbitoiden-Peloidpack/grainstones), der mit Orbi- toides media und Siderolites vidali unterem Obercampan entspricht. Dieser wird im höheren Obercampan von tonigen Feinsanden, Tonen und kieseligen Sandsteinen eines aus SW progradierenden Deltas abgelöst, das auch hier das Maximum der Regression charakterisiert (vgl. Abschn. 3.4.1). Resedi- mentierte Triasgerölle des extrudierenden Maestu-Diapirs sind im höheren Campan häufig. Wie bereits erwähnt (Abb. 13), keilt das Campan nach NE rasch aus und fehlt im Raum von Zudaire bereits völlig. Aller- dings dürfte hier zusätzlich zum primären Ausdünnen der Schichtfolge noch eine Erosionsdiskordanz des transgressi- ven Obermaastricht hinzukommen. Beide Phänomene sind als Folge des endgültigen Aufstiegs des Estella-Diapirs zu se- hen. 3.4.4.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres- sionsphase, hier anhaltender Diapirismus Das ım gesamten Becken von Altnavarra vorhandene, etwa 80 m mächtige Maastricht besteht im W’ Beckenteil aus kalki- gen und kieseligen Sedimenten, die wiederum Triasgerölle führen. Diese klastische Sedimentation verzahnt sich ostwärts mit einer mehr karbonatischen Fazies. So besteht das im E’ Beckenbereich diskordant dem auflagernde Obermaastricht aus gebankten Flachwasser-Kalkareniten (Orbitoiden-Grain/Rud/Floatstones: Abb. 13.5) mit einer reichen Orbitoidenfauna (Orbitordes apıculata, Omphalocy- clus macroporus, Lepidorbitoides socialis, Clypeorbis mamil- lata, Sıiderolites calcitrapoides), mit Bryozoen, regulären Echiniden und Algen. Diese Kalke stellen ebenfalls wieder Schüttungen vom Diapirdach des aufsteigenden Estella-Dia- pirs dar. Sie werden überlagert von weiteren kalkigen Sand- steinen und siltigen Mergeln, mit denen das Maastricht endet. Hierüber folgt konkordant im gesamten Beckenbereich der Paläozän-Dolomit (vgl. auch Abschn. 3.4.1). Nummuli- ten/Alveolinen-Kalke des Mitteleozän stellen nochmals einen transgressiven Puls im Bereich der Megasequenz 4 dar, die mit höherem Eozän endet und auch hier diskordant von Konglo- meraten des Oligozän überlagert wird. Dies entspricht auch hier der Basis der postorogenen Megasequenz 5. Santon Die hier behandelte Entwicklung des Beckens von Altna- varra läßt sehr deutlich den Einfluß des Salzdiapirismus auf den sedimentären Ablauf und die Subsidenzgeschichte am basko-kantabrischen Kontinentalrand erkennen. Sie hat da- mit repräsentative Bedeutung für zahlreiche andere Bereiche des Basko-Kantabrikums, in denen Diapirismus eine zwar nicht synchron vergleichbare, aber doch analoge Rolle ge- spielt hat (vgl. wiederum Abschn. 3.4.1). Auf die Bedeutung dieses Diapirismus wird daher im folgenden Kapitel geson- dert eingegangen. Hier bleibt so viel festzuhalten, daß die Tendenzen der Subsidenz-Entwicklung, d. h. der transgressive Charakter der Megasequenz 2, der regressive Trend der Megasequen- zen 3 und 4, auch in der Diapir-bestimmten Entwicklung des Estella-Beckens angedeutet sind, aber im Detail vielfach vom Diapirismus überprägt werden. Dies mag bereits für die am S-Rand des basko-kantabrischen Schelfs nicht zu erwartende, ungewöhnlich starke Subsidenz während der gesamten Mega- sequenz 2 gelten. Diese kann zwar durch verstärkte Kipp- schollen-Tektonik und die Bildung eines Halbgrabens (Reır- NER 1982, Abb. 5) erklärt werden, zusätzliche Salzabreiche- rung im Untergrund ist jedoch ebenso wahrscheinlich. Die aus der Entwicklung von Diapirdächern abzuleitenden Sonderfazien der höheren Oberkreide beschleunigen und ver- stärken zwar den regressiven Charakter der Megasequenz 3, die sich gleichzeitig eintiefenden Diapir-Randsenken mit ex- tremen Mächtigkeiten und transgressiver, pelagischer Fazies- und Faunenentwicklung verlaufen diesem Trend jedoch ent- gegen. Ebenso müssen hier auch Erosionshiaten — wenigstens zum Teil - mit Diapirbewegungen in Verbindung gebracht 233 werden. Auch die organische Entwicklung paßt sich dieser Sonderentwicklung an. Das bedeutet aber auch, daß das Bek- ken von Altnavarra während seiner gesamten marinen Ent- wicklung ab Mittelalb über die N’ Schwellenregionen der Barranca, der Aitzgorri- und Arno-Antiklinen mit dem offe- nen Biskaya-Ozean in Verbindung gestanden haben muß. 4. DIAPIRISMUS UND SUBSIDENZ DES BASKO-KANTABRIKUMS (Abb. 3, 14, 15) Bedeutung und Rolle des Salzdiapirismus am Bau der atlan- tischen Kontinentalränder ist seit langem bekannt (MascıE 1977). Nirgends ist dieser Diapirismus jedoch unter so gün- stigen Aufschlußbedingungen unmittelbar analysierbar, wie im Bereich der Basko-kantabrischen Ketten. LoTze (1955) hat dies erstmals erkannt und auf Zusammenhänge mit alten Stö- rungssystemen (Diapirzone Dax-Estella) einerseits und der Sedimentauflast andererseits (Lage der Diapirkette Villasana d. M.-Orduna-Maestu-Estella parallel zu Maximalmächtig- keiten der tieferen Oberkreide) hingewiesen. BRINKMANN & Lögters (1967) legten eine erste umfangreiche Materialsamm- lung mit Detailstudien an Einzeldiapiren vor, die die Bedeu- tung älterer (z. T. herzynischer) Störungssysteme noch un- terstrich (PrruG 1967), aber gleichzeitig auch fazielle Sonder- entwicklungen durch Diapirbewegungen erkennen ließ, bis hin zum Nachweis erster Keuper- und Salinareruptionen im Campan (v. STACKELBERG 1967). WIEDMANN (1980a) hat die Bedeutung des Diapirismus für die Entwicklung des basko- kantabrischen Kreidebeckens erneut hervorgehoben, frühe Diapirbewegungen bereits im Alb und Coniac vermutet und gleichzeitig (op. cit., Abb. 8; hier Abb. 3) auf Zusammen- hänge mit NW-SE-streichenden (untergeordnet auch NE- SW-orientierten) tektonischen Strukturen hingewiesen. Neuere Untersuchungen lassen erkennen, daß es sich hierbei nahezu generell um Randstörungen des Kontinentalrandes und seiner Kippschollen handelt (Reırner 1982, WIEDMANN 1982a, 1982b). Gleichzeitig wird deutlich, daß nicht allein die Sedimentauflast die Salzbewegung verursacht hat, sondern daß im Gegenteil Salzabwanderung zu den Randstörungen zur Bildung von Halbgräben auf den Kippschollen führte und damit gleichzeitig zu erheblicher lokaler Subsidenz und Se- dimentation. Neue Untersuchungen bestätigen und präzisieren diese Vorstellungen und liefern wesentliche weitere Details über die Zusammenhänge von Tektonik, Subsidenz und Diapıris- mus am basko-kantabrischen Kontinentalrand. Als beson- ders interessant erwiesen sich das Studium des Caniego-Riffs am Diapirrand bei Villasana de Mena (Reırner 1982) und die Genese des Estella-Diapirs (SCHWENTKE 1983). Ihr Studium zeigt, daß zwar eine + kontinuierliche Salzbewegung wäh- rend der gesamten Oberkreide angenommen werden kann, daß diese aber trotzdem zu Zeiten tektonischer Maxima („austrisch“, „‚prägosavisch‘“, „‚subherzynisch“/,,intrago- savisch“, pyrenäisch) gleichfalls kulminiert hat. 4.1 DER CANIEGO-KALK ALS DIAPIR-RIFF (Abb. 14) Aufsteigende Salzdiapire können in + deltaischen Envi- ronments Hochgebiete bilden, auf denen sich Flachwasser- Organismen in Form von Pinnacle-Riffen ansiedeln können. Während dieses Vorganges kann das Diapirdach aufbrechen und ein zentrales Lagunen-Becken entstehen, das mit Ton und Salinar stark verunreinigt wird. So können sich Dia- pir-Atolle mit recht spezifischen Faunen/Floren-Gesellschaf- ten bilden. Rezente Beispiele liefert der Schelf der U.S. Golf- küste und Mexikos (PoaG 1972, Rezax 1977). Zwischen Villasana d. M. im W und Alsasua im E findet sich auf einer W-E-orientierten Linie eine Kette von post-ur- gonen Riffen des höheren Alb (vgl. Abschn. 3.3). Seit länge- rem interessierte die Frage, ob es sich hierbei eventuell um die Dächer von Diapirembryonen handeln könnte. Reımner (1980, 1982) hat diese Frage für die im E gelegenen Riffe nega- tiv beantwortet und für ihre Entstehung ein Kippschollen- Hoch verantwortlich gemacht. Dies trifft jedoch für das am Diapirrand von Villasana de Mena gelegene Caniego-Riff nicht zu (SCHRÖDER 1980). Hier ist der Zusammenhang mit der Bildung einer ersten Diapirbeule im höheren Alb deutlich (Abb. 14). In der klastischen Grundsedimentation des Su- pra-Urgons ist hier eine Karbonatlinse von etwa 2,5 km @ se- dimentiert worden. Sie zeigt eine deutliche Zonierung, die die Rekonstruktion eines Atolls ermöglicht: Debris-Flows im di- stalen Vorriff-Bereich, ein wahrscheinlicher Riffkern mit ei- ner Skleraktinier-Stromatoporen-Algen-Boundstone-Fazies und einer folgenden Acanthochaetetes-Wackestone-Fazies und schließlich eine zentrale Lagune mit einer Rudisten-Lofe- rit-Fazies. Autigene Quarze und Keupersedimente in den Riffkarbonaten deuten auf einen ersten Diapiraufbruch hın. Dabei handelt es sich um eines der ältesten Diapir-Ereignisse im basko-kantabrischen Raum, das gleichzeitig einen Zu- sammenhang mit der bereits erwähnten „‚austrischen“ tekto- nischen Aktivität vermuten läßt. Zu erneuter verstärkter Diapirbewegung durch den Villa- sana-Diapir dürfte es im Grenzbereich Turon/Coniac ge- kommen sein, an der es noch einmal zur lokalen Entwicklung von Riffkarbonaten gekommen ist (Brank 1983). Die bereits von LoTzeE (1960) beobachtete Mächtigkeitszunahme insbe- sondere des Cenoman unmittelbar N’ des Diapirs dürfte auf die Herausbildung einer Diapir-Randsenke zurückzuführen sein. Diapir-Riff-Plattformen sind im basko-kantabrischen Becken vom tieferen Apt an (Mutiloa-Plattform, vgl. VILLASANA DE MENA - DIAPIR STADIUM VRACON © } w N T ° BES 3 N z>» Ei S Vo pz u2 Ss oO 0-2 [0] Sm z5| N G?\5alruosı |I0 5 & \Sa\z|loremee/ O8 van» Fazies EO/ FE Vorp \oleDl z VYER Basement ß us VRR Kristallin Fluß-Rinnen TE TEERR Deltasande,Rinnen R gggKeuper - Salz | Riffkalk ee | Prodeltasilte,-tone ER SEE 22 Evaporite t ca 100 km —— Abb. 14. Entstehung und Faziesmodell des Caniego-Riffkalkes am Villasana de Mena-Diapir (aus REIT- NER 1982). Abschn. 3.2) bis ins höhere Campan (Murguia-Diapir, vgl. Abschn. 3.4.1.2) zu beobachten. Meist sind jedoch nur die entsprechenden Schüttungskörper erhalten. Eine Ausnahme stellt der Oro-Kalk im Diapir von Murguia dar (v. STACKEL- BERG 1967), der noch in seiner ursprünglichen Struktur und Lage als ehemaliges Diapirdach erhalten ist (Abb. 3). 4.2 ENTWICKLUNG DES ESTELLA-DIAPIRS (Abb. 15) Bis ins Turon unterscheidet sich die Fazies-Entwicklung des Altnavarra-Profils (Abb. 13) nicht wesentlich von der der angrenzenden und ebenfalls mit der Öffnung der Biskaya zu- sammenhängenden Becken. Ab Coniac läßt sich dagegen eine eigene Becken-Entwicklung erkennen, die von der Haloki- nese stark beinflußt ist. Es ist anzunehmen, daß die Keupersalze bereits in der Mit- telkreide mobilisiert und im späteren Diapirbereich akkumu- liert wurden. Ab Mittelconiac (Abb. 15a) kommt es auf diese Weise zu einem lokalen Doming oder ‚‚Salzkissenstadium“ (TrusHeım 1957). Dies führt, obwohl im zentralen Bis- kaya-Ozean das Spreading noch anhält, zur Schwellenbil- dung und schließlich zur Entwicklung einer lokalen Karbo- natplattform. Die Auflast dieser Plattform führt im Oberco- niac und Santon (Abb. 15b) zur Salzabwanderung in W-Richtung, womit sich synchron auch die Plattformbildung nach W verlagert. Gleichzeitig sinkt der E’ Beckenanteil durch ‚‚Massenschwund“ (Trush£eim 1957) ab und erreicht Wassertiefen des Außenschelfs. Im W bildet sich dagegen die Hornillos-Atauri-Antikline als neuer Schwellenbereich her- aus. Sie ist das Produkt der intrudierenden Salze der Diapire von Maestu und Santa Cruz de Campezo (Abb. 3). Dieser letztere ist wahrscheinlich nicht extrudiert, aber durch BOUGUER-Anomalie nachgewiesen (CARRERAS SUAREZ et al. 1978). Im Obersanton werden im Diapirdach bereits Verhältnisse des Intertidals bis flachen Subtidals erreicht. Die Aufstiegs- bewegungen sind von Schüttungen begleitet, die sich mit den Beckensedimenten verzahnen. Im Campan entwickelt sich das ‚‚Diapirstadium“ im W- Teil des Beckens weiter. Im Obercampan kommt es erstmals zur Extrusion von Keupermaterial, das zusammen mit mäch- tigen Campan-Sedimenten in sekundären Randsenken sedi- mentiert wird (Abb. 15c). Infolge der Mechanik des Salzaufstiegs und durch gestei- gerte Salzmobilität kommt es — zusammen mit synchroner Kompressionstektonik im Obercampan und an der Krei- de/Tertiärgrenze - zu Salzaufstieg im E’ Beckenteil, zur Salz- abwanderung nach SE (Zufia-,,Halbdom‘“‘) und schließlich im Eozän zum definitiven Durchbruch des Estella-Diapirs (Prrus 1967). Auch diese Bewegungen sind von Schüttungen vom Diapirdach begleitet. Ursache der großen Mächtigkeitsschwankungen im Campan des Beckens von Altnavarra ist die Salzbewegung. Der sich nach SE verlagernde Salzaufstieg (Abb. 15d) führt im Maastricht zur Reduktion dieser Schichten, teilweise zur Erosion des Liegenden. Währenddessen werden im W mäch- tige Delta-Sedimente in Randsenken abgelagert. Gleichzeitig verlagert sich mit fortschreitender Salzwanderung die Kü- stenlinie weiter nach S, bis schließlich Maastricht im W auf Campan, im E auf Santon transgrediert. W m wo un Diapir von Santon Salzaufstieg un ae! & F E Ki ° MAASTRICHT Auftauchbereich siltige Mergel Sandstein Kalkarenit Kalk ungebankt Mergel Salz Abb. 15. Entwicklung der Oberkreide und des Diapirismus im Estella-Becken. Auch in der Diapir-bestimmten Subsidenzgeschichte des Beckens von Estella sind damit (Abb. 13, 16) die transgressi- ven und regressiven Grundtendenzen der Sedimentation der Megasequenzen 24 in gleicher Weise entwickelt, wie auch ın den übrigen Oberkreidebecken. Die regressiven Trends wer- den sogar durch die Entwicklung der Diapirdach-Karbonate noch verstärkt. Allerdings wird das einheitliche Bild durch die nicht konforme Subsidenz von Diapir-Randsenken ver- fälscht. In Diapirbereichen kann damit der normale Subsi- denzverlauf eines Beckens lokal erheblich abgewandelt wer- den. Die Bestandsaufnahme der Diapirdach-Sonderfazien und aller Diapir-Extrusionen ist noch nicht abgeschlossen; aber schon aus den bisherigen Untersuchungen wird deutlich, daß die erkennbaren Maxima von Diapirbewegungen mit entspre- chenden Maxima tektonischer Bewegungen am basko-kanta- brischen Kontinentalrand zusammenfallen. Diese Maxima liegen im Alb (‚‚austrisch“), im Grenzbereich Turon/Coniac (‚„prägosavisch“), im Campan (,‚Subherzynisch“/,‚intrago- savisch“‘) und schließlich im Eozän/Oligozän-Grenzbereich, d. h. zur Zeit der pyrenäischen Orogenese. 236 5. VERGLEICHENDE SUBSIDENZGESCHICHTE (Abb. 16-18) Die vorangehende Diskussion hat verdeutlicht, daß auch die Subsidenz-Entwicklung am basko-kantabrischen Kontin- entalrand diskontinuierlich abläuft und daß dabei ähnliche Stadien oder Phasen durchlaufen werden, wıe an den Rändern des zentralen Nordatlantik oder am Südatlantık (Jansa & VITORIA-B. 0. BISKAYA-S. DEVA-S. MS1 WIEDMANN 1982, WIEDMANN 1982a, 1982b). Dies ist insofern interessant, als Nordatlantık, Südatlantik und Biskaya - und damit auch ihre kontinentalen Ränder - unterschiedliches Al- ter besitzen. after Vail et al.,1977 worldwide —_ — — — Abb. 16. Vergleich der basko-kantabrischen Environmentkurven (a) mit der Kurve globaler Meeresspie- gelschwankungen (b) (b nach VaıL et al. 1977). Um einen möglichst objektiven Vergleich zu ermöglichen, wurde bei der Behandlung des Biskaya-Südrandes neutral von tektono-faziellen Großeinheiten, hier Megasequenzen, aus- gegangen. Diese ermöglichen nicht nur einen objektiveren Vergleich, sondern zugleich eine bessere Beschreibung der Subsidenz-Phasen, mit denen sie weitgehend zusammenfal- len. Vor allem wurde Wert darauf gelegt, die Abhängigkeit dieser Sequenzen von Tektonik, Subsidenzgeschwindigkeit, eustatischen Meeresspiegelschwankungen und nicht zuletzt auch von der Sedimentzufuhr zu beschreiben und soweit möglich auch den Faunen- und Florenrespons zu berücksich- tigen. Dabei sind natürlich (1) die Rifting- und Spreading-Ge- schichte der Biskaya und die resultierende Rotation der Iberi- schen Platte und (2) die jeweilige Tiefenlage des Untersu- chungsgebiets auf dem Schelf von einiger Bedeutung. So wurde zunächst ein eigenes Modell für die Geodynamik des Biskaya-Raumes während Kreide und Alttertiär entwik- kelt und zur Grundlage der weiteren Diskussion gemacht. Bei dieser wurden — wo erforderlich - Tröge mit eigener Subsi- denzgeschichte separat behandelt. Das Ergebnis ist aus Abb. 16a ablesbar, in der die rekonstruierten Environments für die Einzelbecken gesondert aufgetragen wurden und z. T. erhebliche Abweichungen erkennen lassen. Dies trifft beson- ders für Oberkreide und Alttertiär zu, während die Unter- kreide im Untersuchungsgebiet von einem einheitlichen Sub- sidenztrend beherrscht ist. Nachzutragen ist hier, daß sich zwei wichtige Subsidenz- Phasen des frühen Rifting bereits im Altmesozoikum abspiel- ten, u. zw. zunächst in Zusammenhang mit der frühen Gra- benbildung des Nordatlantik. Es sind dies 1.das frühe Grabenstadium (Abb. 18 A) mit der Abla- gerung von kontinentalen Redbeds (Perm-Trias) und der In/Extrusion alkaliner Magmen (Obertrias-Lias) und 2. die Evaporit-Phase mit der Sedimentation mächtiger Salze, Gipse, Anhydrite und Dolomite (Keuper und Unter- lias: Abb. 18B). Diese Salze spielen vor allem während der Oberkreide-Entwicklung des Basko-Kantabrikums eine we- sentliche Rolle (Abb. 18E-G). Im überwiegend epikontinentalen, ab Callovium sogar re- gressiven Jura hat sich das Rifting im Biskaya-Graben nicht fortgesetzt. Vor allem hat sich die im Südatlantik ausgeprägte und an die Evaporit-Phase anschließende 3. Schwarzschiefer-Phase mit euxinischer Becken- Entwicklung (Wıepmann 1982c, Abb. 4) in der Biskaya nicht ausbilden können, es sei denn, die Ölschiefer-Sedimentation im basko-kantabrischen Pliensbach (Daum 1966) entspricht dieser Phase der Ozeanisierung. Das eigentliche Biskaya-Rif- ting findet eine zögernde Fortsetzung erst im Oberen Jura, in dem eine erneute Phase distensiver Graben/Horst- und Kipp- schollentektonik zur Sedimentation der transgressiven Mega- sequenz 1 und damit zur Entwicklung 4.einer 1. Delta-Phase(,,Wealden“: Abb. 18C) geführt hat. In dieser Phase werden mächtige Deltafächer, kombiniert mit limnischen und brackischen Serien, von der Meseta ım $ (Raum Sedano, Oxford) nach N (Cabuerniga-Rücken, Ti- thon) vorgebaut. Im Bereich des zukünftigen Biskaya-Gra- bens hält die Sedimentation mit der Absenkung Schritt. An der Le Danois-Bank vor Asturien werden an der Jura/Krei- m Ws NS degrenze bereits Beckensedimente mit Calpionellen abgela- gert, während sich im NE das stark subsidierende Parentis- Becken entwickelt (Biskaya-Aulakogen). Wichtig ist festzu- halten, daß Distensionstektonik diese Sedimentationsphase einleitet und das Kippschollenrelief anlegt, daß sich durch Kreide und Alttertiär bis zur endgültigen Orogenese weiter- entwickelt. E-W-gerichtete Strukturen (der paläozoische Ca- buerniga- oder Las Caldas-Sattel) konkurrieren schon jetzt mit den dominierenden NW-SE-streichenden Systemen, wo- bei es zweifellos in starkem Maße zu einer Wiederbelebung variszischer Strukturen gekommen ist. Tektonische Aktivität im Oberjura bis zur Jura/Kreide- grenze sind an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & WIEDMANN 1982), im Mediterrangebiet (WIEDMAnN et al. 1982c), aber auch in Norddeutschland verbreitet und führen teils zum Zerbrechen der jurassischen Karbonatplattformen, teils zu basinaler Graben/Horst-Tektonik, teils sind sie mit früher Halokinese verknüpft. Dies alles trifft für den basko- kantabrischen Raum nicht zu, wo statt dessen das Rift-Sta- dium neu belebt wird. Die Bewegungen sind # zeitgleich mit Stires „„jungkimmerischer‘ Kompressionsphase. Dieses 1. Delta-Stadium wird am marokkanischen Konu- nentalrand im tieferen Dogger durchlaufen (WIEDMANN 1982b, Abb. 9C). Ostrakoden und Charophyten, aber auch Bryozoen, Mol- lusken und Cyanophyceen besetzen die Biotope dieses konti- nental/marinen Übergangsbereiches und ermöglichen zum Teil vorzügliche Environment-Analysen (BRENNER 1976). Diese Vergesellschaftung erweist sich als extrem tolerant und erfährt keinen qualitativen Wandel, weder bei der Entwick- lung der ‚‚Wealden“-Kleinzyklen, noch beim Übergang zur 5. Karbonatplattform-Phase (Urgon). Sie entspricht dem ebenfalls transgressiven oberen Teil der Megasequenz 1 und hat Apt/Unteralb-Alter. Die Entwicklung von Karbo- natplattformen ist an ein komplexes System ökologischer und tektonischer Faktoren gebunden. Damit mag in Zusammen- hang stehen, daß sie sich bevorzugt in der Endphase tektono- fazieller Megasequenzen bilden. Im basko-kantabrischen Ur- gon ist zudem die Entwicklung von ‚‚unreifen‘“ Plattformty- pen — ohne die typischen Riffstrukturen mit hermatypen Ge- rüstbildnern — zu echten Riffkomplexen, die als Inselplatt- formen oder Barriere-Riffe in Erscheinung treten, erkennbar. Damit steht in unmittelbarem Zusammenhang die Evolu- tion spezifischer Flachwasser-Organismen. Während in den „unreifen“ Unterapt-Plattformen Dasycladaceen und agglu- tinierende Großforaminiferen dominieren und rasch evolvie- ren, sind es in den echten Riffen des Oberapt/Unteralb die Rotalgen mit krustosen und artikulaten Formen. Grundvoraussetzung für die Entwicklung dieser Phase und ihrer spezifischen Biotope ist eine Beendigung oder doch starke Reduktion der terrigenen Schüttungen der vorange- henden Phase, wie auf der anderen Seite das Einsetzen der 2. Delta-Phase im höheren Alb und die rasch anschließende Ma- ximaltransgression im Cenoman eine Weiterentwicklung der Plattformkarbonate unmöglich machen. Im Gegensatz zu den begrenzenden Delta-Phasen ist die vorliegende Phase durch zunehmende Subsidenz gekennzeichnet, hinter der die Sedimentation jedoch zurückbleibt. Ein Vergleich mit den ana/homologen (?) Karbonatplatt- formen am marokkanischen oder angolanischen Schelf läßt m [en] oo deutliche Unterschiede erkennen, die vor allem im Unvermö- gen des Biskaya-Schelfs zu sehen sind, eine einheitlich ge- schlossene Karbonatplattform zu bilden. Dafür stehen am marokkanischen Schelf zwar der gesamte Oberjura (WIED- MANN 1982b, Abb. 9E), am Angola-Schelf jedoch auch nur Apt und Alb zur Verfügung (op. cit., Abb. 8D, 8E). Die Ur- sache der am Biskaya-Schelf abweichenden Entwicklung mag im Anhalten distensiver Bewegungen zu suchen sein, die im- mer wieder zu intermittierendem Zerbrechen der Plattformen führten und als deren Folge sich das Kippschollenrelief des Kontinentalrandes immer wieder durchpaust (Abb. 2, 18D). 6. Eine 2. Delta-Phase fällt am basko-kantabrischen Kontinentalrand mit dem unteren Teil der Megasequenz 2 zu- sammen und beendet im wesentlichen, wie bereits erwähnt, die Entwicklung der Karbonatplattformen. Auch dieser Übergang ist wiederum von starker distensiver Tektonik be- gleitet, bei der sich erneut der Vergleich mit SriLLes ‚‚austri- scher“ Phase aufdrängt. Hier führt sie zu verstärkter Aus- dünnung kontinentaler Kruste an den Kontinentalrändern der Biskaya und läßt Verbindungen zum Spreading-Beginn in der Biskaya erkennen. Schließlich ist auch der erste gehäufte Nachweis von Diapirbewegungen auf tektonische Aktıvität ım Alb zurückzuführen, die überdies auch als Ursache der nun eintretenden Faziesdifferenzierungen (Abb. 16a) gelten muß. Trotz dieser Faziesvielfalt lassen alle Environmentkur- ven den transgressiven Charakter der Megasequenz 2 erken- nen, der in der Maximaltransgression des Cenoman und Tu- ron gipfelt. Cenoman JR82 Da die Subsidenz im höheren Alb von S nach N abgestuft zunimmt (kontinentale Utrillas-Deltas im S, marine proxi- male supra-urgone Delta-Fans ım Vitoria-Becken, Prodel- ta-Tone der Biskaya-Synkline bis hin zu Turbiditen der Deva-Synkline im heutigen Küstenbereich), kann mit einem Fortwirken der Kippschollen-Bewegungen gerechnet werden und der Entwicklung selbständiger Halbgräben (Abb. 18E). Aus ihnen gehen schließlich die Synklinen der pyrenäischen Orogenese hervor. Dies wird bestätigt durch das Fortbeste- hen von post-urgonen Inselplattformen auf den trennenden Kippschollen-Hochs. Auch auf Diapirdächern kommt es erstmals zur Bildung von Riffkarbonaten, deren Formenbe- stand sich kaum von dem der echten Urgon-Riffe unterschei- det. Die Entwicklung der Dasycladaceen ist weiter rückläu- fig, während die Rotalgen an Diversität zunehmen, in den Lagunen die capriniden Rudisten und im Riffkern Mg-Kal- zit-Sklerospongier neu hinzutreten. Diese werden auch mit Änderungen der Wassertemperatur im höheren Alb in Ver- bindung gebracht. Im vom Diapirismus besonders stark beeinflußten Sedi- mentationsbecken von Altnavarra, am Rande des Ebro-Mas- sivs, setzt die marine Sedimentation im Mittelalb ein und ver- läuft zunächst analog. Während dieser 2. Delta-Phase hält die Sedimentation im wesentlichen wieder mit der Subsidenz Schritt (Abb. 17), wobei auch die Hochgebiete in den einheit- lichen Subsidenztrend einbezogen sind. Der terrigene Input in die Becken ist zum Teil beträchtlich. Abb. 17. Subsidenzkurven der Mittelkreidetransgression des Vitoria-Beckens. Subsidenz = Sedimenta- tionsmächtigkeiten (nach REITNER 1982). 7. Erst die folgende Phase der Maximaltransgres- sion führt zu einem völligen faziellen und faunistisch/flori- stischen Umbruch an der Alb/Cenoman-Grenze. Sie ent- spricht dem oberen, weiterhin transgressiven Teil der Mega- sequenz 2. Ihr Charakteristikum ist ein Andauern der Subsi- denz, hinter der die Sedimentation nun deutlich zurückbleibt (Abb. 16, 17). Sie fällt mit einem globalen Meer£sspiegelan- stieg zusammen, der im Turon sein Maximum erreicht (SLITER 1976) und mit verstärkter Bildung ozeanischer Kruste ın Ver- bindung gebracht wird. Hier liegt gleichzeitig auch das Ma- ximum des alkalinen Oberkreide-Magmatismus, der im we- sentlichen auf das Biskaya-Synklinorium beschränkt bleibt. Das Biskaya-Schelfmeer greift nun weit auf die Meseta über (WıEDmann 1975). Dies führt zu einer raschen Abnahme der N BAY OF BISCAY GUIPUZCOA 239 im Alb noch verbreiteten terrigenen Schüttungen und zu weitgehender Faziesnivellierung und -pelagisierung. Ledig- lich an den Beckenrändern führt verstärkte Subsidenz zum Einsetzen silikoklastischer (Abb. 18F). Der globale Charakter dieser Phase, mit der der junge Bis- kaya-Ozean und auch der Südatlantik nun wieder Anschluß an den Entwicklungsablauf im Nordatlantik gewinnen (Tab. 1), führt zu einem ersten drastischen Wandel auch der Organismenwelt. Mit dem endgültigen Ende der urgonen Riff-Sedimentation erlöschen gleichzeitig zahlreiche der bis- herigen Flachwasserbesiedler und kehren ın vergleichbare Biotope der höheren Oberkreide nicht mehr zurück. Dies gilt ebenso für zahlreiche Rudistengruppen, wie für agglutinie- mächtiger Schüttungen : OLD S ALAVA NAVARRA EBRO HIGH MAASTRICHTIAN TURONIAN AITZGORRI BASIN FLYSCH TROUGHS x VER LATE ALBIAN APTIAN ARMORICAN MASSIV EARLY CRETACEOUS EARLY JURASSIC A TRIASSIC Abb. 18. Entwicklungsphasen des basko-kantabrischen Kontinentalrandes (aus WIEDMANN 1982b). 240 rende Großforaminiferen (Orbitolinen) oder kalkiges Ben- thos (Praealveolinen). Demgegenüber setzt im Oberen Alb eine Planktonblüte ein (Foraminiferen, Calcisphären, Cocco- lithen), die bis ins Oberturon anhält und von einer ebenso ra- schen Zunahme pelagischer Megafaunen (Ammoniten, Ino- ceramen) und irregulärer Echiniden (Micraster) begleitet ist. Auch Litoralbiotope enthalten reiche Ammonitenfaunen (vor allem pseudoceratitische Nebenformen) und außerdem ein reiches Epi- und Endobenthos (Exogyren, Hemiaster, erste Hippuriten). Wie bereits erwähnt, handelt es sich bei dieser Phase um ein globales Ereignis, das mit gleichen oder ähnlichen Erschei- nungsformen auch vom marokkanischen Schelf, aus dem Südatlantik oder dem alpinen Helvetikum beschrieben wer- den kann (Tab. 1). 8. Die hierauf folgende regressive Megasequenz 3 (Co- niac-Campan) kann als 1. Regressions- und Kompres- sionsphase bezeichnet werden. Lediglich in den Turbidit- becken im N muß mit einem Gleichbleiben der Wassertiefe gerechnet werden (Abb. 16a). Die Schüttung silikoklasti- scher Turbidite erreicht nun sogar ihr Maximum. Dies geht mit einem Ausklingen des Biskaya-Spreadings — bei Fortset- zung der Bildung ozeanischer Kruste im zentralen Atlantık — Hand in Hand und außerdem mit ersten kompressiven Bewe- gungen und beginnender Subduktion am Biskaya-Südschelf und ın den Pyrenäen. Eine unmittelbare Folge dieser Bewe- gungen sind neben lokalen Diskordanzen erneut verstärkte Diapirbewegungen. Maxima an der Turon/Coniac-Grenze und im Campan lassen wiederum an einen Vergleich mit „prägosavischen“ und „‚intragosavischen/subherzynen“ Bewegungen denken, die in NW-Deutschland gleichfalls mit Halokinese verknüpft sind. Die 1. Regressionsphase kulmi- niert im Basko-Kantabrikum in einem Deltavorstoß des hö- heren Campan in den $’ Becken und in erhöhter Faziesdiver- sität (vgl. auch Abb. 16a). Es besteht auch während dieser Phase völlige Übereinstimmung mit der Entwicklung am ma- rokkanischen Kontinentalrand und im Südatlantik (Wıen- MANN 1982c; hier Tab. 1). Gleichzeitig mit dieser 1. Regressionsphase nehmen so- wohl Plankton-Häufigkeit als auch Ammoniten-Diversität deutlich ab. Das Aussterben der Ammoniten scheint sogar bereits vorprogrammiert. Auf Basement-Hochs und Diapir- dächern im N, aber ebenso auch in den S’ Randbereichen be- ginnen sich erneut Karbonatplattformen zu entwickeln, nun jedoch mit stark verändertem Formenbestand (Austern, orbi- toide und lacazinide Großforaminiferen). Auf den Diapiren etablieren sich zum Teil hypersaline Extrembiotope. Herma- type Organismen fehlen weitgehend. Diapir-Randsenken verlaufen gegenläufig (Abb. 16a) zur Entwicklung regressiver Zyklen mit progradierenden Syste- men. 9. Entsprechendes gilt für die letzte marine Megasequenz 4, die hier als 2. Regressions- und Kompressionsphase ausgeschieden wird (Maastricht-Eozän). In Tab. 1 wurde auf eine Unterscheidung verzichtet, da beide Regressionsphasen eine einheitliche Geodynamik und ein ähnliches Erschei- nungsbild (Abb. 18G) aufweisen. Bei nachlassender Sedi- mentzufuhr und mäßiger Subsidenz kommt es auf dem bas- ko-kantabrischen Schelf allerdings zunächst zu einer erneuten schwachen ‚‚Transgression“ des Maastricht. Sie bringt den S’ Beckenteilen eine erneute kurzfristige Faziesdifferenzierung (Abb. 16a), den Flyschtrögen dagegen eine erneute Pelagisie- rung mit der Sedimentation rein pelagischer planktonreicher Kalke und Mergel. Die Faziesdifferenzierung im S äußert sich in der Bildung kleinerer Bioherme in überwiegend klastischer Grundsedimentation, die aus unterschiedlichen Organis- mengruppen aufgebaut sind. Der transgressive Puls des bas- ko-kantabrischen Maastricht kann vielleicht mit einem Nach- lassen der Subduktion am Kontinentalrand erklärt werden. Der Diapirismus hält weiterhin an und dürfte bei den erneut zunehmenden kompressiven Bewegungen an der Kreide/Ter- uär-Grenze (laramisch) und der endgültigen Orogenese zwi- schen Eozän und Oligozän (pyrenäisch) einen letzten Höhe- punkt erreichen. Die Rotfärbung der Paläozänkalke der Deva-Synkline wird mit dem Ausfließen benachbarter Dia- pire in Verbindung gebracht (Hanısch 1978). Die weltweit verbreitete Regression an der Kreide/Ter- tär-Grenze ist nur im Südteil des basko-kantabrischen Bek- kens und in den Keltiberischen Ketten deutlich, wo es bereits zur endgültigen Heraushebung kommt. In den N’ Synklinen setzt sich dagegen die pelagische Sedimentation ohne erkenn- bare Zäsur über diese Grenze hinweg fort. Dennoch ist im klassischen Grenzprofil von Zumaya (Prov. Guipüzcoa) der Schnitt in der Entwicklung des Mikro- und Nannoplanktons unvermindert deutlich. Ammoniten und planktonische Fo- raminiferen zeigen allerdings bereits vor Erreichen dieser kri- tischen Grenze Zwergwuchs und Anzeichen von Gehäuse- Aberrans, die auf eine äußere Stress-Situation hinweisen. Im weiteren Verlauf der Megasequenz nimmt — im Paläo- zän — die Zufuhr silikoklastischer Turbidite vor allem in den externen Becken erneut stark zu. Die mäßige Subsidenzrate wird nun von der verstärkten Sedimentationsrate erheblich übertroffen. Die Sedimentation endet mit der endgültigen Heraushebung des basko-kantabrischen Schelfs im höheren Eozän. Es kann angenommen werden, daß die Entwicklung dieser letzten marinen sedimentären Phase des Basko-Kanta- brikums weitgehend von der im Paläozän wieder verstärkt einsetzenden Subduktion am Schelfrand und in den Pyrenäen abhängig ist. Allerdings zeigt der Vergleich mit dem marok- kanischen Schelf, daß synchron auch in diesem Bereich die Heraushebung erfolgt, dort jedoch ohne Subduktion (Tab. 1). Abb. 16a verdeutlicht sehr gut die differenzierte Subsidenz der einzelnen Kippschollen des Kontinentalrandes. Diese Subsidenz nimmt von $ (Vitoria-Becken) nach N (Biskaya- Synklinorium, Deva-Synkline) deutlich zu und ist im Becken selbst nicht mehr erfaßbar. Im südlichsten Küstenbereich sind die Oszillationen naturgemäß noch besser ausgeprägt. Auch die Verfälschung des generellen Trends durch Diapirismus (Estella-Becken) wird erkennbar. Das Diagramm läßt damit erkennen, daß erst kombinierte Ozeanbecken/Kontinental- rand-Untersuchungen klare Vorstellungen über die Subsi- denzgeschichte beider Gebiete vermitteln. Besonders interes- sant scheint uns außerdem der Vergleich mit der globalen Kurve relativer Meeresspiegelschwankungen (Vaıt et al. 1977, 1980; hier Abb. 16b). Hieraus geht hervor, was an der Subsidenzentwicklung des Biskaya-Südrandes „local Noise“ ist und was - auf der anderen Seite - globalen Tendenzen und Prozessen entspricht. Globalen Trends entsprechen ganz of- fensichtlich die transgressiven Tendenzen der Megasequen- “(gZ861 NNYWAZI/X, Sne) wny1aA[2H7 uafenusz sap pun uanay-uaurdjegng usysmpns 1ap ‘spoyas-eÄeysıg uayaı] -pns sap ‘su9yo9aquassny-seny sap ‘synurpepng usyprpxou sap usseydzuapısqng ap yofs1oA "TOJegeL snusfuexITnA IsurfexTe eanlısqo Sunptrqusqeıs uurbs wıs usyuaurps: sSnwstuexInA ASUTTEXTe PTrqusqean rbsq d P pas spsqpey FUOIY3L SYUOSTZIRJFA, usTezusurzuoy "u SNUSTUEXInA IauTTeyTe snustueyInA A3UTTexTe umrpe3susge1g uOoTFe7uUSUTpsS-psgqpsy spaeqpau wasa - spagpau URLEPSSSUSTETE) E z ® : 5 spegqpay S3usurpss syosTwutT opreay Bur4373 saynaz wnTpe34suUusgelg set13ıayun umrtpe3susqeıs wasd umtpe3S3FT4 SeT1230W1094 9 umrpe3s3JTy seraL umrpe3s3J7y4 -4sıayun imrpeg3susgeas | Jr — = ET AFUOI4SL SyOSFXeuuTyITY, ayrıodeag & sera} S3Ta0deng seraz a4Tıodeag ean[lasyun SnustueyInA ISUTTexTe seyTeq aynaz S7usurpss suTaeu *| 9J3PUOgQIey 3UTIeWw -1333TNM er tıodeA eın[lısa d' - aseydtezusurguoytdg ean[lte33TW Zr a „zezun e3rıodeag 3derszun umtpe3s3Tıodeng "zZ ean[ısyun S7Jusurpas surtzeu *| sseydfey3usutzuoxtrdg /TOIFTW uotssa1bsy eın[lısqo uurbogygraa uur5agggraa "32121 ‚ayostzeuurgBunn, RER ON ıSJaTyoszaemyos-urxne Jdeısgo AS7JSTyDszaemyos suosTurxng "E£ uMTpe3se3Tsq saynıJ setagıaqo („USPTPOM.) sseydey E . anlıa ® T aseydeytsq "| ayysıazun N Teagsr [T24F4TW aseydrezuautzuoytde eanc-w/n uorsssaßsueı], "AOoTTed umrtpe3seyI[sq ’| *p uUSWaoJ33eTd3euoqgzey eanlaago (usunder '3JJT4) SOFERN VErtemEn seraxag/uoygt, 'p JTayas ’wıoFJ33eTdreuogaey eanlısqo wıoF33eTdyeuoqgxıey (uoßan) uorsssabey "u Jopuaaq (uobın) ATUOFY2L ‚Sy9srıauumxBung, BunTxoTmyusFTayss umrpe3s3Tsyos uswıogJ33eTdgeuogıey +deısyun uswroJ33eTdgeuogaey eanlıaqo wıoJ33eTdyeuoqıey adv SsaurTyoTeH apusuurtbaq -ayasıun usu1oF43eTdyeuoqaey /ümtpezszuoptsang "[ 5 uot3e3uswtTpssFTayas SSaUTXOTEeH £ sseydey1sa ' uotsssabsueIL]L "ıyıazun snustzeußbew Sunıststbelsg sTeayusz E ydezrsa 'z : . aseydsuorzesuspuo Bungsaeyaay "w usy3TToreworys "u ayrprgan, eseydezteq 'z SHFPLIATILSSGOFTPUET “ 2 4 Bez SseydtIosY enadun ontsssubsz el ONE aseydtto4Y STTTyaS ZUSPTSNS 33XIBFSISA REES Spuesunıg pun deısqo Spuesunın pun adv aseydeztsa 'z UOFFEZUSDUON SSSUENOTERSSnUeLurbeg US z uorzesuspuoy aImw uorTzesuspuoy qIy zusprtsqns + Sutpesids av uoTsssıßsuea]L spusz3asuta atw/Ide ATUOIY3L ‚oyostazsny,c qIv imtpegszusptsang "2 +9 z = us7usurpsstsssty "n snust3eußben uısFaeTyoszaemyps "u UOTFEJUSUIEDSSTSEZUSPTSUNS ayrprganı ae qerayzny aoTexoT uısFaTyoszıemyag *n SUSSSTBERLInUSIES zuapts ayaeıs E BUNASTTTSATN u Eursch o2rprganı qeraygnyv woteyot "u umrpe3ssbunıstITsAatN unısaTITsAart Sunzersrbetad ger EB BunısTTTsArNn aws3sÄssbunwgaIs uewWousy umrpe3ssbunzatstbetsd Sunıststbets ZUSDESQUSESSITETE IST stnduI ısATsssıbsuer3 2 uewous)y BERSELSG Bunaststbetag zusptsqns apus4Teyue UOTSSSIÖSUPIFTEUTXEN uorsseißsuei, "anı/"us) uorsssubey uoan, uorsseıbsuer} TuUFXeN ueuousd uorsssıbsuexzTeurxew "IyTayatw S4TpTqanL syorTpuer oeruoy Zusprsanszdnen *L B ayrprganL uspuesunıg "u ATUO3X9L 5 uspunaıß31ey ’usTItyss "u SyTrprqanı D snustıtder uotsssabay ı7seew „eyasruäzıayans, DEEUO2 FERSEre aseydsuorssaabay -ıyıeqo Bunıststbelsg ayıeys Bungsysneasy D SwasyorqusyFstpny "ayaaao BIRUSSSEIESHSESTUISTEIT N Zestea LE a YTuUo4Y81L syosteusaka UOTSSSIBSUEIFWOIFXT usbunbom SXTEXIOSSEMUDeTI upzog SYTEeXISSSeMyseTdg uRrzog uorsssıba1ydneH urzog aseyg STezusurzuox “zoßTIO ZUSPTSqANS 94xyaB7sıS9A -sqTexT3ıe\ ayaeys YTUo3Y493L Syosteusakd XTUo3y3L Syastpusakd YTuUo3Y3L Syasteusakd rFUo3Y3L Sya9sTaes usysosqus3s umtpe3ssuotsssibsy BungsysneasHy *zobTTO BungsysneısH *zobTIO SungsysneasH *zobTIO BungaysnexsH URZOTW -nı sne uorsssaßey "ı7Seew :yoTsısquas3sny ur 'gqg S34usuTpasTasaty S3uUauTp3sTasaTty uor3y4npoadorg we3sÄs wo3sÄssbunuga}s saurspou -s5unwgi1}s sauxXspou ARTJASOL zueszo ur 'Y umtpe3sTeurtg "8 WNMILIATIH "ULNIZ NILL94 INIdTVvAanS *Tans JTIHOS-VAWASIG'TAaNS NINDIANALSNN-SWILY ALLNVILVANS UITWALNIZ "TAUNN ISYHd 242 zen lund2,d. h. präziser, die Urgon- und die Maximaltrans- gression der Mittelkreide. Nicht befolgt werden dagegen von der basko-kantabrischen Entwicklung die globalen regressi- ven Phasen ım höchsten Berrias, im Apt und ım Turon. Eben- falls unabhängig verläuft die am Südrand der Biskaya bereits ab Coniac - also in den Megasequenzen 3 und 4 - deutlich re- gressive Entwicklung, die dann zur vollständigen Heraushe- bung und Auffaltung an der Eozän/Oligozän-Grenze führt. Während im hier nicht erfaßten südlichen Litoralgebiet des basko-kantabrischen Beckens diese Heraushebung bereits früher, an der Kreide/Tertiär-Grenze erfolgt und damit der globalen Kurve (Abb. 16b) vollständig entspricht, ist diese Entwicklung in den nördlichen Teilbecken nicht einmal als Trend erkennbar. In Abb. 18 sind noch einmal die Hauptphasen der Subsi- denzentwicklung am Biskaya-Südrand stark vereinfacht zur Darstellung gebracht. Tab. 1 stellt dagegen den Versuch dar, die im vorliegenden Beitrag beschriebenen Subsidenzphasen des basko-kantabrischen Beckens und Kontinentalrandes mit anderen mesozoischen und insbesondere kretazischen Kon- tünentalrändern zu vergleichen. Dabei wird vor allem auf die Unterschiede der Entwicklungstempi abgehoben, die vor al- lem beim Vergleich zwischen Nord- und Südatlantik deutlich sind, zwischen denen die Biskaya in mancher Hinsicht ver- mittelt. Zwar beginnt hier das frühe Rifting gemeinsam mit dem Nordatlantik ım Perm, setzt sich dann aber erst wieder + zeitgleich mit der Anlage des Südatlantik im obersten Jura fort. Mit der globalen Mittelkreide-Transgression haben trotzdem alle drei Ozeane den gleichen Entwicklungs- oder „‚Reife“-grad mit unserer Phase der Maximaltransgression er- reicht. Vergleiche zur Beckenentwicklung der alpinen Tröge drängen sich auf, sollen aber hier zunächst nur zur Diskussion gestellt werden. Vergleiche mit älteren Orogenzonen und jüngeren Grabensystemen liegen auf der Hand, sind aber nicht mehr Gegenstand der vorliegenden Betrachtung (vgl. WIEDMANN et al. 1982c). LITERATUR AGUILAR TOMAS, M. J. (1971): Consideraciones generales sobre la sedimentaciön y paleogeografiadel Albense de la Cuenca Can- täbrica. — Estud. geol., 27: 325-334; Madrid. ALLEMANN, F.; GRUN, W. & WIEDMANN, ]J. (1975): The Berriasian of Caravaca (Prov. of Murcia) in the Subbetic Zone of Spain and its importance for defining this Stage and the Juras- sic-Cretaceous boundary. - Mem. B.R.G.M., 86, Colloque sur Ja Limite Jurassique-Cretace, Lyon, Neuchätel Septembre 1973, 14-22; Paris. ALVAREZ, W., ARTHUR, M. A., FISCHER, A. G., LOWRIE, W., NA- POLEONE, G., PREMOLI-SILVA, I. & ROGGENTHEN, W. M. (1977): Upper Cretaceous-Paleocene magnetic stratigraphy at Gubbio, Italy. V. Type selection for the Late Cretaceous-Pa- leocene geomagnetic reversal time scale. — Geol. Soc. America Bull., 88: 383-389; Boulder, Col. BLANK, R. (1983): Stratigraphie und Entwicklung der Oberkreide im Westteil des Diapirs von Villasana de Mena (Prov. Burgos, Spanien). - Unveröff. Dipl.-Arb., 106 S., Tübingen. BOILLOT, G. (1981): De la subduction ä la collision: l’exemple des Pyrenees. - Bull. B.R.G.M., 2. Ser., Sect. I, 1980/81: 93-101; Orleans. — — & DUPEUBLE, P. A. & MALOD, J. (1979): Subduction and tec- tonics on the continental margin off Northern Spain. — Mar. Geol., 32: 53-70; Amsterdam. — — & GRIMAUD, $., MAUFFRET, A., MOUGENOT, D., KORN- PROBST, J., MERGOIL-DANIEL, J. & TORRENT, G. (1980): Ocean-continent boundary off the Iberian margin: A serpen- tinite diapir west of the Galicia Bank. — Earth Planet. Scı. Lett., 48: 23-34; Amsterdam. BOTT, M.H. P. (1980): Problems of passive margins from the view- point of the geodynamics project: A review. In: KENT, P., LAUGHTON, A. S., ROBERTS, D. G. & JONES, E. J. W. (Hrsg.), The Evolution of Passive Continental Margıns in the Light of Recent Deep Drilling Results, Philos. Trans. r. Soc. London, (A) 294: 5-16; London. BRENNER, P. (1972): Levantamiento geolögico en los alrededores de Ramales de la Victoria (Santander, Vizcaya). — Estud. geol., 28: 429-443; Madrid. — — (1976): Ostracoden und Charophyten des spanischen Weal- den (Systematik, Ökologie, Stratigraphie, Paläogeographie). — Palaeontographica, A, 152: 113-201; Stuttgart. — — & WIEDMANN, J. (1975): Nuevas aportaciones al conoci- miento del «Weald» celtiberico septentrional y sus relaciones paleogeogräficas. - Actas Ier Symposium Cretäcico Cordillera Iberica, Cuenca 1974: 123-134; Cuenca. BRINKMANN, R. & LÖGTERS, H. (1967): Die Diapire der spanischen Westpyrenäen und ihres Vorlandes. — Beih. geol. Jb., 66: 1-20; Hannover. CAREY, S. W. (1958): The tectonic approach to continental drift. In: Continental Drift Symposium, University of Tasmanıa, 177-354; Hobart, Tasmanien. CARRERAS SUAREZ, F. J., RAMIREZ DEL POZO, J. & AGUILAR TOMAS, M. J. (1978): Mapa geolögico de Espana, Escala 1:50000, Hoja 139 (Eulate), Explicaciones. 36 $., Madrid (IGME). CHOUKROUNE, P. (1976): Structure et evolution tectonique de la zone nord-pyreneenne. — Mem. Soc. geol. Fr., N.S., 127: 1-11; Parıs. — — &LEPICHON, X., SEGURET, M. & SIBUET, J.-C. (1973): Bay of Biscay and Pyrenees. — Earth Planet. Sci. Lett., 18: 109-118; Amsterdam. DanM, H. (1966): Stratigraphie und Paläogeographie ım Kantabri- schen Jura (Spanien). -Beih. Geol. Jb., 44: 13-54; Hannover. DAIGNIERES, M., GALLART, J. & Hirn, A. (1981): Etude sismique des Pyren&es. Apport ä la geodynamique. - Bull. B.R.G.M., 2. Ser., Sect. I, 1980/81: 83-92; Orleans. DIETZ, R. S. (1952): Geomorphic evolution of continental terrace (continental shelf and slope). - Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 36: 1802-1819; Tulsa/Okla. DURAND DELGA, M. (1973): Les Calpionelles du Golfe de Gascogne, temoigne de l’ouverture de l’Atlantique-Nord. — Bull. Soc. geol. France, (7) 15: 22-24, Paris. FEUILLEE, P. (1967): Le Cenomanien des Pyrenees Basques aux Astu- ries. Essai d’analyse stratigraphique. —- Mem. Soc. geol. Fr., N.S., 108: 1-343; Parıs. — — (1971): Les calcaires biogeniques de l!’Albien et du Cenoma- nien Pyreneo-Cantabrique: problemes d’environnement se- dimentaire. — Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 9: 277-311; Amsterdam. FRISCH, W. (1979): Tectonic progradation and plate tectonic evolu- tion of the Alps. - Tectonophysics, 60: 121-139; Amsterdam. GARCIA MONDEJAR, J. (1979): Successions paleogeographiques du complexe urgonien dans le SW de la region Basco-Cantatabri- que (Nord de l’Espagne). —- Geobios, Mem. spec., 3: 71-78; Lyon. GIESE, P. & REUTHER, K.-J. (1978): Crustal and structural features of the margins of the Adria microplate. In: CLoss, H., ROEDER, D. & SCHMIDT, K. (Hrsg.), Alps Apennines Hellenides, 565-588; Stuttgart (Schweizerbart). GRIMAUD, $., BOILLOT, G., COLLETTE, B. J., MAUFFRET, A., MiLEs, P.R. & ROBERTS, D. B. (1982): Western extension of the Iberian-European plate boundary during the Early Ceno- zoic (Pyrenean) convergence: A new model. - Mar. Geol., 45: 63-77, Amsterdam. HaNISCH, J. (1978): A “Sigsbee Knoll” in Early Tertiary Bay of Bis- cay and associated turbidity currents. - AAPG Bull., 62: 2232-2242; Tuls/Okla. HART, M. B. & BAILEY, H. W. (1979): The distribution of planctonic foraminifera in the Mid-Cretaceous of NW-Europe. In: WIEDMANN, J. (Hrsg.), Aspekte der Kreide Europas, IJUGS Series A, 6: 527-542; Stuttgart (Schweizerbart). HERM, D. (1965): Mikropaläontologisch-stratigraphische Untersu- chungen im Kreideflysch zwischen Deva und Zumaya (Prov. Guipüzcoa, Nordspanien). - Z. dt. geol. Ges., 115: 277-348; Hannover. JAnsA, L. F. & WIEDMANN, J. (1982): Mesozoic-Cenozoic deve- lopment of the eastern North American and the northwest African continental margin: A comparison. In: RAD, U. VON etal. (Hrsg.), Geology ofthe Northwest African Continental Margin, 215-269; Berlin etc. (Springer). Kınd, H.-D. (1967): Diapire und Alttertiär im südöstlichen Basken- land (Nordspanien). — Beih. geol. Jb., 66: 127-174; Hanno- ver. KRISTOFFERSEN, Y. (1978): Sea-floor spreading and the early opening ofthe North Atlantic. — Earth Planet. Scı. Lett., 38: 273-290; Amsterdam. KRuIT, C., BROUWER, J., KNOX, G., SCHÖLLNBERGER, W. & VLIET, A. van (1975): Une excursion aux cönes d’alluvions en eau profonde d’äge tertiare pres de San Sebastian (Province de Guipüzcoa, Espana). — 9e Congr. Int. Sed. Nice, Exc. 23: A-B, 1-75; Nizza. KRUMSIEK, K. (1982): Cretaceous Magnetic Stratigraphy of South- west Morocco. In: RAD, U. voN, HinZ, K., SARNTHEIM, M. & SEIBOLD, E. (Hrsg.), Geology of the Northwest African Continental Margin, 475493; Berlin, Heidelberg, New York (Springer). LAMOLDA, M., RODRIGUEZ-LAZARO, J. & WIEDMANN, J. (1981): Field Guide: Excursions to Coniacian-Maastrichtian of Bas- que-Cantabric Basin. — Publ. Geol. Univ. autön. Barcelona, 14: 53 S.; Barcelona-Bellaterra. LEPICHON, X., BONNIN, J., FRANCHETEAU, J. & SIBUET, J.-C. (1971): Une hypothese d’evolution tectonique du Golfe de Gascogne. In: Histoire structurale du Golfe de Gascogne, 2, VI. 11-1-VI. 11-44; Paris (Technip). LOTZE, F. (1955): Salzdiapirismus im nördlichen Spanien. — Z. dt. geol. Ges., 105: 814-822; Hannover. — — (1960): Zur Gliederung der Oberkreide in der Baskischen De- pression (Nordspanien). - N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1960: 132-144; Stuttgart. MAnGIn, J. P. (1960): Le Nummulitique sud-pyreneen ä l’ouest de l’Aragon. — Pirineos, 51-58, 631 S.; Zaragoza. MASCLE, J. (1977): Le Golfe de Guinee (Atlantique Sud): Un exemple d’evolution de marges atlantiques en cisaillement. — Mem. Soc. geol. Fr., N.S., 128: 5-99; Paris. Mir, L. J., GOMEZ, J. E. & Susan, V.R. (1971): Estudio geolögico de la Provincia de Guipüzcoa. - Mem. Inst. Geol. Min. Espa- na, 79: 1-130; Madrid. MONTADERT, L., ROBERTS, D. G., DECHARPAL, O. & GUENNOC, P. (1979a): Rifting and subsidence of the northern continental margin ofthe Bay of Biscay. In: MONTADERT, L. & ROBERTS, D. G. (Hrsg.), Init. Repts. DSDP, 48: 1025-1060; Washing- ton, D.G; — — & DECHARPAL, ©., ROBERTS, D., GUENNOC, P. & SIBUET, J--C. (1979b): Northeast Atlantic passive continental mar- gins: Rifting and subsidence processes. In: TALWANI, M., Hay, W. & Ryan, W.B.F. (Hrsg.), Deep Drilling Results in the Atlantic Ocean: Continental Margins and Paleoenviron- ment, Maurice Ewing Ser., 3: 154-186; Washington, D. C. NAYLOR, D. & SHANNON, P.M. (1982): The geology of offshore Ire- land and West Britain. 161 S., London (Graham & Trotman). PascAL, A. (1976): Variations sequentielles rapides de sedimentation sur la bordure des plates-formes urgoniennes dans le Nord de l’Espagne. — Bull. Soc. geol. Fr., (7) 18: 1005-1008; Paris. — — (1982): Evolution des systemes biosedimentaires urgoniens en Espagne du Nord. -N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 77-86; Stuttgart. PEYBERNES, B. (1978): Dans les Pyrenees la paleog&ographie antece- nomanienne infirme la theorie d’un coulissement senestre de plusiers centaines de kilometres le long de la «faille nord-pyre- neenne» des auteurs. — Bull. Soc. geol. Fr., (7) 20: 701-709; Paris. — — (1979): L’Urgonien des Pyren&es; Essai de Synthese. — Geo- bios, Mem. spec., 3: 79-87; Lyon. Prrug, R. (1967): Der Diapir von Estella (Nordspanien). — Beih. geol. Jb., 66: 21-62; Hannover. Piper, D. J. W. (1978): Turbidite muds and silts on deepsea fans and abyssal plains. In: STANLEY, D. J. & KELLING, G. (Hrsg.), Sedimentation in Submarine Canyons, Fans, and Trenches, 163-176; Stroudsburg, Pennsylv. (Drowden; Hutchinson & Ross). PLAZIAT, J.-C. (1981): Late Cretaceous to Late Eocene paleogeogra- phic evolution of the Southwest Europe. — Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 36: 263-320; Amsterdam. PoaAG, ©. W. (1972): Shelf-edge submarine banks in the Gulf of Me- xico: Paleoecology and biostratigraphy. — Transact. Gulf Coast Assoc. Geol., 22nd Ann. Congr.: 267-281. PUJALTE, V. (1981): Sedimentary succession and paleoenvironment within a fault-controlled basin: The “Wealden” of the Santan- der area, Northern Spain. —Sed. Geol., 28: 293-325; Amster- dam. RAABE, H. (1965): Die irregulären Echiniden aus dem Cenoman und Turon der Baskischen Depression (Nordspanien) in ihrer stra- tigraphischen Stellung. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 121: 95-110; Stuttgart. — — (1966): Die irregulären Echiniden aus dem Cenoman und Tu- ron der Baskischen Depression (Nordspanien).-N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 127: 82-126; Stuttgart. RAMIREZ DEL POZO, J. (1971): Bioestratigrafia y microfacies del Jura- sico y Cretäcico del Norte de Espana. - Mem. Inst. Geol. Min. Espana, 78: 1-357; Madrid. RAT, P. (1959): Les pays cretace basco-cantabrique (Espagne). — Publ. Univ. Dijon, 18: 1-525; Dijon. — — (1962): Contribution ä ’etude stratigraphique du Purbecki- en-Wealdien de la region de Santander (Espagne). - Bull. Soc. geol. France, (7) 4 (1): 1-12; Paris. — — (1963): A propos du Wealdien cantabrique: transgressions et regressions marines climatiques. -C. R. Acad. Scı. Paris, (D) 256, 455-457; Paris. — — (1982): Subsidence et volution des environnements sedimen- taires sur la marge cantabrique (Espagne) au Cretace. -N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 32-45; Stuttgart. — — &Pascau, A. (1979): De l’etage aux systemes bio-sedimentai- res urgoniens. —- Geobios, M&m. spec. 3: 385-399; Lyon. REITNER, J. (1980): Fazies, Bau und Stratigraphie der Riffkalk-Zone (Mittel-Oberalb) im Raum Araya-Alsasua (Provinz Ala- va/Navarra, Nordspanien) und ein Vergleich mit dem Canie- go-Riffkalk (Oberalb) bei Villasana de Mena (Provinz Burgos, Nordspanien). — Unpubl. Dipl. Arb., Univ. Tübingen, 127 S.; Tübingen. — — (1982): Die Entwicklung von Inselplattformen und Dia- pir-Atollen im Alb des Basko-Kantabrikums (Nordspanien). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 87-101; Stuttgart. — — & WIEDMANN, J. (1982): Die Deltaphasen der Unterkreide am Basko-kantabrischen Kontinentalrand, Nordspanien. — N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 60-76; Stuttgart. REZAK, R. (1977): West Flower Garden Bank, Gulf of Mexico. — Stud. Geol., 4: 27-35; Tulsa. RICATEAU, R. & VILLEMIN, J. (1973): Evolution au Cretace superieur de la pente separant le domaine de plate-forme du sillon sous- pyreneen en Aquitaine meridionale. - Bull. Soc. geol. Fr., (7) 15: 30-39; Paris. RICHTER, D. (1965): Sedimentstrukturen, Ablagerungsart und Transportrichtung im Flysch der baskischen Pyrenäen. — Geol. Mitt., 4: 153-210; Aachen. Rızs, A. C. (1978): The opening of the Bay of Biscay - A Review. — Earth-Sci. Rev., 14: 35-63; Amsterdam. 2 RODRIGO, B. G. & ALVAREZ, J. M. F. (1972): Estudio geolögico de la Provincia de Alava. — Mem. Inst. Geol. Min. Espana, 83: 1-198; Madrid. SAEFTEL, H. (1960): Paläogeographie des Albs in den Keltiberischen Ketten Spaniens. -Z. dt. geol. Ges., 111: 684-711; Hannover. 244 SCHROEDER, R. (1980): Le calcaire de Canıego: temoin d’une montee du diapir de Valle de Mena (Prov. Burgos, Espagne) dans l’Al- bien superieur. - Cuad. Geol Iber., 5: 221-225; Madrid. SCHWENTKE, W. (1983): Die fazielle Entwicklung im Estella-Becken während der Oberkreide (Prov. Alava, Navarra; Nordspani- en). Unveröff. Diplomarbeit, 132 $.; Tübingen. SIBUET, J.-C. & Ryan, W. B. F. (1979): Evolution of the West Ibe- rian passive continental margin in the framework of the early evolution of the North Atlantic Ocean. In: SIBUET, J.-C. & Ryan, W.B. F. (Hrsg.), Init. Repts. DSDP, 47/II: 761-775; Washington, D. C. SLITER, W. V. (1976): Cretaceous foraminifers from the southwe- stern Atlantic Ocean, Leg. 36, Deep Sea Drilling Project. In: BARKER, P. F., DALZIEL, I. W. D. et al., Initial Reports DSDP, 36: 519-545; Washington, D. C. STACKELBERG, U. VON (1967): Der Diapir von Murguia (Nordspani- en). — Beih. geol. Jb., 66: 63-94; Hannover. STILLE, H. (1924): Grundfragen der vergleichenden Tektonik. - 443 S., 14 Abb., Berlin (Borntraeger). TISCHER, G. (1967): Über die Wealden-Ablagerung und die Tektonik der östlichen Sierra de los Cameros in den nordwestlichen Ibe- rischen Ketten (Spanien). — Beih. geol. ]b., 44 (1965): 123-164; Hannover. TRUSHEIM, F. (1957): Über die Halokinese und ihre Bedeutung für die strukturelle Entwicklung Norddeutschlands. -Z. dt. geol. Ges., 109: 111-151; Hannover. VaıL, P.R. etal. (1977): Seismic stratigraphy and global changes of sea level. In: Seismic Stratigraphy — Applications to Hydro- carbon Exploration, AAPG Mem., 26: 49-212; Tulsa, Okla. — — & MITCHUM jr., R. M., SHIPLEY, T. H. & BUFFLER, R. T. (1980): Unconformities of the North Atlantic. - Phil. Trans. r. Soc. London, A 294: 137-155; London. VANDENBERG, J. (1980): New paleomagnetic data from the Iberian Peninsula. - Geol. Mijnbouw, 59: 49-60; Amsterdam. VLIET, A. VAN (1978): Early Tertiary deepwater fans of Guipuzcoa, Northern Spain. In: STANLEY, D. J. & KELLING, G. (Hrsg.), Sedimentation in Submarine Canyons, Fans, and Trenches, 190-209; Stroudsberg, Pennsylv. (Drowden, Hutchinson & Ross). VOORT, H. B. (1964): Zum Flyschproblem in den Westpyrenäen. — Geol. Rdsch., 53: 220-233; Stuttgart. WIEDMANN, J. (1960): Le Cretace superieur de l’Espagne et du Por- tugal et ses Cephalopodes. -C. R. 84e Congres Soc. Savantes Parıs et Departm., Dijon 1959, Sect. Sciences, Sous-sec. Geol., 709-764; Paris. — — (1962a): Contribution A la Paleogeographie du Cretace vasco- gotique et celtiberique septentrional (Espagne). — Livre Mem. Prof. P. FALLOT, 1: 351-366; Paris. — — (1962b): Ammoniten aus der Vascogotischen Kreide (Nord- spanien). I. Phylloceratina, Lytoceratina. - Paleontographica, (A) 118: 119-237; Stuttgart. — — (1964): Le Cretace superieur de l’Espagne et du Portugal et ses Cephalopodes. — Estud. geol., 20: 107-148; Madrid. — — (1965): Sur la possibilite d’une subdivision et des correlations du Cretace inferieur iberique. -— Mem. B.R.G.M., 34: 819-823; Paris. — — (1969): The heteromorphs and ammonoid extinction. — Biol. Rev.; 44 (4): 563-602; Cambridge. — — (1975): Subdivisiones y precisiones bio-estratigräficas en el Cretäcico superior de las Cadenas Celtibericas. — Actas ler Symposium Cretäcico Cordillera Iberica, Cuenca 1974, 135-153; Cuenca. — — (1976): Geo- und hydrodynamische Prozesse im Schelfbe- reich in ihrer Auswirkung auf mesozoische Fossil-Vergesell- schaftungen. — Zbl. Geol. Paläont. II, 1976: 424439; Stutt- gart. — — (1980a): Itineraire geologique A travers le Cretace moyen des Chaines Vascogotiques et Celtiberiques (Espagne du Nord). — Cuadernos Geol. iber., 5: 125-240, Madrid. — — (1980b): Paläogeographie und Stratigraphie im Grenzbereich Jura/Kreide Südamerikas. - Münster. Forsch. Geol. Paläont., 51: 27-61; Münster ı. W. — — (1982a): Subsidenzgeschichte und Faunenverschiebungen an einem passiven Kontinentalrand: Das nordspanische Kreide- becken. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 164: 259-264; Stutt- gart. — — (1982b): Grundzüge der kretazischen Subsidenz-Entwick- lung im Südatlantik, inMarokko, Nordspanien und im Helve- tikum. — N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 5-31; Stuttgart. — — &KAUFFMAN, E. G. (1978): Mid-Cretaceous Biostratigraphy of Northern Spain. - Ann. Mus. nat. Nice, 4 (1976); iul-11122; Nice. — — &BUTT, A. & EINSELE, G. (1978): Vergleich von marokkanı- schen Kreide-Küstenaufschlüssen und Tiefseebohrungen (DSDP): Stratigraphie, Paläoenvironment und Subsidenz an einem passiven Kontinentalrand. — Geol. Rdsch., 67: 454-508; Stuttgart. — — & BUTT, A. & EINSELE, G. (1982): Cretaceous stratigraphy, environment, and subsidence history at the Moroccan conti- nental margin. In: VON RAD, U. etal. (Hrsg.), Geology ofthe NW-African Continental Margin, 366-395; Berlin etc. (Springer). — — &KULLMANN, J. & SCHÖNENBERG, R. (Hrsg.) (1982b): Sub- sidenz-Entwicklung im Kantabrischen Variszikum und an passiven Kontinentalrändern der Kreide. Teil 2. Kreide. -N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 1-183; Stuttgart. — — & BERGNER, H. D. & LABUDE, CH. (1982c): Becken-Evolu- tion und jungkimmerische Bewegungen an der Jura/-Krei- de-Grenze Marokkos. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 165: 46-59; Stuttgart. WILLIAMS, C. A. (1975): Sea-floor spreading in the Bay of Biscay and its relationship to the North Atlantic. - Earth Planet. Sci. Lett., 24: 440-456; Amsterdam. WINNOCK, E. (1971): Geologie succincte du bassın d’Aquitaine (Contribution ä ’histoire du golfe de Gascogne). In: DEBY- SER, J.; LE PICHON, X. & MONTADERT, L. (Hrsg.), Histoire structurale du Golfe de Gascogne, 1: iv. 1-1-ıv. 1-30; Paris (Technip). — — (1973): Expose succinct de l’evolution paleogeologique de l’Aquitaine. — Bull. Soc. geol. Fr., (7) 15: 5-12; Paris. er 245-254 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 245 The Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges (Spain) LORENZO VILAS, ANGELA ALONSO, CONSUELO ARIAS, ALVARO GARCIA, JOSE RAMON MAS, RICARDO RINCON & NIEVES MELENDEZ*) With 8 text figures ABSTRACT The distribution of facies and tectosedimentary episodes of the Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges have been studied in the present paper. Two main paleogeographic areas are being established: the Southwestern Iberian Trough and the Gulf of Albacete, both of which are valid during the Lo- wer Cretaceous but it is not possible to distinguish these areas during the Upper Cretaceous because the basin is wider and homogeneous. The amplitude and characteristics of the com- plex stratigraphic gap between the Jurassic and Cretaceous re- cords have been analysed, establishing five episods of tectonic mobility. Eighteen paleogeographical maps have been established re- presenting the whole ofthe Cretaceous evolution. This paleo- geographic evolution took place during eight main sedimen- tary cycles, grouping into five tectosedimentary episodes se- parated by important changes in the configuration of the ba- sin. These five episodes represent the evolution of an aulaco- gen: a) The graben stage during the Lower Cretaceous, b) The flexure stage during the Middle and Upper Cretaceous and c) The folding phase starting at the end of the Cretaceous. KURZFASSUNG Die Faziesverteilung und die durch Tektonik beeinflußte Sedimentationsgeschichte während der Kreide in den süd- westlichen Iberischen Ketten wird vorgestellt. Zwei paläogeographische Hauptgebiete können unterschieden werden: Der südwestliche Iberische Trog und der Golf von Albacete; beide lassen sich in der Unterkreide gut unterschei- den, jedoch in der Oberkreide wird das Gesamtbecken breiter und homogener. Der Umfang und die Besonderheiten des Komplexes „‚Stratigraphic Lacune‘‘ zwischen dem Jura und der Kreide wurden analysiert; es konnten 5 Phasen tektoni- scher Mobilität ausgeschieden werden. Auf 18 paläogeographischen Karten ist die gesamte Krei- deentwicklung dargestellt. Diese paläogeographische Ent- wicklung zeigt 8 Haupt-Sedimentationszyklen, die in 5 tec- to-sedimentäre Epochen zusammengefaßt werden, jeweils durch eine Veränderung in der Becken-Konfiguration unter- scheidbar. Diese 5 Epochen repräsentieren die Entwicklung eines Au- lacogens: a) Graben-Bildung während der Unterkreide, b) Verbiegungen (Flexuren) während der Mittleren und Oberen Kreide, und c) die mit dem Ende der Kreide beginnenden Fal- tungsphasen. INTRODUCTION We study here the Cretaceous facies distribution and tecto- nosedimentary evolution in the southwestern area of the Ibe- *) L. VıLas, A. ALONSsO, C. ArIas, A. GARCIA, J. R. Mas, R. RINCON, N. MELENDEZ, Departamento de Estratigrafia, Uni- versidad Complutense y U. E. I. Correlaciones Estratigräficas y Paleogeografia, C. S. I. C., Madrid — 3, Espana. rian Range (Spain). Many authors have previously worked in this area. Some ofthem have mainly studied the Cretaceous in its regional contest: FOURCADE (1970), GArcıA (1977), ARıAS (1978), Mas (1981). Others have carried out more general stu- dies giving special attention to Cretaceous rocks: VIALLARD (1973), — MELENnDEz (1973), CHAMPETIER (1972). Some other stratigraphical studies have been also useful here: MELENDEZ et 246 alt. (1974), Mas et al. (1977), Garcız et al. (1978), Arıas etal. (1979), Mas et al. (1982). The are some non published studies about Cretaceous stratigraphy in this area: Gimenez (1981), PEREZ DEL Campo (1982), ZaBaLa (1982), Rey (1982). ALvaro etal. (1981) propose a general geotectonic model for this area. SITUATION Yın CENOZOIC CRETACEOUS JURASSIC TRIASSIC Fig. 1. Geographical and geological situation of the studied area. The Cretaceous sediments of the Iberian Peninsula can, in outline, be divided into two groups: One whose marine influence comes from the West or the North, as is the case of the Portuguese Cretaceous and that of Castille North of Spain, and another whose influence comes from the East or South, as is the case of the B£ticas, Iberica s. s. and Catalänides. Keeping in mind the paleogeographic distribution during this period this first group could be called Proto-Atlantic Cre- taceous and the second, Tethys Cretaceous. The areas descri- bed skirt the Meseta which, at times, acts as a source area. Within the Cretaceous having a clear influence from Tethys, is that belonging to the area we have named Iberica s. s. within which it is possible to distinguish two areas that are well sepa- rated, especially in the Lower Cretaceous: one in the northeastthatincludes the Aragonese sector ofthis Range and the Maestrazgo, and the other in the southwest with its Castil- lian sector and the southern Levantine region (Fig. 1). Within the area studied in this paper, a series of zones can be established according to their present disposition as well as some paleogeographic features, even though this division is only valid for the Lower Cretaceous (Fig. 2), since during the Upper Cretaceous the extent of the transgressions makes a characteristic paleogeographic division difficult. The area of our study for the Lower Cretaceous is limited in the west as well as in the east by two basin edges that have be- haved differently: the Meseta that behaves as an active edge as regards the contribution of sediments, and the High of Java- lambre-Valencian Massif that only acted as an obvious source area during the first episodes of Cretaceous sedimentation. In the south, the boundary of the Betic basin is formed at present by atectonic accident that is the reflection of a flexion that exi- sted during the Cretaceous and that was the cause of a depres- sed area that we call the Jumilla-Yecla zone (outer Prebetic). In this basın with its boundaries, two areas can be distinguis- hed: the southwestern Iberian Trough, with SE-NW trans- 247 N @® TERUEL I \U ) 7 o S) CUENCA® \ c 2 N 2 Ay N N = \ ER ) \ A N < H 2 V + {er ; SIERRA MARTES HIGH) = { ze W ALBACETE/® nee nL® oO 50 Km Fig. 2. Main paleogeographical features for the Lower Cretaceous. gressions and the Albacete Gulf with E-W transgressions. Fi- nally, there is the fracture zone that borders on the Albacete Gulf in thenorth, and affects the southwestern Iberian trough as well as the Valencian Massıf. This fracture zone is clearly related with the Sierra Martes High (Arıas et al. 1979). SERAIERABFTEIDISEONTINULTLY OF -TEIEFERETACEOUSTBASE Of the three areas in which the region has been divided for the Lower Cretaceous, a stratigraphic lacuna exists in the Al- bacete Gulf and the Southwest Iberian Trough between the Jurassic and Cretaceous sediments extending, at least, part of the Portlandian, the Berriasian and part of the Valangınıan. However, in the Jumilla-Yecla zone, this lacuna is either quite reduced, or does not exist at all. For this reason, the problem will be dealt with only as regards the first two areas mention- ned above. The basement of the Cretaceous sediments - throughout the region is formed by Jurassic sediments, al- though there are some very local exceptions where they lie di- rectly on Triassic sediments. The farther west one goes in the Albacete Gulf or northwest in the Iberian Trough, the older the Jurassic sediments forming the basement become. At the same time, itcan be seen how the Jurassic sediments have been affected by periods of erosion and tectonic mobility prior to Cretaceous sedimentation. Moreover, the age of the first Cre- taceous deposits varies all along the zone. If we consider only the Cretaceous sediments, starting from the first expansive stage in the basin, that is, from the Upper Barremian, the age of the base of these sediments becomes younger the fart- her northwest or west one goes, depending on the zone. The sum of the erosion of the Jurassic basement and the diachrony of the definite beginning of Cretaceous sedimenta- tion, gives an increase in the stratigraphic lacuna in the direc- tion indicated in Fig. 3. Keeping in mind the present disposi- tion of the outcrops, some sediments from the Lower Barre- mian age appear in this lacuna, but lacking in continuity; al- though in the eastern zones, they are situated, by age, almost in continuity with the rest of the Cretaceous sediments, in the western zones, there is an ever-increasing separation between them. This is due to the fact that from the Oxfordian to the Upper Albian, a series of tectonic mobility stages were usu- ally accompanied by periods of erosion. Considering the in- formation available at present, together with the contribution made in this report, an attempt can be made to establish the main episodes: 248 NW TURONIAN CENOMANIAN ALBIAN APTIAN BARREMIAN HAUTERIVIAN VALANGINIAN ı BERRIASIAN 1 PORTLANDIAN KIMMERIDGIAN OXFORDIAN DOGGER a) Beginning in the Oxfordian, it corresponds to a slow elevation of the entire zone, accompanied by an eastward tilt. b) Post-Portlandian — Pre Upper-Valanginian, with fracturing in blocks due to the reactivation of Her- cinic fractures. c) Intra-Hauterivian — similar to the above. d) Intra-Barremian: with fracturing in blocks and a first, general enlargement of the sedimentation area of the basin. e) Base of the Upper Albian: with a general eastward tilt and an elevation of the Mesera. FAGIES DISTRIBUTION An analysis of the division, geometry, facies and chrono- stratigraphic position of the differentiated Cretaceous forma- tions has made it possible for us to establish the distribution of the main sedimentary environments for each differentiated chronostratigraphic interval. The choice of intervals was made according to the possibility of datings or the need to demonstrate important paleogeographic changes during cer- tain time lapses within the Cretaceous. From the Berriasian only marine sediments with marine characteristics similar to those of the Portlandian are known in the Jumilla-Yecla zone. In the remaining areas, either there was no sedimentation, or it was later eroded. (Fig. 4.1). During the Valanginian-Hauterivian (the fossils found do not permit greater precision), the marine influence quickly advanced in anarrow, elongated basin predetermined by ba- sement tectonic together with the reactivation of Tardiherci- nıan strike-slip faults, basically in aNW-SE direction. La- goon and tidal plain environments appear which, in turn, are bordered on the NW by coastal alluvial plains with a certain tidal influence, (Fig. 4.2). In the Jumilla-Yecla region, the se- dimentation is marine of a recifal nature. In the Lower Barremian (Fig. 4.3), probably covering as wellthe Upper Hauterivian, the sedimentation continues in a narrow trough, reaching more northernly positions and deve- loping as well in other points within the Albacete Gulf. Du- ring this stage, in the entire basin within the Iberian trough, there was a predominant appearance of paralic environments with a more littoral nature in the extreme southeast and more c Fig. 4. Paleogeographical maps: 4.1 Berriasian. 4.2 Valanginian-Hauterivian. 4.3 Lower Barremian. 4.4 Upper Barremian. 4.5 Bedoulian. 4.6 Lower Gargasian. continental towards the NW. A narrow connecting band exı- sted between the two in which marsh environments prevailed of mixed terrigenous-carbonate nature. In general, within this group of paralic environments, the carbonate facies pre- vailed towards the SW in the Albacete Gulf, while the silici- clastics were concentrated round the High of Javalambre-Va- lencian Massif. In the northeastern area of the Jumilla-Yecla zone, the sedimentation is ofacarbonate nature with a very strong marine influence. From this moment, the paleogeography of the region un- dergoes an important change due to an important interval of tectonic instability. This new stage begins with the appea- rance of coastal alluvial plains, during the Upper Barremian, together with extensive silty inundated plains, with lacustrine subenvironments. In the southeasternmost part, calm envi- ronments prevail with an internal, carbonate platform of the Urgonian type, with a wide development of Rudists, essen- tially Requienids. Between these marine environments and the continental ones, there is a wide band of coastal environ- ments of a mixed terrigenous-carbonate nature, surrounded on the north by marshes, (Fig. 4.4). In the Bedoulian (Fig. 4.5), an Urgonian type platform ap- m un oO pears in the basin with calm, carbonate, inner platform envi- ronments, with a large development of Rudists, basically Re- quienids and Monopleurids. Skirting it on the north, there ısa coastal band of a mixed terrigenous-carbonate nature in which coastal bars, channels and tidal plains develop. The Lower Gargasian corresponds to a regressive stage, with a sudden arrıval of terrigenous sediments basically from the Meseta to the basın, where coastal alluvial plains appear. In the southern region, mixed terrigenous-carbonate lagoon coastal environments appear, of amore open nature the far- ther south one goes, (Fig. 4.6). 5.5 During the Upper Gargasian-Clansayesian, (Fig. 5.1), the installation of a new Urgonian platform of lesser extension than the previous one occurred which, in the outermost zo- nes, offers a large development of Rudists (Requienids and Monopleurids) and Corals. Skirting this platform, there were mixed terrigenous-carbonate coastal environments with a de- velopment of coastal bars and tidal plains. In the northern part, coastal alluvial plains developed. This stage ends with the important arrıval of terrigenous sediments to a large part of the basin, corresponding to the Lower-Middle Albian, forming the base of the “Arenas de Utrillas”’, (Fig. 5.2). The Fig. 5. Paleogeographical maps: 5.1 Upper Gargasian-Clansayesian. 5.2 Lower-Middle Albian. 5.3 Up- per Albian (lower part). 5.4 Upper Albian (upper part). 5.5 Lower Cenomanian. 5.6 Middle Cenomanian. deposits, corresponding to this time and that display a greater carbonate internal platform marine influence, are limited to the southernmost zone. In the western and northern part of the basın, alluvial and coastal plain environments appear and which, in their most distal areas, were clearly influenced by tides. Between these there is a mixed terrigenous-carbonate coastal band with coastal bars and a lagoon. The expansion of the basin begins at this moment, surpassing the High of Java- lambre-Valencian Massif. This process presents two trans- gressive pulses: one corresponding to the Upper Albian, in which an internal carbonate platform was installed, skirted on 6.3 251 the W by mixed terrigenous-carbonate coastal environments, (Fig. 5.3). The zone more to the west parallel to the previous one, facies are found corresponding to proximal to distal allu- vial plains that correspond to the “ Arenas de Utrillas” Forma- tion. In the second pulse, which took place during the Vraco- nian, after a short regressive episode, amore complex, more extensive, carbonate, internal platform was installed, (Fig. 5.4). As a result of all this, the basın offers conditions from which a clear homogenization of the same is produced du- ring the Cenomanian with the definite installation of a relati- 6.4 ce Ae M: MADRID C: CUENCA V: VALENCIA A: ALBACETE AL ALICANTE Emerged area Continental sediments Coastal plains Litoral sediments Inner platform o 50 I00 Km Outer shelf and carbonatic ramp Stratigraphic Lacune Fig. 6. Paleogeographical maps: 6.1 Upper Cenomanian. 6.2 Lower Turonian (basal part). 6.3 Upper Coniacian. 6.4 Santonian-Lower Campanian. 6.5 Upper Campanian-Lower Maastrichtian. vely stable epicontinental platform throughout the entire Ibe- rian region, (Fig. 5.5). The sedimentation in this platform be- gins in the western part with open, carbonate lagoon envi- ronments, showing a strong influence of fine terrigenous se- diments. In the western and northern parts, restricted lagoon environments prevail of a mixed fine terrigenous and carbo- nate nature. Related with these are extensive zones of marshy tidal plains, changing into continental terrigenous facies to- wards the NW and W. During the Middle Cenomanian, a carbonate internal plat- form was installed throughout the entire region, (Fig. 5.6). The Upper Cenomanian is characterized by a basic fact which is the general homogeneization of the basin, with the appea- rance of wide carbonate tidal plains, (Fig. 6.1). Another transgressive period begins in the Lower Turonian (Fig. 6.2), which, during the first stage, causes a complete homogeneization, with the installation of an extensive carbo- nate platform tilted northwards in which the outermost envi- ronments are found, including ammonites and planctonic foraminıfers. During the second stage, a regressive tendency is initiated and a carbonate ramp is formed with more external zones of micritic sedimentation and Rudist patches, together with other more superficial zones where large calcarenitic bars develop. After this, there is an interruption episode throughout the entire area and which includes, at least, the Upper Turonian and part of the Coniacian. Starting at this point, an extensive, superficial and complex, internal carbo- nate platform appears, reaching its maximum development during the Upper Santonian, (Figs. 6.3 and 6.4). The regressive tendency ends during a second stage develo- ped in the Upper Campanian-Maastrichtian, and in which ex- tensive plains appear near the coastline with permanent mar- shes and lakes containing carbonate and lutitic sedimentation, (Fig. 6.5). SEDIMENTARY CYCLES AND TECTOSEDIMENTARY EPISODES TECTO EPISODES CYCLES SEDIMENTARY AND SEDIMENTARY MAASTRICHTIAN CAMPANIAN SANTONIAN CONIACIAN TURONIAN CENOMANIAN ALBIAN APTIAN BARREMIAN HAUTERIVIAN VALANGINIAN Fig. 7. EVOLUTIVE TREND FORMATIONS trans Sedimentary cycles and tectosedimentary episodes. The different types of facies described, their horizontal di- stribution for each age and the variations in their vertical di- stribution, have made possible to establish eight sedimentary cycles for the Cretaceous of this sector of the Iberian Range (Mas et al. 1982). These sedimentary cycles are usually sepa- rated by stratigraphic discontinuities of different classes, re- flected by important changes in their sedimentologic and pa- leogeographic evolution. These eight sedimentary cycles can be grouped, at the same time, into five large tectosedimentary episodes (see below) whose boundaries are determined by events that effect on the whole entire area in question. The cycles, the tectosedimentary episodes, as well as the temporal and spatial position occupied by the eighteen differentiated li- thostratigraphic units, are represented in Fig. 7. The first cycle (I), developed during part of the Valanginian and/or part of the Hauterivian (no definite paleontological confirmation on the same exists), appears only in limited areas within the southwestern Iberian Trough. It corresponds to the beginning of sedimentation after an absence of deposits and erosion, during which time important episodes of tecto- nic instability occurred in almost the entire area studied. The sediments were deposited in a narrow, elongated basin, pre- determined by atectonic of basement blocks together with the reactivation of Hercinian strike-slip faults. In general, this cycle offers a regressive nature and terrigenous sediments predominate. After another interval of tectonic instability, reflected by sedimentary interruption with a period of erosion, an abrupt change was brought about in sedimentation conditions, but the paleotectonic guidelines that condition the shape of the basin were maintained. Under these circumstances, cycle II evolved mainly during the Lower Barremian, although it can also be represented at the top of the Hauterivian. It begins with a short period characterized by a transgressive trend fol- lowed by another regressive period. The sediments, corres- ponding to this cycle, are terrigenous or carbonatic, depen- ding on the area. Cycle III, which includes the Upper Barremian and the Be- doulian, corresponds to the expansive stage of the basin, with the development of the transgression that produced the instal- lation of a marine platform with Urgonian sedimentation. This transgression is complex, as it developed from a double pulse, the first corresponding to this cycle, (Arıns et alt. 1979). The base contains mainly fine terrigenous sedimenta- tion, changing into carbonate as the transgression advances. Only at the very end of this cycle can regressive features be found. Cycle IV includes the Upper Aptian and the Lower and Middle Albian, and corresponds to the second pulse of the Aptian transgression. A large part of the “Arenas de Utrillas’” Formation is found at the top. The base of the cycle is trans- gressive, starting with terrigenous sediments that correspond to coastal alluvial plains, passing to lagoons and ending, towards the top, in an Urgonian carbonatic platform, less ex- tensive than the previous one. This cycle finishes with a re- gression caused by the powerful arrival of terrigenous sedi- ments from the Meseta that cover a large part of the basın. Cycle V develops during the Upper Albian and includes two transgressive pulses, abruptly interrupted at the top. The upper is more extensive than the lower one, and both develop n [871 & in a northwestern direction, according to the model given by Garcıa et al. (1978). This cycle represents the base of the large transgression of the Upper Cretaceous in the Iberian Range, where the expansion of the basın is considerable, sur- passing for the first time the Javalambre High and the Valen- cian Massif which, till the moment, had closed the basın on the northeastern side. Cycle VI occurs throughout the entire Cenomanian and in- cludes a transgressive-regressive series with carbonate sedi- ments. During this cycle, a clear homogenization of the ba- sin is produced. The most important point is the installation of extensive carbonatic tidal flats. Cycle VIIrepresents the Turonian (s. 1.); however, its con- tinuity cannot be determined in the Upper Turonian. In gene- ral, it has a regressive nature which is abruptly interrupted towards the top. It corresponds to the stage in which the basin underwent a maximum opening towards the open sea, with the installation of Ammonite and planctonic Foraminifera en- vironments. Towards the top Rudist patches predominate. After this cycle, it has not been possible to make a paleonto- logical distinction of the Upper Turonian nor of alarge part of the Coniacian throughout the southwestern Iberian Range. This coincides with a stage in which there are signs of evident sedimentary interruption in the entire area. For this reason, and due to a lack of more conclusive evidence, we believe there is a possible lacune which would include the above men- tioned time interval. Fig. 8. Tectosedimentary episodes (see text). 254 After this interruption, the sedimentation is renewed with sediments of an obvious continental influence which form the base of cycle VIH. This cycle, belonging to the Senonian, de- velops rapidly into a shallow carbonatic platform, initiating at once a regressive period that occupies the greater part of the cycle. The cycle ends with the intallation of continental envi- ronments near the coastline. These eight sedimentary cycles in which the Cretaceous se- diments of this region have been divided, can be grouped into five tectosedimentary episodes, based on tectonic phenomena of varying importance with repercussions in sedimentation. In Fig. 8 the different tectosedimentary episodes are repre- sented by way of an imaginary section of the SW Iberian Trough in aSW-NE direction. The first episode includes cycles I and II and is characteri- zed by a strong sedimentation influenced by a tectonic of ba- sement blocks, with the formation of throughs and little bas- sins related with grabens that offer strong subsidence and a large amount of sedimentation. Within this episode, and be- tween cycles land II, a greater expansion of the basın can be seen in the latter, taking into consideration the present out- crops. In the second episode, which includes cycles III and IV, instability continues, represented by the movement of blocks that divide the basın in zones of differentiating subsi- dence. But, in general, this mobility is much less than in the previous episode, which allows for a greater expansion of the sedimentation area that coincides with the “ Aptian transgres- sion”, causing the development of Urgonian carbonate plat- forms. By the end of this espisode, the arrıval of terrigenous contributions begins in the Albacete Gulf, representing the regressive stage of cycle IV, without any discontinuity with the Urgonian limestones. The third episode, which includes cycles V and VI, begins with the arrival and expansion of ter- rigenous sediments in the basın, having caused an evident pre- vious erosion in some areas. This fact may be a reflection of an elevation of the Meseta area at this time. During this episo- de, the subsidence is of a generalized nature and not differ- entiated in blocks, causing a homogenization of the basin in the upper part with the installation of an extensive epiconti- nental shelf. In the fourth episode, which includes cycle VII, the epicontinental platform is enlarged and deepened, ope- ning northwestwards by means ofatiltonaNW-SE axis. Du- ring this episode, the Proto-Atlantic and the Tethys basins were possible joined together through the high of the we- sternmost part of the region under study. Finally, and after an important interruption in sedimentation, the fifth tectosedi- mentary episode appears, which includes cycle VIII. During this episode, the basın becomes shallow and is finally dıvided into little basıins with an increasingly more continental nature. The geometry of this division does not appear to have any re- lation with that of the Lower Cretaceous. Following the consideration of aulocogene, established for the Iberian Range by Aıvaro et al. (1981), with reference to all the sediments from the Permian to the Cretaceous, the evo- lution we described for the Cretaceous with its stages of frac- turing and graben (Lower Cretaceous), flexure (Upper Creta- ceous) and folding (Final Cretaceous), corresponds in itself to the internal development of an aulacogenous through. REFERENGES ALVARO, M.; CAPOTE, R.;y VEGAS, R. (1981): Un modelo de evolu- cıön geotectönica para la Cadena Celtiberica. - Acta Geolö- gica Hispänica. Libro Homenaje a Luis SOLE SABARIS; 14, pp- 172-177. Barcelona. Arıas, C. (1978): Estratigrafia y Paleogeografia del Juräsico superior y Cretäcico inferior del nordeste de la provincia de Albacete. — Seminarios de Estratigrafia, Serie Monografias, 3, Tesis Doc- toral. 299 pägs. Madrid. ARIAS, C.; Mas, J. R.; GARCIA, A.; ALONSO, A.; VILAS, L.; RıN- CON, R. & MELENDEZ, N. (1979): Les facıes urgoniens et leurs variations pendant la transgression aptienne occidentale de la Chaine Iberique (Espagne). — Geobios, Mem. Spec., 3, pp- 11-23. Lyon. CHAMPETIER, Y. (1972): Le Prebetique et !’Iberique cötiers de la pro- vince d’Alicante (Espagne). - These Univ. Nancy. Sciences de la Terre, Mem., 24, 170 pägs. Nancy. FOURCADE, E. (1970): Le Jurassique et le Cretace aux confins des Chaines betique et iberique (SE. de l’Espagne). — These., 427 pägs. Paris. GARCIA, A. (1977): Juräsico terminal y Cretäcico inferior en laregiön central de la provincia de Valencia y noreste de la provincia de Albacete. Seminarios de Estratigrafia, Serie Monografias, 1, 334 pägs. Madrid. — — Mas, J. R.; ARIAS, C.; VILAS, L.; ALONSO, A. etRINCON,R. (1978): Evolution sedimentaire des facıes terrigenes, mixtes et carbonates de l’Albien superieur-Cenomanien, dans la region de Cuenca-Almansa, Espagne. — Cahiers de Micropaleontolo- gie, 4, pp. 11-19. Paris. GIMENEZ, R. (1981): El Cretäcico superior de un sector del alto Tajo (Guadalajara). — Tesis de Licenciatura, Universidad Complu- tense, Inedito. Madrid. Mas, J. R. (1981): El Cretäcico inferior de la regiön noroccidental de la provincia de Valencia. - Tesis Doctoral. Universidad Com- plutense. In lit. Madrid. — — yALONSO, A. (1977): Evolucıön sedimentolögica del Juräsico terminal en “Facies Purbeck’” y Cretäcico basal en “Facies Weald” de Villar de Tejas (Valencia). — Estudios Geolögicos, 30, n° 6, pp. 557-569. Madrid. — — ALONSO, A.; GARCIA, A.; ARIAS, C.; VILAS, L.; MELENDEZ, N. & Rıncon, R. (1982): Les grandes etapes dans l’evolution du Cretace de la zone suddoccidentale de la Chaine Iberique (Espagne). — Soc. Geol. France, 9 Reunion Annuelle des Sciences de la Terre. Paris. MELENDEZ, F. (1973): Estudio geolögico de la Serrania de Cuenca en relaciön a sus posibilidades petroliferas. — Tesis Doctoral. Univ. Complutense. T. I y II. 245 pägs. Madrid. — — SANCHEZ, P.; VILLENA, J.; RAMIREZ DEL POZO, J.; PORTERO, J. M.; OLivE, A. & AsseEns, J. (1974): Sintesis del Cretäcico de la zona sur de Ja Rama Castellana de la Cordillera Iberica. - I. Symp. Cret. Cordillera Iberica, pp. 241-252. Cuenca. PEREZ DEL CAMPO, P. (1982): Los primeros episodios de la sedimen- tacıön cretäcica en el extremo suroriental del Sistema Iberico. (Regiön de Cullera-Jaraco, provincia de Valencia). — Tesis de Licenciatura. Univ. Complutense. Inedita. Madrid. Rev, L. (1982): El Cretäcico del Alto Tajo entre Canales del Ducado y Villar de Cobeta (Provincia de Guadalajara). — Tesis de Li- cenciatura. Universidad Complutense. Inedita. Madrid. VIALLARD, P. (1973): Recherches sur le cycle alpın dans la Chaine Iberique sud-occidentale. - These, Travaux du Lab. de Geol. Mediterraneenne. Univ. Paul Sabatier. 445 pägs. Toulouse. ZABALA, L. (1982): Los primeros episodios de la sedimentaciön cre- täcica en el extremo suroriental del Sistema Iberico (Regiön de Dos Aguas-Alcira, provincia de Valencia). -Tesis de Licencia- tura. Univ. Complutense. Inedita. Madrid. Zitteliana Le Cretace inferieur de Tunisie Apergu stratigraphique et sedimentologique PIERRE FELIX BUROLLET, LUCIA MEMMI et ALIM’RABET*) Avec 2 figures dans le texte et 1 tableau RESUME Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable la fois par la puissance (jusqu’ä 4000 m) de ses sediments et la variabilite de ses depöts. Ces series ont Ete subdivisees en unites litho- stratigraphiques, d’utilisation courante. De meme, l’abon- dance des fossiles (Ammonites, Foraminiferes) ä certains ni- veaux A permis d’etablir des subdivisions biostratigraphiques. Parallelement l’etude sedimentologique a precise les milieux de sedimentation et l’&volution paleogeographique de ces se- ries. En Tunisie, trois sequence sedimentaires peuvent ainsi Etre distinguees. La premiere du Jurassique terminal au Barremien p-. p. est regressive. Elle correspond essentiellement a la mise en place d’un complexe terrigene progradant de type deltaique depuis le Nord du Sahara jusqu’en Tunisie centrale. Vers le Nord, on passe ä des depöts marno-calcaires ou les recurren- ces turbiditiques sont frequentes. Les deux sequences suivan- tes datees du Barremo-Aptien sont transgressives puis regres- sives. En Tunisie Centrale et meridionale, les depöts sont carbo- nates, terrigenes ou Evaporitiques de type plateforme. Plus au Nord, ils sont relayes par des facıes carbonates a elements re- cifaux puis par des marnes de mer ouverte. L’ensemble trans- gressif du Cretace superieur debute dans l’Albien. Larepartition des facies et des Epaisseurs de ces series est re- gie par des facteurs structuraux auxquels s’associe le debut de mouvements halocınetiques. KURZFASSUNG Die Unterkreide in Tunesien ist bemerkenswert durch ihre große Mächtigkeit (bis 4000 m) und die Verschiedenartigkeit der Sedimente. Diese Serien wurden in lithostratigraphischen Einheiten unterteilt; reiche Ammoniten- und Foraminiferen- funde erlaubten eine biostratigraphische Gliederung. Sedi- mentologische Untersuchungen halfen die paläogeographi- sche Entwicklung zu erhellen. Man kann drei Sedimentations-Abfolgen unterscheiden: Die erste Abfolge ist regressiv beginnend mit dem Ende des Jura bis in das Barreme. Ein terrestrischer Komplex in Form eines Deltas rückt nordwärts aus der Nord-Sahara bis nach Mittel-Tunesien vor. Nach Norden zu folgen Mergel-Kalk- Folgen mit häufigen Turbidit-Einschaltungen. Die beiden nachfolgenden Sequenzen sind zunächst transgressiv, dann wieder regressiv. In Zentral- und Südtunesien handelt es sich meist um Kar- bonate terrigene und z. T. evaporitische Ablagerungen vom Plattformtyp. Nach Norden zu werden sie abgelöst durch Riffgesteine und weiter anschließend durch Mergelsedimente eines offenen Meeres. Die transgressive Folge, die bis in die Oberkreide reicht, beginnt im Alb. Die Faziesverteilung und die Mächtigkeiten dieser Serien stehen in Abhängigkeit von tektonischen Großstrukturen, hinzu kommt der Beginn von halokinetischen Bewegungen mit Bodenunruhen. *) P. F. BUROLLET, Total - C. F. P., 3545 Quai A. Citroen, F-75739 Paris Cedex 15; L. MEMMI, Departement de Geologie (Service Geologique), 95 Av. Mohamed -V-, 1002 Tunis Belvede- re, Tunisie; A. M’RABET, Laboratoire de Geologie, Facult& des Sciences, Campus Universitaire, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie. 256 RE RNIT E Sue sassın SEINEN] a SNNENENENL ZT ISIRIN en KENNE NE ns — ZN] 2rS eK IN] Es III SEI III en LER EREIEN SIT Fig. 1: D’apres J. Marıe et al. 1980). A = Argiles ä faune planctonique; B = Transition entre A et C;C = Calcaire bioclastique subrecifal; D= Recif; E= Cal- caire bioclastique dolomitise; F = Dolomie avec passees d’anhydrite et de detritiques. Liste des Localites: (1) Jebel Graouche; (2) Jebel Adissa; (3) Coupe de Zeflana; (4) Jebel Ed Diss; (5) Coupe d’Oued Zar- ga; (6) Jebel Goraa; (7) Jebel Ressas; (8) Jebel Oust; (9) Jebel Rhazouane; (10) Khanguet el Hadjadj; (11) Coupe du Barrage du Mellegue; (12) Jebel Bene Klab; (13) Jebel Rihane; (14) Je- bel Cheid; (15) Jebel Zaghouan; (16) Jebel Ben Saidane; (17) aa mama SoSSS Deasssesese == IN ei ss ans SE SIT III Img — TBNANETEIDIEINE REN KSENENNENEN Se MSII Influence detritique Axe N.S. Jebel Mdeker; (18) Jebel Zaress; (19) Coupe de la Gara- Ha- meima; (20) Jebel Serdj; (21) Jebel el Hamra; (22) Jebel Sem- mama; (23) Jebel Chambi; (24) Jebel M’Rhila; (25) Jebel Nara; (26) Jebel Sidi Khalif; (27) Jebel Kebar; (28) Jebel Sidi Aich; (29) Jebel Boudinar; (30) Jebel Meloussi; (31) Jebel Bou Hedma; (32) Jebel Orbata; (33) Coupe de Foum el Argoub; (34) Jebel Tebaga de Medenine; (35) Jebel Merbah el Asfer; (36) Dahar; (37) Jeffara; (38) Gabes; (39) Mole des Kerken- nah; (40) Golfe de Hammamet; (41) Jebel Hallouf; (42) Jebel Bargou; (43) Jebel Bou el Haneche; (44) Ouargha; (45) Lam- pedusa. 1597 un SI INTRODUCTION Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable par la puis- sance de ses sediments et par ses variations de facies; faisant suite ä des travaux de reconnaissance (PERVINQUIERE 1903, SO- LiGnac 1927) etä des Etudes regionales (Castany 1951 et SAın- FELD 1952), une classification lithostratigraphique a ete pro- posee par BuroLLET (1956) et est couramment utilisee depuis. Les progres de la paleontologie, en particulier dans le domaine des Ammonites, des Foraminiferes, des Ostracodes et des Tintinniens ont permis une subdivision biostratigraphique fine (BismutH 1973, Memmı 1981, Saray 1980, etc.). Le deve- loppement des analyses sedimentologiques a permis de preci- ser les milieux de depöts (Fournıe et PacauD, 1973, M’RABET 1981) tandis que les forages pe£troliers etendaient les connais- sances ä l’Est et au Sud des zones d’affleurements. 1. AIRES DESEDIMENTATION Durant le Cretace inferieur la Tunisie est le siege d’un con- flit entre les apports detritiques sahariens et les facies marins ouverts tethysiens au Nord. A l’exception de la plate-forme stable saharienne (Dahar et Jeffara), il s’agit d’une plate-forme instable irregulierement subsidente s’abaissant vers un bassin profond situe plus loin au Nord. En Tunisie atlasique et orientale, c’est-ä-dire tout ce qui est au Nord de Gabes on met en Evidence un certain nombre de secteurs structuraux. Dans le sens Ouest-Est on distingue la Tunisie occidentale, plus instable, de la Tunisie orientale plus stable mais entierement masqu&e maintenant par les sediments n&ogenes et quaternaires ou par les eaux de la Mer Pelagienne; ä la limite des deux, une suture majeure dite Axe Nord-Sud, formee probablement d’un ensemble de failles N. S. acciden- tant le socle ante-triasique, a jou& en bourrelet et en butoir. Dans le sens transversal, on distingue les unites suivantes du Sud au Nord: — Des sillons subsidents au niveau des Chotts et de Gafsa ä l’Ouest, sous le Golfe de Gabes a l’Est. — Une transversale moins subsidente au droit de la Tunisie centrale ä ’Ouest et du möle des Kerkennah ä& l’Est; durant l’Aptien et l’Albien inferieur, une large zone de ce secteur etait &merg&e ä proximite et surtout & P’Est de ’AxeN. S.: Pile de Kairouan. — Au Nord, la plate-forme s’abaisse vers des bassins forte- ment subsidents et plus profonds: sillon tunisien au N. O. etGolfe de HammametauN. E.PlusauN. W., au-delä du sillon tunisien, une ride se serait ebauchee ä certaines epo- ques (Hairech), le separant des sillons telliens. 2. DESCRIPTION DES SERIES DU SUD AU NORD 2.1 Dans le sillon des Chotts et sur le Craton saha- rien le passage Jurassique — Cretace se fait en continuite de sedimentation. La serie purbecko-wealdienne ou formation Asfer est constituee d’alternances de minces depöts marins et de couches greso-argileuses subcontinentales. Busson (1972) attribue le d&pöt de ces couches A des transgressions et des re- gressions marines sur un pays extremement plat correspon- dant ä un environnement de type deltaique. Mince et greseuse au Sud, la serie montre vers le Nord, en direction du promontoire du Tebaga, un enrichissement rela- tif en carbonates. Dans le sillon des Chotts, ces series ont &te recoupees par les sondages p£troliers. M’RAsEr (1981) les compare aux forma- tions Meloussi et Boudinar de Tunisie Centrale. Au-dessus, apparait ä Bateun el Rezel (S. S. W. de Tata- houine) une serie de sables, d’argiles rouges et vertes, de gres grossiers ou formation Chenini. Busson (1972) pense que cette serie serait en partie d’äge hauterivien. Il s’agit de depöts fluvio-deltaiques accumules par des cours d’eau extremement puissants. Ces conditions subaeriennes sont entrecoupees de phases d’emersion et d’erosion. Cette serie se biseaute vers le Nord et s’epaissit vers l’Ouest en direction du Sahara. Recoupee par les sondages pe£troliers, dans l’anticlinal des Chotts, cette serie comporte des calcaires a Choffatella decipiens d’äge Barremien. M’Raser (1981) compare cette serieä la formation Bou Hedma de Tunisie cen- trale. Dans la region du Tebaga de Medenine, des dolomies et des calcaires dolomitiques ä nodules siliceux noirs de la «barre carbonatee inferieure» (Busson, 1967) surmontent la forma- tion Chenini. Ils ont livre une faune de Cylindroporella et Pa- lorbitolina lenticularis de l’Aptien et correspondent & un fa- cies a tendances lagunaires. La presence d’un Albien d’epaisseur reduite est probable. Vers le Nord «la barre carbonatee inferieure» s’Epaissit alors que vers le Sud, äla latitude de Ghoumrassen elle s’enrichit en quartz clastiques. Sur le flanc Sud du Chott Fedjedj des marnes a passees gyp- seuses etäintercalations calcaro-dolomitiques, avec une riche faune du Gargasien, sont surmont£es par des gres grossiers ä bois fossiles recouverts eux-m&mes par des alternances de cal- caires parfois oolitiques, d’argiles et de marnes. Ces dernieres couches ont fourni une riche faune d’Ammonites (Knemice- ras aegyptiacum, K.douvillei, K. gracile) qui indiquent un äge albien moyen ä superieur. Au-dessus repose une barre carbonat£e constituee de bancs durs et massifs de dolomies et de calcaires dolomitiques for- mant une corniche. Cette serie correspond ä la barre albo-vra- conienne connue vers l’Ouest, dans les regions sahariennes. Certains nıveaux silicifies su sommet ont livre des Nerinees, des Huitres et des Rudistes (Distefanella et Eoradiolites). 2.2 En Tunisie centrale, entre Gafsa, Kasserine et Kai- rouan, la transition est progressive entre les facies meridio- naux et les series marines du Nord. On verra donc progressi- vement les unites lithostratigraphiques deltaiques ou inter- mediaires faire place ä des termes argilo-calcaires comprehen- sifs. En fait, ’ensemble des formations du Cretace inferieur re- presente une megasequence regressive accidentee de deux pul- sations transgressives au Barremo-Aptien et a l’Aptien supe- rieur, annongant la vaste invasıon marine de l’Albien supe- rieur-Cenomanien. Le passage Jurassique - Cretac€ -estcontinu; au-dessus des carbonates massifs de la Formation Nara, les argiles de Sidi Kralıf presentent des intercalations calcaires a Ammonites (et a Calpionnelles ä la partie inferieure). La base est diachrone: zone A Microcanthum (Tithonique superieur) au jebel Bou Hedma, zone A Jacobi plus au Nord et de meme le sommet appartiert au Tithonique terminal au Sud et la zoneä Boissieri (Berriasien superieur) au jebel Sidi Kralif et plus au Nord. Vers l’Ouest, le sondage petrolier Douleb 101 a traverse une £paisse serie (2900 m) d’argiles silteuses de gres tres fins, ä niveaux dolomitiques importants ou «formation des dolomies du Douleb 101» (Fournie et Pacaup, 1973). Datee du Berria- sien ä Valanginien par Nannofossiles et Palynoplanctonolo- gie, cet ensemble representerait un equivalent plus carbonate de la formation Sidi Kralif. Au-dessus vıent la Formation Meloussi, avec des alternan- ces de sables, d’argiles, de dolomies rousses et de gres bruns; l’äge de la limite est variable correspondant ä la progression de depöts detritiques de type deltaique du Sud au Nord: Berria- sien superieur ä Valanginien au Sud, Hauterivien plus au Nord, etc. Dans la region de Gafsa et de Sidi Bou Zid, se developpe au-dessus du Meloussi, une unite de sables fluviatiles genera- lement blancs ä stratification entrecroisee, en barres d’accre- tion laterale et en chenaux: c’est la Formation Boudinar d’äge approximatif Hauterivien ä Barremien inferieur. Vers le Nord, dans les facıes de front de delta, apparaissent des inter- calations marines d’argiles et de dolomies; on passe alorsä une Formation Meloussi «sensu lato» comme aux jebels Hallouf, Mrhila, etc. Les Formations Meloussi et Boudinar sont surmontees par une serie de calcaires fins, de dolomies, d’&vaporites, d’argiles bigarrees et de sables fins, dite Formation Bou Hedma definie dans la region de Gafsa. Elle est datee par des Foraminiferes benthiques qui lui conferent un äge Barr&mien (peut-£tre su- perieur?) — Bedoulien p. p. Delaregion des Chotts jusqu’aux environs de Sidi Bou Zid, le milieu de depöt &voque un vaste estran («tidal flats») et des sebkhas. Par contre, au jebel Mrhila, le Bou Hedma est rem- place par la formation Mrhila: epaisses couches de marnes se- parees par de fines intercalations de calcaires bioclastiques qui supportent des dolomies massives. Les Foraminiferes benthi- ques et les Algues vertes y abondent et indiquent un äge Be- doulien. Le milieu de depöt est infralittoral et calme devenant plus agite et a dominante carbonatee au sommet. Vers ’Ou- est, on passe au jebel Chambi et dans le sondage Douleb 101, & des dolomies ä bioclastes, des calcaires bioclastiques et ooliti- ques. Cet &quivalent carbonate de la formation Bou Hedma correspond ä un milieu inter-supratidal. Sur le dernier banc dolomitique de la Formation Bou Hedma ou ses &quivalents, repose la Formation Sidi Aich. Ce sont des sables generalement fins ä tres fins, mais pouvant &tre localement grossiers et de couleur rouge, A lie de vin. Ces sa- bles admettent des passees d’argiles silteuses et des bancs car- bonates. Ils s’etendent des Chotts jusqu’ä la region de Kasse- rine et ont Et traverses par de nombreux forages du Sahel. M’Raper (1981) leur attribue indirectement un äge Bedoulien P&P- Leur milieu de depöt peut Etre qualifie de marın peu pro- fond. Dans la region de Sidi Bou Zid, les sables de coleur rouge et localementä paleosols, refletent un milieu plutöt flu- viatile ä subaerien. Les Formations Orbata et Serdj sont deux unites essentiel- lement carbonatees qui se relayent lateralement et qui repo- sent souvent sans la moindre discordance sur les sables de Sidi Aich. La Formation Orbata est un ensemble de dolomies et de calcaıres A Orbitolines, de carbonates lamines, avec des alter- nances de marnes A huitres et de marnocalcaires; ä la partie mediane, le sommet est soulign& par un niveau gr&seux repere. Le membre superieur est repr&sente par des sequences mar- no-calcaires surmont£es par des dolomies formant corniche. Les termes inferieur et moyen ont fourni des Foraminiferes benthiques qui permettent de les attribuer au Gargasien- Clansayesien, alors que le sommet correspondrait peut-etre ä l’Albien inferieur. La Formation Orbata s’est deposee en milieu marin peu profond et de faible Energie qui passe A une sedimentation calme et lagunaire, au sommet du membre inferieur. La re- prise marine se manifeste ä la base du membre moyen avec di- minution de la profoundeur du milieu et arrivee des gres ma- rins au sommet du membre moyen; lemembre superieur s’est depose en milieu infratidal de faible Energie. VersleN. E., au jebel Kebar, seul le membre inferieur de la formation Orbata existe. I] est surmonte par une serie conti- nentale ou formation Kebar (Kressieı, 1976). Elle est consti- tuee A sa partie inferieure de conglomerats, d’argiles rouges, de calcaires blancs ä Ostracodes et Characees et de dolomies. Dans sa partie sup£rieure, elle englobe des argiles rouges, des sables barioles, fins A grossiers et & paleosols. L’äge de la Formation Kebar est deduit par encadrement et va du Garga- sien superieur ä l’Albien inferieur. L’&mersion du secteur de Sıdi Bou Zidä la fin du Gargasien moyen etend vers I’Ouest l’ile de Kairouan ou manquent souvent les d&pöts posterieurs a ’Hauterivien; il est difficile de dire sı elle &tait largement &mergee avant ou si les couches correspondantes ont &te Ero- dees. Par contre, on sait qu’au Gargasien superieur (Clansayesı- en) P’ile de Kairouan a servi de source de mat£riel greseux transporte vers le Nord-Ouest, le Nord et le Nord-Est et in- tercale lä dans les series argileuses pour donner la Formation Hameima qui surmonte le Serdj ou s’intercale ä sa partie supe- rieure. 3 ‘Sısıun ], ua saonbıydessnens sa1Lun sap uone[91107 3noıs =!SIVulNIR, EZ UEFA FSFLE oOoxWwWwhr «a oO Ww ANDINOHLIL N31SVIu439 N3INIONVIVA N 3 1AIU3.LNVH N3IW34uvg N3lldv N3lIg1V s39Vv13 wrye}509050poUgNSs SE48204J0PE1T wnyjuer3els2!W SPI2IOYJUEIEJIY & ıgosel (g) Eyyaser4J2g sıpveuBb sayıynuejdgnsopn254 BIIUPLID20 E/[IA ous1] 1aıssıog Byjarıne] B/3dojo SPJa91uvewung] susısueufsad sesasruvewung]| WASOINAIBA - wnx0ojo/kdwe) Sa>sIpıjje7 - wnsopours) SISU3aUE/Ja[SE2 E//3I3JJ0J4 51249 jouueaf - IA407 wrje3ydosopou (1) saw 0903 sryebı7 - wfes sıisuea/eg - snjejsoaynbuy IPNEJjJ1E2 5n251P02/0H wnueiıpnessz} sayıydoyrwaH MaIJSeE SE492043/94 wnueısoznd se1390,da7 Wn--u--0u-0E we-neoc-u ısafeysap sajısafe453ag wnstu Se4322U0IY 'goael sayııdoyyuesedifl PEIINJSPSLEL — WAEISIWWEN smyezuag - SNpIfIN WRREISUG DE ET vedsıp BIe42z97045 [neo] SET: 7 sa, 19uoIdıepn e SVYSS3U sa11eale) ıey'!29ı 19 Ssaulew 4tesjes)JI ıW HY4 N sa]Jıarn Saulew aPpıoy9asAı) S®Yıde, xnauJew-?2je9 Ja SauJew sa] |819)soQ E * ?ıe>a ssJledjen 13 sauJlew saueq ua seJlleajen sa llesjed 3 sauleu suualwajluıeq aıJıeg vöOvN ıaIıs ıISSNnNnOo ı13W qaınog SB ıwojJog Slugunzoluresi er INAVAu Nds (uaıpıeay o492aQı4ng) ISSno13W BSEHESEV yeuıpnog se16 ap SJı]l e sauJew 3 aund)e| »1euogdıen (1861 'wwayw-,) IVLN3IYO QYON N3ISINNIL SV1lV,1 SNVvQo S33SIIVNAIAIANI S3LINOWWV.Q S3NOZ sa} jenbejd ua’ 2|e9y e une giupZe/HEnZo/g $ sajısakreysag | N elıyıW Ime: e saumw| 0 S Nu2yay | sa,iesjed 2 yaıyıpıa yaıy !Pig eßbegqey,np Sp. va v z 4 uaı])Jdv 29SsU2PU0o9| sewew 1 vavWvH a11as BENBEIGENG) v r s216 ap 3 EIEIS Slıl e sewew vwi3awWwwvH N 9 = d @6eJııegnp'9jed a a sıed a H ap IN 30H v4 IV v Salwolog (aulissisergi, ualsıunyuoyj!s jeusg alsıun) awıojayejg FSIES"SNoyJuorjıs SINOIHUVUSILVULSOHLII S3LINN uU@alıeyes uojJeıy 260 En effet, vers les zones externes, la Formation Orbata est relayee par les calcaires du Serdj, bioclastiques, parfois reci- faux (Rudistes, Polypiers, Orbitolines, Algues, etc.). Au je- bel Serdj, Trarıı (1980) a distingue une Formation Hamada surtout marneuse (Bedoulien ä Gargasien inferieur) et une Formation Serdj montant jusqu’ ä la base de l’Albien: calcaıre massif avec des passees terrigenes. Au nord du Serdj et au Bar- gou Sepjı (1981) a montre que l’Albien est monte en trans- gression aux flancs d’un bombement deja ebauche; des monti- cules de boue assez remarquables, existent dans l’Albien, aux Sebaa Koudiat, sur le flanc Ouest du Bargou. Au jebel EI Hamra de Kasserine, au Chambi et au Mrhila des pulsations ont cause des emersionsä differentes etapes du Gargasien et de l’Albien (M’Rasger 1981). L’Albien inferieur manque dans de nombreux secteurs de Tunisie centrale; il n’y a continuite de sedimentation entre Aptien et Albien superieur que dans le Sıllon de Gafsa et bien entendu en Tunisie septentrionale. La transgression de !’Albien moyen et surtout sup£rieur se fait par des marnes fossiliferes avancees de la Formation Fah- dene qui se developpe plus au Nord. Les facies rencontres aux jebels Serdj et Bargou se rencont- rent Jargement en Tunisie centrale au bord externe de la plate- forme (Bou el Hanech par exemple avec les Formations Ha- mada et Serdj bien characteris&es) eten Tunisie orientale, dans de nombreux forages sous la Mer Pelagienne. Au Nord du je- bel Bargou, les calcaires du Serdj passent lateralement ä des gres marneux plus profonds qui sont decrits dans le chapitre suivant. 2.3 Tunisie septentrionale Dans le sillon tunisien et sous le Golfe de Hammamet, le Cretace inferieur entier est a dominante marneuse ou argileu- se, avec en general de tres fortes epaisseurs. Le long de l’Axe N. S. et surtout ä l!’Est de celui-ci, les epaisseurs sont tres va- riables et l’on connait de nombreuses lacunes ainsi que des se- ries condensees. On aura donc une opposition tres nette entre l’AxeN. S. et les sillons. A la fin du Jurassique, les hauts fonds de Zaghouan voient l’installation de recifs ä Polypiers, Rudistes et Algues se pour- suivant jusqu’au Berriasien. Au Sud et & l’Ouest (jebel Oust, Zaress, Bene Klab) predominent les calcaires micritiques A Calpionnelles avec des intercalations marneuses, de facies Sidi Kralif classıque. Le Valanginien comporte des marnes schisteuses ä rares bancs de calcaires marneux. On y recueille une riche faune d’Ammonites pyriteuses et de Belemnites de la zone ä Per- transiens. Ces couches supportent de puissantes alternances de marnes, de lits de gres et de bancs de quartzites ayant livre de rares Belemnites. Au sommet, des marnes ä concretions ferrugineuses ont livr& Saynoceras verrucosum quiindique la base du Valanginien superieur. Au-dessus, reposent des alter- nances de marnes et de calcaires marneux ayant fourni Neo- comites (Teschenites) callidiscus qui caracterise le Valanginien superieur. L’Hauterivien debute par des calcaires en bancs serres ou «niveau A Oosterelles» (MEmMmı, 1969). De nombreuses esp£- ces d’Oosterella y sont associees ä Breistrofferella castella- nensis qui indique !’Hauterivien inferieur. Au-dessus repo- sent des marnes ä rares calcaires ä debit esquilleux. Vers le N. E., la sedimentation est plus calcaire et les Crioceratidae de la zone ä Loryi abondent. Ces couches sont surmontees par des marnes A petits bancs de calcaires marneux qui ont livre des Ammonites des zones a Jeannoti et Nodosoplicatum du sommet de l’Hauterivien inferieur. Au-dessus reposent des marnes avec quelques bancs greseux au sommet. Elles ont livre une riche faune pyriteuse qui indique les zones A Saynı et Ligatus. L’Hauterivien se termine par une barre faisant res- saut dans la topographie constituee d’alternances serrees de marnes grises et de bancs de calcaires durs ä Balearites balea- rıs et Psendothurmannia angulicostata. Le Barremien debute par des alternances de marnes, de bancs de calcaires et de calcaires marneux qui au jebel Ben Sai- dane contiennent des Ammonites, des Echinides et des Bra- chiopodes de la zone ä Caillaudi du Barremien inferieur. Au-dessus s’observe une barre constituee de calcaires subli- thographiques en gros bancs et de calcaires marneux gris qui contiennent au sommet Hemihoplites ferandianum. Cette barre repere qui ceinture les massifs jurassiques est surmontee par des marnes ä minces horizons greseux et rares bancs de calcaires greseux. Tres fossiliferes, les marnes contiennent des Ammonites de la zone ä Astieri de la partie moyenne du Bar- remien superieur. Des marnes avec quelques bancs de calcai- res marneux les separent de nouvelles alternances de marnes et de petits bancs greseux et calcaires qui ont livre Leptoceras puzosianum, fossile de zone du Barremien superieur. Ces ni- veaux sont remarquablement fossiliferes en divers points de l’Atlas tunisien oriental et les faunes pyriteuses rappellent cel- les du Barremien du Constantinois (jebel Ouach). Au som- met, une barre de calcaires noirs en plaquettes bitumineux ä patine blanche constitue un repere lithologique cartographi- que entre Barremien et Aptien. On retrouve cette barre de cal- caire en plaquettes jusque dans les regions de Beja et de Te- boursouk vers l’Ouest. L’Aptien debute par des marnes gris verdätres ä rares bancs de calcaires marneux qui ont foumi Deshayesites des- hayesi et Psenudohaploceras matheroni qui indiquent la zone ä Deshayesi du Bedoulien. Au-dessus reposent des alternances de marnes et de bancs decimetriques de calcaires et de calcaires marneux. Les marnes ont livre d’abondantes Ammonites pyriteuses qui caracterisent la zone a Nisum du Gargasien inferieur. Au sommet les marnes admettent de minces intercalations de cal- caires greseux et de gres. Les fossiles rares caracterisent la zone a Subnodosocostatum. L’Albien comporte des alternances de marnes grises, de calcaires parfois tachetes, de calcaires en plaquettes et de cal- caires marneux. Les marnes ont livre des microfaunes de la zone ä Ticinella roberti de l’Albien inferieur. Au-dessus, les marnes contiennent des nodules de barytine fibroradiee et s’y intercalent quelques bancs de calcaires rognoneux ou en pla- quettes; les microfaunes correspondent ä la zone ä Rotalıpora ticinensis subticinensis de l’Albien sup£rieur. Elles sont surmontees par des calcaires en plaquettes bruns ä minces lits marneux qui constituent un relief dans la topo- graphie. Ces niveaux ont fourni Stoliczkaia dispar afrıcana du Vraconien et correspondent au calcaire du Mouelha de l’Ouest du sillon. On voit donc que dans le Nord de !’Atlas orıental, le Cretace inferieur a un facıes de bassın ä l’Ouest de l’AxeN. S. ALBIEN [| l DI NE HE EINE EG NER RUHE APTIEN BARREMIEN NEOCOMIEN ° e ® je 3 N n - ao [) (SALAJ et BAJANIK,1972) serie reduite dans la zone des diapirs ES Calcaires en Calcaires argileux aom Couche condensse ee) Marnes,argilites Gres «— Coupes z = z : 7 = = fe) 20 5> F2 [/ wu 160 N\ . Ti m B Et I en | =} Calcaires de z 1 < EU sa l’Allam &o m) j=T=} — 7 am K 8 I Ir cl z 5 am! Fa = = RN z EN SFR se a — = - Calcaires d = < E! |f barrage F 7 Aral = | 5 ie >= du Mellegue a = IL) Ss, < == hd H as RN 5 ze Bir, : zu & =, | AN 5; =\ © = 580 & Le Kef Ef z rt (BUROLLET 1956) BE = = = 2) 1 7772) 2 "0° =.) | I ana wu = zu [+4 ER vie E ES [} 0 20 40Km en) BIZERTE Sn. ga Sy termes || et Ill ESSAI DE CORRELATIONS ETTEOLOGITQUES ET STRATIERAPHTQUES DANSSEEREREITAGCE DU NORD TUNISIEN BUBORLEEE BISHER: STERNE INFERIEUR Bjabel,Qusit m I N (BIELY,MEMMI et SALAJ SEELE] (Domaine oriental) (BUSNARDO et MEMMI 1972) HAUT.BARR. Kef en Nsoura 1973 ) Serie condensee d Enfidaville [7 les echelles ne sont pas respectees d'apres Rouvier modifie 19777 Dessin: SELMI Med Salah 262 A l’Est de l’Axe N. S. par contre, les series &o-cretacees sont souvent reduites: absence complete A Hammam Zriba, calcaires ä päte fine, tres minces a Hammam Jedidi. Aux jebels Mdeker et Rhezala (Bırıy etal. 1973) le Bedoulien et le Garga- sien sont condenses en un banc de calcaires glauconieux a con- cretions phosphatees et croütes ferrugineuses. Au Khanguet el Hadjadj, l’Aptien est greseux des la partie inferieure. A l’Ouest, dans le sillon tunisien, on a un passage progres- siv des facies de plate-forme aux facies profonds. En avant de la plate-forme oü l’Aptien est recifal ou pararecifal, se deve- loppent des hauts fonds, generalement sur des bombements saliferes precoces avec des facies recifaux alors que la sedimen- tation est argıleuse dans les secteurs environnants. Au jebel Hameima et ä la Gara, les calcaires du Serdj sont surmontes d’alternances argilo-greseuses (Formation Ha- meima) puis de la Formation Fahdene argilo-calcaire. A la base de celle-ci, des marnes ä gros bancs de calcaire roux ont fourni une riche faune clansayesienne (BUROLLET 1956, BısmuTH 1973). L’Albien inferieur, epais de pres de 300 metres, est argileux avec une faune d’Ammonites deja signalee par PERVINQUIERE (1903, 1907). L’Albien moyen est represente par les calcaires plus ou moins argileux de l’Allam (Buroııe£r 1956), eux-me- mes surmontes d’argiles et marnes fossiliferes a Ammonites, Foraminiferes planctoniques et grosses Radiolaires (argiles moyennes de Fahdene) avec ä la partie superieure des calcaires noirs feuilletes ä patine claire: les calcaires du Mouelha; ces nı- veaux correspondent ä l’Albien superieur et Vraconien et ils montrent un net approfondissement du milieu, confirmant le caractere transgressif rencontre en Tunisie centrale. La serie se poursuit en continuite par les argiles superieures de Fahdene (Cenomanien). On notera que les memes facies et unites sont retrouves en forage au Nord de la plate-forme, ä l’Est de la Tunisie, sous le Golfe de Hammamet et vers Lampedusa. En allant vers le fond du Sillon Tunisien, les series s’epais- sissent et la proportion de carbonates decroit. La formation Serdj ayant disparu au Nord de Djerissa et de Slata, la coupe du Kef-Mellegue montre une serie argileuse immense (1700 metres visible) du Cretace inferieur ou l’on distingue une par- tie inferieure A minces lits greseux, un banc de calcaire dolo- mitique roux, des argiles ä Deshayesites weissi (Bedoulien) & leur base, de gros bancs massifs clansayesiens (calcaire du bar- rage ä Acanthohoplites bigonreti), plus haut encore quelques gros lits calcaires correspondant ä l’Allam (Albien moyen). Plus au Nord encore sur la feuille de Ouargha, l’Aptien pre- sente un facies profond, un peu siliceux. Au Nord de la Medjerda, le Cretace inferieur n’est connu que dans la coupe de Thuburnic. Ce sont des alternances de marnes, de calcaires argileux et de jaspes dates du Berriasien par Calpionelles ou en blocs exotiques dans les marnes seno- niennes de l’Unite du Col de !’Adissa (Rouvıer, 1977). Quel- ques lJambeaux d’Albien s’observent dans ’ensemble structu- ral de l’Unite d’Ed Diss, coinces sous une Epaisse serie eocene. Le monoclinal de Zeflana (N. E. de Bou Salem — ROUVIER 1977) comporte 1500 metres d’argilites et de gres surmontes de 500 m d’alternances argilo-calcaires se terminant par une corniche calcaire; cet ensemble puissantä rattacher ä la forma- tion Sidi Kralif s. 1. comprend le Neocomien, le Barremien et la majeure partie de l’Aptien. 250 metres d’argiles & lits gre- seux d’abord puis & lits argilo-calcaires representent le Fah- dene inferieur (Clansayesien et Albien inferieur). L’ensemble se termine par trois barres calcaires separ&es par des marnes (Fahdene moyen) ou l’on peut reconnaitre une analogie avec les calcaires d’Allam et du Mouelha definis plus au Sud. Dans la region de Tunis, l’Aptien essentiellement marneux contient d’abondantes formes lisses qui temoignent d’un ap- profondissement des le Gargasien inferieur. Dans la zone des diapirs, le Cretace inferieur affleure dans les structures injectees de Trias qui ont ete largement erod£es. La serie d’Oued Zarga est complete (SaLaj et BAJanıK, 1972) et remarquable par la reduction des Epaisseurs. VersleS. W. au jebel Rihane, la sedimentation devient plus calcaire des l’Aptien. On y observe deux niveaux d’une ving- taine de metres de puissance ou calcaires de Sidi Brahim dates du Gargasien superieur (BEN YAGous, 1978). Dans ces calcaires de minces interlits marneux A nombreux coprolites indiquent un milieu de depöt cötier. Au S. W. du jebel Cheid (T. Darı, 1979) des le Bedoulien, la presence de peuplementsä Palorbitolina lenticularis, Poly- piers, Echinides, Gasteropodes et Ostraces annonce la pro- ximite du domaine de la plate-forme externe. Dans la region du Krib, au jebel Rhazouane affleure une &paisse serie argileuse A niveaux de silts, de calcaires greseux & Orbitolines et debris de Lamellibranches qui debuteraient des le Barremien superieur. Cette serie deposee en bassin ä apports detritiques impor- tants A ere l’object au Clansayesien de conditions exception- nelles pour permettre une tentative d’implanation recifale en milieu ä forte influence terrigene (TratLı, 1980). Dans l’axe du jebel Goraa, !’Albo-Aptien est epais (600 m) et constitue de marnes ä nombreux bancs calcaires alors que sur le flanc S les series s’amincissent et comportent des marnes ä intercalations de bancs de gres et de niveaux ä Orbitolines ä la base (Ben Hapj Arı, 1979). Vers le Nord, au jebel Graouche (Nord de Mateur), ’Ap- tien (10 m) et !’Albien (30 m) sont tres minces et comportent de nombreuses intercalations calcaires; ces facıes sont lies ä des montees halocinetiques precoces. 3. EVOLUTION SEDIMENTAIREETPALEOGEOGRAPHIQUE Les donnees sedimentologiques geochimiques, diageneti- ques et chronostratigraphiques recentes ont permis de distin- guer trois sequences sedimentaires majeures et de definir leurs milieux de sedimentation (FournIE et Pacaup 1973, M’RABET 1981). A - La premiere megas&quence (Tithonique ä Barre- mien basal) ä caractere regressif correspond ä une phase de comblement des aires de depöt. Elle correspond ä la mise en place d’un complexe deltaique qui a comble une Tunisie cen- trale occupee par une plate-forme externe durant le Jurassique superieur, relayee au Sud par une plate-forme littorale. Le complexe deltaique se definit par trois milieux progra- dants et assimiles successivement &: un prodelta ä sedimentation argileuse (partie superieure de la formation Sidi Kralif). une plate-forme deltaique ä depöts argilo-sableux, mais ä intercations carbonatees (Formation Meloussi). une plaine fluviale A sables particulierement grossiers (For- mation Boudinar). Les apports argilo-quartzeux predominent dans le «Sillon Tunisien» et les recurrences greseuses et turbiditiques sont frequentes. Parallelement se produit le soulevement relatif de certains hauts-fonds (Chambi et Mrhila) dans la region de Kasserine et du premier compartiment de l’ile de Kairouan qui peut &tre consideree comme une manifestation de l’Axe Nord-Sud. B - Ladeuxieme megas&quence (Barremien-Gargasien inferieur ämoyen) est transgressive puis regressive. La plate- forme interne de Tunisie centrale (Gafsa — Sidi Bou Zid) est Pendroit ideal pour ressentir les nuances dans les pulsations environnementales. Plus au Sud, en milieu & predominance continentale ou, au Nord dans les facıes de marge et de bas- sins, de subtiles variations relatives du niveau de la mer sont plus delicates ä decrire. a — Lors de P’episode transgressif, trois types de sedimenta- tion cohabitent: * Une sedimentation carbonatee-Evaporitique de milieu type «tidal-flats» A sebkha dans la region des Chotts-Gafsa (Formation Bou Hedma). VersleN. W. (jebel Sidi Aich) le milieu est littoral ä depöts carbonates fins alors que dans la zone de hauts fonds de la region de Kasserine, la formation de Bou Hedma carbonatee correspond ä un depöt de milieu supratidal. Au Mrhila se deposent des marno-calcaires in- fralittoraux (formation de Mrhila) alors que l’ile de Kai- rouan reste &mergee. En subsurface des calcaires massifs ont ete recontres A ce niveau, A l’Ouest (Douleb) comme ä l’Est (Mer Pelagienne). Dans le Sillon Tunisien, la sedimentation est bathyale: argi- E73 lites avec fines passees greseuses ou argilo-calcaires. A PEst de l’Axe Nord-Sud, la subsidence est moindre et Pon connait des niveaux condenses. * Une sedimentation carbonat&e (formations Orbata - Serdj) termine }’episode transgressif. Sur la zone des hauts-fonds qui borde la plate-forme s’installent les recifs de la forma- 263 tion Serdj alors que l’ile de Kairouan annexe le secteur de Sidi Bou Zid. b — Au premier niveau transgressif succede en Tunisie cen- trale l’episode greseux de Sidi Aich (Bedoulien): sedimenta- tion littorale vers Gafsa alors qu’autour de P’ile de Kairouan, les depöts sont plus grossiers, fluviatiles ou intermediaires, remaniant des niveaux anterieurs (Boudinar par exemple). Plus au Nord, la plate-forme externe voit des facies marins ouverts a dominantes argileuse mais souvent riches en ele- ments greseux que l’on retrouve jusque dans les sillons (For- mations Hamada, Sidi Kralif superieure sensu lato, etc.). C - La troisieme me&gas&quence est elle-m&me trans- gressive puis regressive (Gargasien moyen — superieur ä Al- bien moyen). Elle ne se separe en verite de la seconde qu’en Tunisie centrale et orientale (sous le Golfe de Gabes). Au centre, la transgression est marquee par des calcaires in- fratidaux. On sait que de vastes superficies ont &t& envahies par des apports detritiques ä ce moment sur les plates-formes sahariennes (Algerie, Egypte, etc.). La regression se marque par des niveaux sub-lagunaires du sommet de l’Orbata. Au niveau du Chott Fedjedj, les apports greseux de l’Albien infe- rieur marquent le maximum de la regression. Sur denombreux hauts fonds (Kasserine, Serdj-Bargou) il y a des emersions successives par pulsations, liees principale- ment ä la halocınese. L’ile de Kairouan est &mergee pendant tout le Gargasien et l’Albien inferieur; des sables sont remanies et transportes par- fois tres loin vers les sillons, par des chenaux ä travers les pla- tes-formes carbonatees et sont la source des detritiques de la Formation Hameima. A l’Albien inferieur, les depöts continentaux et lacustres du Kebar soulignent l’emersion de toute cette zone. SouventauN. O.etauN. E. oü la sedimentation est restee marine et continue, l’Albien inferieur occupe des d&pressions et presente des facies euxiniques avec une richesse notable en matiere organique. D - Latransgression de l’Albien moyen et surtout superieur marque le debut de la vaste megasequence du Cretace sup£rieur; l’ensemble des hauts fonds est envahi, pro- gressivement parfois. Cette phase qui atteindra son maximum au Cenomanien superieur envahira pratiquement toutes les regions sahariennes du Maroc ä [’Egypte. 4. CONCLUSIONS Les facteurs structuraux ont une importance notable dans la repartition des facies et des &paisseurs, associes au debut des mouvements halocinetiques. La plate-forme instable de Tunisie Centrale est le siege d’opposition entre les apports clastiques sahariens au Sud- Ouest et les facies marins ouverts au Nord-Ouest — L’axe Nord-Sud joue un röle dominant ä la limite de la plate-forme plus stable ou Bloc Pelagien. Le facies de hauts-fonds et les reductions d’epaisseur y sont frequents: installation de recifs des le Jurassique superieur et jusqu’au Berriasien dans la partie septentrionale; soulevement du compartiment oriental de l’ile de Kairouan & l’Hauterivi- en-Barremien basal; Aptien condense centimetrique dans la region d’Enfidaville. Lasuture avec la plate-forme orientale est jalonnee de mani- festations volcaniques: tuffs, diabases, spilites apparaissent en Tunisie orientale ä l’A ptien et se poursuivent au cours du Cre- tace superieur. La zone des hauts fonds, en bordure de la plateforme insta- ble, suggere un comportement plastique du substratum de 264 cette zone, probablement lie ä une activite diapirique non per- gante du salifere triasique. L’importance des extrusions saliferes diapiriques dans le Nord-Ouest de la Tunisie atlasique doit£tre due au fait que les series Jurassiques et cretacees du Sillon tunisien ne compor- tent pas des masses calcaires considerables et ont donc permis la mise en marche de l’halocinese des que la surcharge a et& suffisante. Ala fın du Cretace inferieur, desmouvements de surrection sont suivis d’rosion, en particulier le long de l’Axe Nord- Sud, !’Albien superieur repose en discordance sur des termes plus anciens en denombreux points (BUROLLET, 1956, BıeLy et al, 1973). A l’Est de l’axe Nord-Sud de frequentes zones hau- tes sont particulierement chauves de sediments du Cretace (M’RAgET 1981). Au Sud, les mouvements de soulevement des l’Hauterivi- en-Barremien du möle de Tebaga de Medenine (Busson, 1972) ont permis ä la plate-forme saharıenne d’alimenter en materiel detritique toute la Tunisie Centrale et jusqu’en Tunisie sep- tentrionale oü les apports quartzo-detritiques envahissent ä certaines periodes le bassin ä sedimentation de mer ouverte. Les apports se sont estompes lorsque la plate-forme de Tu- nisie Centrale a ete submergee au debut de l’Aptien superieur annongant l’ensemble transgressif du Cretac& superieur qui debute ä l’Albien. En resum&, on voit que le developpement du Cretace infe- rieur en Tunisie a &t€ determine par les facteurs suivants: * Subsidence rapide d’une grande partie du pays, irreguliere cependant au droit de la transversale de Kairouan et de cer- tains hauts-fonds, et surtout le long de l’Axe N. S. * Apports detritiques sahariens, progressant vers le Nord jusqu’ ala base du Barremien avec une reprise au Bedoulien et dans le Sud ä l’Albien inferieur. * Etablissement d’une plate-forme carbonatee recifale ou bioclastique en travers de la Tunisie centrale et orientale. * Importance limitee des facteurs eustatiques, nets cependant au Gargasien et surtout A l’Albien. * Röle local essentiel des mouvements halocinetiques. BIBLIOGRAPHIE BEN HaDJ, A.M. (1979): Etude geologique du Djebel Goraa, (region de Teboursouk - Atlas tunisien). — These 3e Cycle, Univ. Pa- rıs VI. BEN YAGOUB, J. (1978): Etude geologique de la region de Bou Arada (Atlas tunisien). —- These 3e Cycle, Univ. Paris VI. BIELY, A., MEMMI, L. et SaLAJ J. (1973): Le Cretace inferieur de la region d’Enfidaville- Decouverte d’Aptien condense. — Livre Jubilare M. Solignac. Ann. Mines et G£ol., Tunis 26, p. 169-178. BISMUTH, H. (1973): Reflexions stratigraphiques sur l’Albo-Aptien dans la region des djebels Douleb et Semmama et son environ- nement (Tunisie du Centre-Nord). — Ibid., p. 179-212. BUROLLET, P. F. (1956): Contribution ä l’etude stratigraphique de la Tunisie Centrale. - Ann. Mines et G£ol. Tunis, 18. — — etMUGNIOT, J.M. etSWEENEY, P. (1978): The Geology ofthe Pelagian Block = The Margins and Basins of Southern Tunisia and Tripolitania - In: The Ocean Basıns and Margins, Vol. 4 B.: The Western Mediterranean — Nairn, Kanes et Stehli (Ed.) pp. 331-359. Busson, G. (1972): Principles, methodes et resultats d’une &tude stratigraphique du Mesozoique saharıen. - Mem. Mus nat. Hist. naturelle Paris, (h. s.) CXXVI, 441 p. CASTANY, G. (1951): Etude geologique de l’Atlas Tunisien oriental. — Ann. Mines et G£ol. Tunis 8. . Daun, T. (1979): Etude geologique de laregion de Gafour (Atlas tuni- sien). — These 3e Cycle, Univ. Paris VI. FOURNIE, D. et PACAUD, M. (1973): Esquisses sedimentologiques et paleogeographiques sur le Cretace inferieur de Tunisie, du Berriasien au Barremien. — Livre Jubilaire M. Solignac Ann. Mines et Geol. Tunis 26, p. 149-168. Khessıie1, M. (1976): Observations geologiques dans le Djebel Kebar (mouvements tectoniques ante-Cenomanien). — Notes Serv. Geol. Tunisie, 42, p. 21-27. MARIE, J., TROUVE, P., DESFORGES, G. et DUFAURE, P. (1980): Nouveaux elements de paleogeographie du Cretace de Tuni- sie. —26e Congres g£ol. international, Paris, 1980, Abstracts, p- 259. MEMMI, L. (1967): Succession de faunes dans le Tithonique superieur et le Berriasien du Djebel Nara (Tunisie Centrale). - Bull. Soc. geol. Fr. (7), IX, p. 267-272. — — (1969): Elements pour une biostratigraphie de l’Hauterivien du «Sıllon Tunisien». — Notes Serv. Geol. Tunisie, 31, p- 41-50. — — (1981): Biostratigraphie du Cretace inferieur de la Tunisie nordorientale. Bull. Soc. G£ol. Fr., (7), XXIIL, p. 175-183. M’RABET, A. (1981): Stratigraphie, sedimentation et diagenese car- bonatee des series du Cretace inferieur de Tunisie centrale. — These Doct. es-Sciences., Parıs-Sud. — — et DUFAURE, P. et BUROLLET, P. F. (1979): Nouvelles don- nees biostratigraphiques, sedimentologiques et pal&ogeogra- phiques sur l’Aptien de la Tunisie Centrale. - Geobios, Lyon, Mem. Special, 3, p. 213-229. PERVINQUIERE, L. (1903): Etude stratigraphique de la Tunisie centra- le. — Barlier (ed.) Tunıs. — — (1907): Etudes de Paleontologie Tunisienne. Cephalopodes jurassiques et cretaces. — Rudeval (ed.). SAINFELD, P. (1952): Les gisements Plombo. - Zinciferes de Tunisie. Ann. Mines et G£ol., Tunis, 9. SALAJ, J. (1980): Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleogene de la Tunisie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tuni- siens). — Inst. geol. D. Stur, Bratislava, 1980. — — etBAJAnNIK, K. (1972): Contribution ä la stratigraphie du Cre- tace et du Paleogene de la region de l’Oued Zarga. — Notes Serv. geol. Tunisie, 38, p. 63-71. SEDJIL, A. (1981): Stratigraphie et Sedimentologie du Cretace post- Aptien en Tunisie Centrale et Septentrionale. - These 3e Cyc- le, Univ. Paris-Sud. SOLIGNAC, M. (1927): Etude geologique de la Tunisie septentrionale. — Dir. Trav. Publ. Carte geol. Tunisie, Tunis. (Barlier edit). TLATLI, M. (1980): Etude des calcaires de ’Albo-Aptien des Djebels Serdj et Bellouta (Tunisie centrale). - These 3e Cycle Univ., Aıx — Marseille II. | Zinn | To | 265-276 München, 1. juli 1983 ISSN 0373 - 9627 197 [on 0 Stratigraphic division of the Brazilian continental margin and its paleogeographic significance HARALDO ERWIN ASMUS & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS*) With 5 text figures NBSITRA@T: The stratigraphy of the Brazilian Continental margin has been known by surface mapping and by subsurface surveys. The sedimentary column of almost all the basins were divided into formal lithostratigraphic units (groups, formations, and members), of incontestable operational value but not ade- quate for regional studies aiming paleogeologic reconstruc- tions. The use of an unique set of units pertaining to the se- quence rank can be extended through the entire margin and results in natural division that is more informative in terms of tectosedimentary relationship and more adequate for paleo- geologic reconstructions. From this point of view the sedi- mentary column of the Brazilian continental margin can be divided into four sedimentary sequences whose given names are evocative of the dominant basinal environments in which they were deposited: Sequence of the Continent - (Donjoanian), mainly clastics deposited in fluvial-lacustrine and eolian environments in tec- tonically quiescence continental interior basins. Sequence of the Lakes - (Bahian), clastics deposited in flu- vial-deltaic-lacustrine environment in tectonically active rift- type of basıns. Sequence ofthe Gulf-(Alagoan), evaporites and associated clastic sediments deposited in marine-restricted and transitio- nal environments in relative quiescence tectonic conditions. Sequence of the Sea (Albian to Recent), marine clastics and carbonates of shelf and slope systems and carbonates of shal- low platform systems, deposited in a progressively subsiding margin. Lower Cretaceous and Upper Cretaceous-Lower Tertiary dominantly basaltic igneous rocks are intercalated in the stra- tigraphic sections of some basıns. The sedimentary sequences are related to the evolutionary stages that form the geologic history of the Brazilian continental margin. Particular situations in each one ofthese stages can be infer- red from the distribution, facies characteristics, and tickness variations of the sequences. KURZFASSUNG Die Kenntnisse der Stratigraphie des brasilianischen Kon- tinentalrandes beruhen auf Kartierungen und Bohrungen. Die Sediment-Abfolgen in fast allen Becken wurden zunächst lithostratigraphisch eingeteilt (Gruppen, Formationen und Schichtglieder); dies ist ein wichtiges lokales Arbeitshilfsmit- tel, jedoch nicht ausreichend für palökologische Rekonstruk- tionen. Die Verwendung von einheitlichen Sequenzen, denen die einzelnen Abfolgen zugeordnet werden, gestattet eine Be- handlung des ganzen Kontinental-Randes. So lassen sich bes- ser die tecto-sedimentären Beziehungen aufzeigen und geo- *) H. E. Asmus, Universidade do Rio Grande, Departamento de Geociencias, 96200 — Rio Grande - RS - Brazil; D. A. CamPos, Departamento Nacional des Produgäo Mineral, Segäo de Paleon- tologia, Av. Pasteur, 404 — 22290 — Rio de Janeiro - RJ - Brazil. dynamische Rekonstruktionen durchführen. Unter diesem Gesichtspunkt wurde die kretazische Sedimentabfolge des brasilianischen Kontinentrandes in 4 Sequenzen eingeteilt; namengebend war die Region mit der jeweils typischen Aus- bildung. 1. Kontinentale Abfolge (Donjoanian); vorwiegend kla- stisch, abgelagert im fluviatilen-limnischen oder äolischen Milieu in kontinentalen Becken unter tektonischer Ruhe. 2. See-Abfolge (Bahian); klastische Ablagerungen in einem fluviatilen-deltaischen tektonischer „Rift“-Aktivität. 3. Abfolge eines Golfes (Alagoan); Evaporite und beglei- tende klastische Sedimente abgelagert unter eingeschränkt marinen Bedingungen bei relativer tektonischer Ruhe. 4. Marine Abfolge (Alb bis rezent); marine Klastika und Karbonate eines Schelf- und Slope-Systems sowie einer Bereich unter 266 AMAZONAS MOUTH CEARA BARREIRINHAS MUNDAU POTIGUAR PERNAMBUCO PARNAIBA } PARAIBA x era ‘ Ei SERGIPE / b ; A BE ALAGOAS R Va Ze r u 3 BRASILIAR).. a1. a EL) CAMAMU Fer ALMADA 3 /}sÄo FrRANcISgO ch f U \ \ ESPIRITO SANTO € PARANA « len, BRAZIL FLORIANOPOLIS Ss PELOTAS 7 SEQUENCE OF THE SEA ED SEQUENCE OF THE GULF SEQUENCE OF THE LAKES LernE SEQUENCE OF THE CONTINENT vv V VI MAGMATIC ROCKS Fig. 1: Brazilian Mesozoic-Cenozoic basins and predominantly TG Paleozoic interior basins. Columns represent the sedimen- TG tary sequences in each one of the basins. Evaporites and as- sociated sediments equivalent to the Sequence of the Gulf & CRETACEOUS-TERTIARY BASINS appear in the Parnaiba, Ararıpe and Säo Francisco interior basıns. DOMINANTLY PALEOZOIC BASINS flachen Karbonat-Plattform, unter fortschreitender Ab- senkung. In manchen Becken sind in der Unterkreide und in der Oberkreide bis zum tieferen Tertiär basaltische Gesteine ein- geschaltet. Die Sedimentfolgen stehen in Beziehung zu den 267 jeweiligen Entwicklungsstufen während der Ausbildung des Brasilianischen Kontinental-Randes. Sonderentwicklungen während dieser Stadien können aus der Faziesverteilung und den Mächtigkeits-Schwankungen abgelesen werden. 1. INTRODUCTION Stratigraphic data of the Brazilian marginal basins (Fig. 1) were derived from surface mapping and principally from sub- surface surveys. These data were obtained in a succession of phases closely related to the different stages of oil exploration carried out by Petrobras, the Brazilian oil company. In an ini- tial stage, before and during the 1950’s, most of the stratigra- phic information was obtained by direct observation and des- cription of outcrops in basins, such as Reconcavo, Potiguar, Sergipe/Alagoas, Pernambuco/Paraiba and Almada (Fig. 1) that lie partially in the emerged continent and are not entirely covered by Cenozoic sediments. Later on, in the 1960’s and 1970’s, alarge number of wells-at present totalling about 500 -, drilled in the onshore and/or offshore portions of all the marginal basins, improved substantially the stratigraphic knowledge. By combining the punctual stratigraphic data obtained by drilling holes, with multichannel reflection seismic profiles — distributed in a 300000 km network - it is possible to deli- neate the spatial distribution of the main stratigraphic featu- res. In addition, seismo-stratigraphic analyses permit to infer that the tectono-sedimentary processes along the Brazilian continental margin occurred in a systematic manner. As a consequence they can be arranged in a succession of evolutio- nary stages that are common to all the basins. Although formal lithostratigraphic units (groups, forma- tions and members), of incontestable operational value, had been proposed for pratically each of the Brazilian marginal basıns (PamrLona, 1969; SCHALLER, 1969; Asmus and others, 1971; SCHALLER and others, 1971; VıanAa and others, 1971; SAMPAIO & NORTHFLEET, 1973), these units proved inadequate for regional studies, mainly those dealing with paleogeologi- cal reconstructions. A division into large rank stratigraphic units, with clear genetic indications, that could be identified along all the margin and could be effective for interoceanic correlations would be obviously more adequate. Alongallthe Brazilian margin, thick sedimantary prism oc- curs continuously; only locally, in the site of interbasinal highs, appear important sedimentary gaps and thinnings. This sedimentary prism can be divided into discrete intervals of large units, discriminated from each other by faciological in- dications which, in turn, disclose the environment in which they were deposited. Such a division has been shown helpful for more accurate tectono-sedimentary analyses and for more comprehensive regional paleogeographic and paleogeological reconstructions. 2ISTRATIGRAL FIG DIVISION ©E THE BRAZILTAN MARGINATZBASINS The history of the stratigraphic division of the Brazilian marginal basins in major units or sequences, in the concept of SILBERLING & ROBERTS, cited by Gary and others, 1973, (“a geografically descrete succession of major rocks units that were deposited under related environmental conditions”), began in 1970 with a paper by Asmus & Ponte, published in 1973. These authors defined three non-formal units on the ba- sis of their relative stratigraphic position and in accordance with the inferred dominant environments in which they were deposited: 1) Pre-Aptian continental sequence; 2) Aptian middle evaporitic sequence; and 3) Upper Cretaceous-Recent upper marine sequence. Asmus (1975) and PontE & Asmus (1976; 1978) associated the results of their own studies on the Brazilian marginal ba- sins with general speculations of Dickinson (1974) and FALvEY (1974) for Atlantic type of basıns. As a result, those authors related the stratigraphic units of the division considered at that time (1 - Jurassic fluvial-lacustrine basal sequence; 2-Pre-Aptian fluvial deltaic lacustrine lower sequence; 3 — Aptian evaporitic and transitional middle sequence; and 4 — Upper Cretaceous to Recent shallow platform and open marine upper sequence) to regional tectonic features. Thus, the sedimentary infilling of the basins could be linked to the succession of tectonic environments that mark the evolutio- nary processes of the Brazilian continental margin: pre-rift, proto-oceanic, and oceanic. In a subsequent step, Asmus (1979) gave to the sequences names that are evocative of the main basinal environments in which these units were deposited: Sequence ofthe Continent, Sequence ofthe Lakes, Sequence ofthe Gulf, and Sequence of the Sea (Fig. 2). The present paper intends to propose in a formal way, a lı- thostratigraphic division for the entire Brazilian continental margın. <<<<< <<<<<< v Fig. 2: Stratigraphy of the Brazilian marginal basins. Columns represent the sedimentary sequences (C = Continent; L = Lakes; G = Gulf; and $ = Sea) and their position in the stratigraphic column (] = Donjoanian; K1 = Bahian; K2 = Alagoan; K3 = Albian to Maastrichtian; T = Tertiary; Q = Qua- ternary) the curve to the right of the column represents the main periods of transgression (T) and regression (R) that occured during the deposition of the Sequence of the Sea. v represents intercala- ted magmatic rocks. The section to the right shows the distribution of different sequences in an ideal profile of the continental margin. 3, DESCRIP MON OFTBESEQUENGCES 3.1 SEQUENCE OF THE CONTINENT This sequence consists of reddish lutites with intercalations of arkosic sandstones in its upper part, and fine to coarse grai- ned sandstones in its upper part. The thickness of the se- quence varies from 200 m to 500 m and its lithological charac- teristics present a striking lateral persistence over large areas. It is well exposed and studied in detail in the Reconcavo Basin which is therefore considered the type-area for this unit. In the Reconcavo Basin the entire sequence corresponds to the Brotas Group that includes the Alianga Formation (lower ar- gillaceous section) and the Sergi Formation (upper sandy sec- tion). The Sequence ofthe Continent ıs also represented in the Sergipe/Alagoas Basin through the Bananeiras (= Alianga) and Serraria (= Sergi) formations. The Almada Basın is the southernmost area in which this sequence has been recorded. It appears there in an incomplete form since the lower argilla- ceous section is lacking. The northernmost occurrence of the sequence is not wellknown. GHIGNONE & NORTHFLEET (1977) suggest that it extends northward as far as the present Potiguar Basın. This suggestion is supported by remnants ofa wider di- stribution preserved in small tectonic interior basins in the northeastern part of Brazil (v. g., Araripe Basin). In the east-west direction it extends as far as 400 km inland. The Sequence of the Continent correlates with the homota- xial units M’Vone (= Alianga = Bananeiras) and N’Dombe (= Sergi = Serraria), in Western Africa. The distribution of these units in the West African marginal basıns is similar to the distribution of their correlative units along the Brazilian mar- gin. In fact, in the Gabon Basin this sequence appears in its complete form. But, to the south, in the Congo-Cabinda Ba- sin, in the same way as in the Brazilian Almada Basın, only the upper sandy section is present. From the Congo-Cabinda Ba- sin to the south, analogously to the Espirito Santo Basin to Pelotas Basin, in Brazil, there are no records of this sequence (Asmus, 1975; PontE & Asmus, 1978). On the basis of the facies changes and geographic distribu- tion it is possible to infer that the depositional basin of this se- quence was surrounded by extensive topographic highs. These highs supplied terrigenous material that fed the deposi- tional systems of the peripheral basins. Munne (1972) pointed out that the reddish argillaceous and the sandstones resulted from a conjugated system of interior lakes and braided stre- ams. The time span in which this sequence was deposited can be assigned as tectonically quiescent. The Sequence of the Continent has been paleontologically typified in its lower part by minute lacustrine ostracodes of the Bisulcocypris pricei biozone. In addition to this species the B. pricei biozone contains B. uninodosa and some forms of Metacypris, Condona and Darwinula. The upper section is characterized by the local occurrence of silicified wood refer- red to as Dadoxylon benderi. These fossils cannot be correla- ted with the standard international time stratigraphic column. a "saauanbas Areıusunpas Jua1>FIp ayy Jo uonngLnsıp ayı pue ‘sydıy Zurusaragur “surseg Areyusunp a -38 ayı 3urmoys surd1eW [eIUaUNUO9 ueIIZe.Ig ayI Jo SIUSULdaS SnoLIeA ay9 Jo SUON99S Jeurpnatduo] :€ "S1g wu00r 002 0 HOIH ER EEE... HOIH HOIH 8 0184 08Y9 zz . rn. SITOJONYIB074 DE VTIINONOO v7 5 Ser. F \ ne an 3 Tg — — ee ee Sit 2 —— == =— Str srl ZEES = => er ee = ann ee ee Te Fr F Foren 4 rt Ze mes = Sr Se = m Bi —— et er ——— I ELESIE)KÖKELIRERKN 223 NISV8 SOLNVS NISv8 SY1013d g sX9oa lLvmarn |,” (e| 3 IN3NIINOD 3H1 40 39N3Nd3S &) 39Y1S 1419-34 sawyı aHı 40 3onandas |INS| a0v1S 118 Jın9 3H1 30 39N3N03S ya 39YLS IINV390-O108d HOIH HOIH 3 x HOIH [° =] HoinlESLONBSUNOENYAO SOHTOHBV _,: I 0184 08v0 salDUoqIDDd WJOJ4DId Mojjoys HOIH B yet rn = + > SE v 3 : v38 3H1 40 30N3Nd35 I 39v1S 9INv390 BoovaWSs ‚FL ff: LE ; EEE - zent, = sjuawıpes aulsow uado III 7 r a, cu z En free, I nee 2 er =: 2 = es ze. 2 _ ._ __. _ MN \ ANasar NISv8 NIsva NISY8 NISv8 NISV8 SOdNYO he) VOYmIYV-NMYMVO WHNOHNILINDIF VBILWXNANIND OLNVS 01181453 Qq £) HOIH e Hı eu 9, REN H9IH H9IH 1909 mM © x Ve , 3440N vIhva , Boavanvsli® = r = z - Lt HOINE E d —- — sSEInN BZ. N SoanoL Se er Lo NISva Valvavd / OONBMVNY3d NISVR SVO9YIY / 3419835 =) I 9 HOIH = 5 371903 + 5 = — u = 2 0 y NISV8 HiNOm SVNOZVMYV NISV8 SYVHNIYI3UUVE NISV8 v4v39 NISV8 YYn9llod 270 3.2 SEQUENGE OETHE LAKES The main lithology of this sequence includes an alternation of sandstones and shales with local interpositions of thick syntectonic conglomeratic wedges; secondarily, there are dis- seminated thin limestone beds. The thickness of this sequence varies widely from a few hundred meters to about 6000 m. This sequence is present along almost all the Brazilian mar- gın (Fig. 3); it has not been observed only in the Pelotas Ba- sin. The areas of the marginal basins in which it occurs are much better delineated than the underlying Sequence of the Continent. This is because the sediments that form the Se- quence of the Lakes are circumscribed in tectonic basins bounded by normal faults. It has been deduced that this se- quence was deposited syntectonically in rift type of basins submitted to intense tectonic reactivations. This resulted in a wide range of facies variations. Abandoned arms of these rift type basıns are still present in Maraj6/ Amazonas Mouth, Säo Luiz/Barreirinhas and Reconcavo basins. In the Reconcavo Basın, the area in which the Sequence of the lakes occur repre- sents the type-area for the sequence and the sedimentological model for its deposition. GaMmA (Jr.) (1970) suggested a flu- vial-deltaic lacustrine model for this sequence in the Recon- cavo Basin. Based upon the analyses of surface and subsurface data he identified the various facies that characterize such a depositional environment. This same depositional model has been extended to the Sequence of the Lakes in most of the Brazilian marginal basins. Actually, only the Santos Basın de- viates from the suggested model. There the rift type of basın differs from the rifts observed ın the other segments of the Brazilian margin, otherwise, sediments that are typical of the Sequence of the Lakes do not occur in the Santos Basin. In the corresponding stratigraphic position of this sequence appears athın section (about 300 m) of weathered basalts locally over- lain by reddish argillaceous sediments containing basalt pebbles. This section is indicative of a predominantly sub- aerial deposition. Fossils found in this sequence are mainly non-marine ostra- codes and pollen; secondarily appear molusks, fishes and rep- tiles. A rich fauna of non-marine ostracodes includes as the most important species, according to Vıana and others (1971): Theriosynoecum varıetuberatum GREKOFF/KROM- MELBEIN; Cypridea (Morininoides) candeiensis KROMMELBEIN, Pracypridea brasiliensis KROMMELBEIN; Cypridea drome- darins KROMMELBEIN; Cypridea salvadorensis KROMMELBEIN; Petrobrasia marfinensis KROMMELBEIN; Coriacina coriacea KROMMELBEIN; Cypridea (Sebastianites?) sostensis sostensis KROMMELBEIN; Cypridea (Sebastianites) fida fida KrOMMEL- BEIN. Fossils, present in the Sequence of the Lakes are not ade- quate to establish precise correlations with the standard time stratigraphic column. Local stages (Rio da Serra, Aratu, Bu- racica and Juquia) were defined on the basis of biostratigra- phic zoning of the above mentioned ostracode fauna and pol- len (SCHALLER, 1969; Vıana and others, 1971; Vıana, 1980). Several authors, referred to by Ponte & Asmus (1978), indi- cated possible correlations between the Brazilian Sequence of the Lakes, mainly in Reconcavo and Sergipe/Alagoas basins, and the Coccobeach Series, in the Gabon and Congo basıns (West African continental margin), on the basis of the fossil content and stratigraphic relationship. 3.3 SEQUENCE OF THE GULF The dominant lithologies in the Sequence of the Gulf are evaporites, mainly anhydrite and halıte. Locally, as in the Santos and Sergipe/Alagoas basıns, potash and magnesium soluble salts are present. In an associate form appear carbona- tes, euxinic shales, sandstones and conglomerates. In the eastern Brazilian continental margin this sequence is distributed in a triangular shape whose base, extends for 600 km and coincides with the southern limit of the Säo Paulo Plateau (Santos Basın). From there toward the north, the eva- poritic triangular area narrows progressively until the Sergi- pe/Alagoas Basin were the evaporitic interval terminates (LEvDEN & Nunes, 1972; LeyDen and others, 1976). The southern limit of the evaporites lies immediately to the north ofatopographic-structural feature (Florianopolis Lineament) (Fig. 3). This feature has been interpreted as the barrier res- ponsible for the restriction in the evaporitic basin (LEYDEN & Nunes, 1972; Asmus, 1975; LEvDEN and others, 1976; Kumar, 1979). Ther northern limit of the salt distribution lies to the south of acrustal block, uplifted during and after the evapori- tes deposition, which corresponds to the present Pernambu- co/Paraiba Basın (Asmus & CarvALHo, 1978). Diapirism and other halokinetic structures, having modi- fied the original salt beds, hinder possible estimates of the evaporites actual thickness (Fig. 3 and 4). Various criteria, stratigraphic (FERNANDES, 1966), paleon- tological (Vıana, 1980), geochemical and mineralogical (WarpLaw & NicHors, 1972), and paleogeological (PONTE, 1971; LEYDEN & Nunts, 1972; LEvDEN and others, 1976) have permitted to correlate the Sequence of the Gulf of the eastern Brazilian margin with the evaporitic intervalthat occurs in the West African continental margın. In addition to the large evaporite occurrence in the eastern Brazilian margin, time equivalent evaporites are present offshore in the northern margin (Cearä Basin) and onshore in the Parnaiba and Araripe basins (Fig. 1). Evaporites in the northern Brazilian margin are cut by normal faults that deli- neate rift type of basins. These rift basins characterize one of the initial stages of the Brazilian margin evolution. In the ea- stern area the Sequence of the Gulf is not particularly affected by tectonism and the rift forming faults were active before the evaporitic deposition. The Sequence of the Gulf overlies older sequences or Pre- cambrian basement rocks with a unconformity type of con- tact. The type area for this sequence is the area in which occur this interval in the Sergipe/Alagoas Basın. In this basin the Se- quence of the Gulf has been studied in great detail because of its importance in terms of hydrocarbons, evaporites and sul- phur deposits. The first illustrated Brazilian fossil was a fish specimen Rhacolepis collected in the Araripe Basin in sedimentary beds included in what is now called Sequence of the Gulf. In fact fishes are one of the best known fossils in this sequence. They are represented by 18 species that have been found in Araripe, Parnaiba and Reconcavo/Tucano basins. Other common fos- sils present in the scanty paleontological assemblage of this unit are non-marine ostracods and palinomorphs. % Pz- ZN, KSIK3 Pa =SSS a De = Gr [oe 4- ESPIRITO SANTO 5- SANTOS Fig. 4: Geological and seismological cross sections. Faults are pre-Alagoan (Bahian, K1) in the eastern segment of the margin (exemplified by section 4, Espirito Santo), and syn- and post-Alagoan (K2 and K3) in the northern segment (exemplified by sections 2-Barreirinhas and 3-Ceara Mundau). 3.4 SEQUENCE OF THE SEA The Sequence of the Sea includes two sections or subse- quences: the lower one, carbonatic, and the upper one, do- minantly clastic (Fig. 2). The carbonatic subsequence consists of calcarenites and calcilutites. Oolitic and pisolitic textures are common in this section. Laterally, in a landward direction the carbonates grade to sandstones which in some places can be coarse grai- ned; in an oceanward direction the carbonates grade to pelitic sediments. The nature and distribution of these facies permit to infer the depositional model as a shallow platform/slope carbonate system with some clastic terrigenous contribution by delta fan systems. This subsequence is found along all the Brazilian continen- tal margin except in the Pelotas Basin (Fig. 1, 3 and 4), where theterrigenous sediments dominate the whole marine section, and in the Reconcavo Basın. The clastic marine subsequence consists of shales and sand- stones. They were deposited contemporaneously from coas- tal areas to deep waters, through a complex depositional sy- stem which resulted in coastal, shelf, slope and rise facies. Se- condarily this subsequence contains platform and shelf edge carbonate facıes intercalated in or lain on the marine clastic section. In some basins, such as Amazonas Mouth, Ceara and Espirito Santo (Fig. 3), these carbonates can attaın consi- derable ticknesses. The upper terrigenous subsequence occurs continuously all along the Brazilian margin (Fig. 1 and 3), including the Re- concavo Basin where there is a narrow and thin local occur- rence of marine shale. PorTo & Dauzacker (1978) and PoNTE and others (1978) recognized in the Sequence of the Sea a lower interval domi- nantly transgressive and an upper interval dominantly regres- sive. The transgressive phase corresponds to the late Ceno- manian to Early Coniacıan transgression, as pointed out by Asmus & Ponte (1973) in the Sergipe/Alagoas Basin, and by REyMmENT and others (1975) in northern and western regions of Africa. EsrreLLa-Braca and Derıa Favera (1978) identified based upon seismo-stratigraphic interpretations in all the Brazilian marginal basins, sedimentological subunits within the Sequence of the Sea. These subunits are discriminated from each other by geological discontinuities delineated by continuous reflectors. According to these authors, the most important discontinuities in the Brazilian margin coincide with the main cycles of sea level changes defined by Vaıt and others (1977). The period of deposition of this sequence was marked by tectonic quiescence and it is less affected by deep seated struc- tural processes than the other underlain sequences. The only exhibited structures are those of geostatic type, caused mainly by gravitational sliding and growth faults. Contrarely to the underlying sequences, the Sequence of the Sea has a rıch folliliferous record of planctonic foraminife- ra. Moreover, in the emerged areas of Sergipe/Alagoas, Reci- fe/Joäo Pessoa and Potiguar basins, occur ammonoid faunas, studied by several authors, mainly BEurLEn, K. (1967), BEUR- LEN, G. (1967; 1968), REYMENT & Taıt (1972), and BENGTSON (1977). These faunas have allowed good correlations with the international timestratigraphic column. 4, STRATIGRAPHIC POSITION OF THE SEDIMENTARY SEQUENGCES As cited in the previous section, the lack of marine forms in the fossil assemblage of rocks that comprise most parts of the sedimentary sequences (sequences of the Continent, Lakes, and Gulf) do not permit precise stratigraphic correlations of this part of the Brazilian continental margin with the interna- tional time stratigraphic column. Consequently, this non- marine section, by far the most intensively studied due to its economic importance for oil exploration, has been referred to by local stratigraphic names (Dom Joao, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquia, and Alagoas), defined by Petrobras geolo- gists (SCHALLER, 1969; Vıana and others, 1971). Recently, Brıro & Camros (1982) analysed critically this division and proposed the stages Donjoanian, Bahian and Alagoan. The equivalence of the sedimentary sequences and the stratigra- phic division of Brıro & Campos is, as follows: Sequence of the Continent - Donjoanian; Sequence of the Lakes — Bahian and Alagoan; Sequence of the Gulf — Alagoan. Concerning the marine sedimentary rocks of the Sequence of the Sea, which extend from the Upper Aptian onwards, itis possible to establish good correspondence with the standard column. 4.1 DONJOANIAN STAGE The Alianga and Sergi formations that correspond to the Sequence ofthe Continent are sometimes escribed to the Pur- beckian Stage only because of its continental character. In the Petrobras classification, the time span, in which these forma- tions were deposited, have been called Brotas “Stage” or Dom Joäo “Stage”. Brıro & Camros (1982) proposed the formal name Donjoanian for the rocks deposited during this time in- terval. This stage is represented by the sediments of Alianga and Sergi formations in the Reconcavo Basin and by homo- chronous sediments in other Brazilian basıns. The fossils of the Bisulcocypris pricei biozone and Dadoxy- lon benderi have been considered important for the definition of the Donjoanian Stage. However, it is relevant to consider that Pınro & Sancuinertı (1958) described B. pricei and B. uninodosa from a localıty (Tabuleiro Redondo, Icö, State of Pernambuco), that lies far away from the type-locality of the stage. The time equivalence between the type locality and the far fossiliferous site has not yet been confirmed. Concerning the silicified trunks of D. benderi, Mussa (1959) described this species based on a wood fragment sup- posedly collected in the locality of Malhada dos Bois, near Propriä, State of Sergipe. However, this provenance is doubt- ful and must be treated with restrictions. Summarizing, the fossil content of the Donjoanian stage as well as the biozones of its possible fossils need a better defini- tion. Studies have also to be done regarding the real stratigra- phic position of the unit, whether in Upper Jurassic or in Lo- wer Cretaceous. 4.2 BAHIAN STAGE The stratigraphy of the Brazilian marginal basins has been particularly studied in the Reconcavo Basin. In this basın, the units that are now included in the Sequence ofthe Lakes have been escribed to Neocomian or Wealden due to their conti- nental characteristics. Some geologists tend to consider a Reconcavo “Series” di- vided into local “stages’”’ (Rio da Serra, Aratu, Buracica, and Jiquia). According to this classification the chronus Rio da Serra, Aratu, Buracica, and Jiquia, represent the time span in which the above mentioned sediments were deposited. Brıto & Campos (1982) reinstated the Bahian Stage, propo- sed originally in 1870 by Harrr, as follow: “...for the fresh-water beds at Bahia, I would propose the name Bahian group.” Atthattime the term group had achrono-stratigrapic meanıng. According to Brıto & Camros (1982) all the sedimentary beds between the top of the Sergi Formation and the bottom of the Marizal Formation are included in the Bahian Stage. Thus, the entire Sequence of the Lakes that occurs in the ea- stern Brazilian margin, from Campos to Pernambuco/Paraiba Basın, are related to this stage. 4.3 ALAGOAN STAGE GARDNER (1849), after a field trip to the Araripe Basin, was the first to record rocks of the Cretaceous System in Brazil. Results of this trip were initially published in 1841 by Garn- NER in collaboration with Acassız who studied Gardner’s fish collection. The rocks described by GArDNER are now included in what is currently called Sequence of the Gulf. This Sequence com- prises sediments in onshore and offshore basins. These sedi- ments have been escribed to Aptian, a position that cannot be confirmed due to the non-marine fossil content in the Se- quence ofthe Gulf. Thus, several authors (v. g. Vıana and ot- hers, 1971; PONTE & Asmus, 1978, Vıana, 1980) have applied the name Alagoas to designate the time span in which the above mentioned units were deposited. Brıro & Camros (1982) proposed the name Alagoan Stage for the rocks deposited in this time span. The area type, ac- cording to the same authors, corresponds to the area in which the Muribeca Formation, in the Sergipe/Alagoas Basin oc- curs. The Alagoan Stage includes sedimentary intervals situated between the Bahian Stage on the bottom and the Upper Ap- 273 tian marine sediments in the top. Itlies probably in the middle to upper part of the Lower Cretaceous. In the Brazilian mar- gin in addition to the Sequence of the Gulf that occurs mainly in the eastern segment, also the clastic sediments typically of the Sequence of the Lakes, ın Barreirinhas, Ceara and Poti- guar basins (northern margin) are placed in the Alagoan Stage. 4.4 APTIAN-ALBIAN TO TERTIARY The sequence of the Sea is represented by sediments that have an age range from Aptian-Albian up to Tertiary. These sediments are marine and contain ammonoids, foraminifera and other important groups of fossils that permit to establish correlations with stages of the standard stratigraphic column. This is particularly true forthe Cretaceous, whose fossils have been studied since the last century. All the stages ofthe Creta- ceous System above the Aptian are well definied in the Brazi- lian marginal basins, mainly those of the northeastern region. Based largely upon ammonoids the marine Cretaceous of Brazil is subdivided in the following biozones: Maastrichtian: Sphenodiscus — Pachydiscus biozone Campanıan: Foraminifera biozones Santonian: Foraminifera biozones Coniacian: Prionocycloceras — Barroisiceras biozone Up. Turonian: Subprionocyclus biozone Md. Turonian: Benueites— Coilopoceras - Mammites biozone Lw. Turonian: Psendoaspidoceras — Vascoceras, Inoceramus labiatus Cenomanian: Kanabiceras, Acanthoceras, Stoliczkaia — Graysonites biozones Up. Albian: Mortoniceras — Elobiceras biozone Md. Albıan: Oxytropidoceras biozone Lw. Albian: Cheloniceras biozone 4.5 MAGMATIC ROCKS Locally, interposed in the stratigraphic column, there are magmatic rocks in the form of both intrusions and lava flows, mainly basaltic and alkaline. They have an age range exten- ding from Triassic up to Tertiary. The greatest number of volcanic sites occur in the south- eastern and southern areas. These are areas of the extensive and thick basaltic lava flows in the interior Parana Basin (Fig. 1) (130-105 M y.B.P.) that are synchronous with an important volcanic activity in the southeastern margin (Santos and Campos basins). Asmus & GuazeıLı (1981) interpreted that basaltic rocks beneath the evaporites in the Santos Basin and, in a lesser extent, in the Campos Basin are Lower Creta- ceous lava flows upon Precambrian basement rocks rather than true oceanic basement rocks. (Fig. 4-5). In the southeastern area occurs also a great number of vol- canic sites, with an age between 90-40 M y.B.P. Most of these volcanic sites, both onshore and offshore are in the same latitudes in which lie crustal fractures (lineaments). DONJOANIAN A POTIGUAR BASIN (?) MARANHAO BASIN . AFRQ-BRAZILIAN BRAZIL ‚ AFRICA p' /DEPRESSION CONGO PARANA BASIN / BASIN r Z V/ ‚ vv / V , B / A A E— 4 A = vv/ + v FA Fe 4 4 + Na —ı Ir INTERIOR BASINS WITH FLUVIO-LACUSTRINE AND EOLIC DEPOSITIONAL ENVIRONMENTS N INFERRED RIFT-VALLEY TYPE BASINS VE. v SITES OF VOLCANIC ACTIVITY AL AGOAN G ; 4 I 2 De BRAZIL J SAO PAULO RIDGE [>\ N OCEANIC CRUST ar „17 — ı ı EVAPORITES DEPOSITED J IN RESTRICTED GULF-LIKE BASINS (FROM SERGIPE/ALAGOAS TO SANTOS) AND INTERIOR BASINS (MARANHÄO, ‚ARARIPE, CEARA' (?)) CLASTIC FLUVIAL LACUSTRINE SEDIMENTS DEPOSITED IN PERIPHERAL BASINS INCIPIENT RIFTS OF CREVICE-TRANSCURRENT TYPE RESULTING as FROM CRUSTAL EXTENSION IN THE SOUTHERN AREA BAHIAN L B N N \ BASINS POTIGUAR = N Rifts of RECONCAVO/ TUCANO Y sravion: Nyp8 SERGIPE /ALAGOAS ALMADA v7 fl a Ritt of SANTOS y orch-volconic type vi, ey % c e Ev vANV H -—| V BA L LN f ++ +7 m + m N X I c — X 7 h "ZV V. sLı- BASINS BAHIA SUL = Ritts of ESPIRITO SANTO crevice type CAMPOS PERNAMBUCO/ PARAIBA PELOTAS Rift of SANTOS APTIAN - ALBIAN orch-volconic type D AFRICA BRAZIL RIFTS OF CREVICE-TRANSCURRENT TYPE RESULTING FROM THE LATERAL-DIVERGENT SEPARATION OF BRAZIL AND AFRICA ALAGOAN EVAPORITIC BASINS MID- ATLANTIC RIDGE DISCUSSIONS, INFERENGESAND CONCLUSIONS The sequences included in the stratigraphic column of the Brazilian marginal basins conform the evolutionary stages of the theoretical model used to explain the build up of an Atlan- tic type of margin through rifting and drifting processes (Fig. 5). The Sequence of the Continent is associated to the pre-rift stage, dominated by quiescent tectonie conditions. The Se- quence of the Lakes is related to the rift-valley stage, defined by an intense tectonic activity and by the fragmentation of the continental crust. The Sequence of the Gulf resulted from the first important sea ingressions in restricted elongated gulfs that marked the proto-oceanic stage. The Sequence of the Sea is associated with drifting processes accompanied by margin subsidence and the consequent piling up of a thick sedimen- tary prism. Analyses of the distribution, thickness variations and facio- logical changing of the sedimentary sequences allow the in- terpretation of particular events for each of the stages that comprise the general evolutionary model. 'Thus, observing the way the Sequence of the Continent is distributed, it is pos- sible to infer uplifted and subsided areas during Jurassic. Fa- ciological variation in the Sequence of the Lakes combined with the distribution of Early Cretaceous igneous rocks allow the identification of different types of rift-valley basins. "The limits of the main evaporitic basın, and the effect of the prin- cipal tectonic episodes in the Sequence of the Gulf are useful to reconstruct the initial evolutionary stages of the South At- lantic. Thickness variations in the Sequence of the Sea indicate areas with different relative subsidence. Moreover, seismo- stratigraphic studies in this upper sequence allowed Esrr£ı- LA-Braca & Derıa Favera (1978) to determine the main transgressive and regressive cycles. Based on these evidences and deductions it is possible to draw paleogeological reconstructions at the time of deposi- tion of each one of these sequences: Donjoanian, Bahian, Alagoan, and Aptian-Albian (beginning of deposition of the Sequence of the Sea). The pre-rift stage marks the deposition of the Sequence of the Continent (Fig. 5.A). During that time peripheral basins were formed adjacently to uplifted areas (section A-A’). The most proeminent of these positive areas were formed in the southeastern part of Brazil (section B-B’) as a result of a sub- crustal thermal anomaly (Asmus, 1981). This area was the site of important volcanic activity whose main records date Early Cretaceous and Late Creataceous to Early Tertiary. The Bahian marks the formation of rift type of basins in two different times, referred to as I (Fig. 5.B.I) and II (Fig. 5. B. II). Based upon structural and stratigraphic charac- teristics it is possible to identify two main types of rift like structures: arch volcanic type (section C-C’) and crevice type (section D-D’). The deposition of evaporitic rocks (Sequence of the Gulf) in an elongated gulf, in the eastern Brazilian margin, was the most important event during Alagoan times (Fig. 5.C.) Eva- poritic rocks were also deposited in interior basins in the northeastern part of Brazil (Araripe, Cearä and Parnaiba ba- sins). At that time only incipient faults had been developed in the northern segment of the margin (section E-E’). These faults, responsible for the build up of rift basins in the nort- hern segment, are younger than the salt deposition. Since it is thought that faulting in the northern segment was caused by the initial drifting of Brazil and Africa, it is possible to say, based entirely upon geological evidences, that the Ala- goan evaporites, including those of the Säo Paulo Plateau (Santos Basin), were deposited on continental crust (section F-P'). Figure 5. D complements what was previously said with re- spect to the age of rifting and consequently the age of the Se- quence of the Lakes in the northern segment of the margin. The faults in this segment cut the Alagoan salt and thus they have been active atatime when the eastern margin was charac- terized by tectonic quiescence. The subsequent stages in the evolutionary history of the Brazilian continental margin (oceanic stage) was characteri- zed by tectonic quiescence and by the deposition of the Se- quence of the Sea. ACKNOWLEDGEMENTS This work was supported by the Brazilian Conselho Nacional de Pesquisas Cientificas e Tecnolögicas - CNPg. Ulrich Seeliger revie- wed the text. Fig. 5: Inferred paleogeographic and paleogeological configurations ofthe Brazilian continental margin in its initial stages of evolution. Donjoanian — The Sequence of the Continent was deposited in basins peripheral to uplifted areas by fluvial-lacustrine and eolian processes. Bahian - In most ofthe eastern margin the Sequence of the Lakes was deposited in fluvio-deltaic lacustrine conditions; in the rift of arch volcanic type (Santos Basin) it has been inferred that sedi- mentation occurred in dominantly subaerial conditions. Alagoan - This time marks the deposition of the Sequence of the Gulf in the eastern margin and ofthe Sequence of the Lakes in the northern margin. Thus, faulting in the northern area is younger than faulting in the eastern margin. Aptian - Albian - At this time, in most of the marginal basins began the deposition of the Se- quence of the Sea. This sequence was deposited in a shallow carbonatic platform at first and in an open marine environment afterwards. Faulting continued till the Late Cretaceous (K3) in some sectors (Barreirinhas Basin) of the northern margin. REFERENCES AsMmus, H. E. (1975): Controle estrutural da deposigäo mesozöica nas bacias da margem continental brasileira. — Rev. Bras. Geoc., Säo Paulo, 5 (3): 160-175. — — (1979): Conocimiento actual del margen continental brasile- no. — Anales del 4° Congr. Lat.-Amer. Geolog., Port Spain, Trinidad & Tobago (in press). — — & CARVALHO, J. ©. (1978): Condicionamento tectönico da sedimentagäo nas bacias marginais do nordeste brasileiro (Ser- gipe, Alsgoas e Pernambuco-Paraiba). — Serie Projeto REMAC, 4: 7-24. — — & PONTE, F. C. (1973): The Brazilian marginal basıns. - In: Nairn, A. E.M. & Stehli, F. G. (eds.) The ocean basins and margins. New York, Plenum Press, vol. I- The South Atlan- tic, p. 87-133. — — & GOMES, J. B. & PEREIRA, A. C. B. (1971): Integragao geo- lögica regional da bacıa do Espirito Santo. XXV Congr. Bras. Geol., Säo Paulo, 3, p. 235-252. BENGTSON, P. (1977): Mid-Cretaceous biostratigraphy of the Sergi- pe-Alagoas Basin, Northeastern Brazil. - Doctoral Thesis, University of Uppsala, 187 p., 4 plates, 2 maps. BEURLEN, G. (1967): Bioestratigrafia e fauna da formagao Sapuca- ri/Laranjeiras. I. Amonöides. Petrobräs internal report (un- published). — — (1968): A fauna do complexo Riachuelo/Maruim. I. Ammo- noidea. - Bol. Tec. Petrobräs, Rio de Janeiro, 11 (4):437—482. BEURLEN, K. (1967): Estratigrafia da faixa sedimentar costeira Reci- fe-Joäo Pessoa. — Bol. Soc. Bras. Geol., Säo Paulo, 16 (1): 43-54. BRITO, I. M. & CamPpos, D. A. (1982): O Cretäceo no Brasil. — An. Acad. Bras. Cı., Rio de Janeiro, 54 (1): 197-218. Dickinson, W. R. (1974): Plate tectonics and sedimentation. In: Tectonics and Sedimentation. — Soc. Econ. Paleont. Miner., Sp. Publ., 22, p. 1-27. ESTRELLA-BRAGA, A. & DELLA FAVERA, J. (1978): Sequencias depo- sicionais nas bacias brasileiras. Determinagäo, integragao, in- tegragäo, regional e sua utilizagäo nas pesquisas de hidrocar- bonetos. — Petrobräs, internal report (unpublished). FALvEY, D. A. (1974): The development of continental margin in plate tectonic theory. Petrol. Explor. Assoc. J., p. 95-106. FERNANDES, G. (1966): Analogias das bacıas saliferas de Sergipe, Ga- bäo, Congo e Angola. - Bol. Tec. Petrobräs, Rio des Janeiro, 9 (3-4): 349-365. GAMA Jr., E. (1970): Modelo geolögico das bacias do Recöncavo e Tucano. - XXV Congr. Bras. Geol., Brasilia, p. 191-200. GARDNER, G. (1849): Travels in the interior of Brazil, principally through the northern provinces. 2nd ed. London, Reeve, Benham & Revee, 428 p. GarY, M.; MCAFEE Jr. & WOLF, C. L. (eds.) (1973): Glossary of geology, Washington, D. C., Amer. Geol. Inst. GHIGNONE, J. 1. & NORTHFLEET, A. A. (1971): Sequencias sedimen- tares brasileiras. — Petrobräs internal report (unpublished). HARTT, C. F. (1879): Geology and Physical geography of Brazil. Bo- ston, Fields Osgood & Co. 620 p. Kumar, N. (1979): Origin of “paired” aseismic ridges: Ceara and Serra Leone rises in the Equatorial Atlantic, and the Rio Grande rise and walvis ridge in the South Atlantic. - Marine Geology, 30: 175-191. LEYDEN, R. & Nun&Ss J. R. (1972): Diapiric structures offshore sou- thern Brazil. - XXXVI Congr. Bras. Geol., Belem, 2: 45-50. — — & Asmus, H. E.; ZEMBRUSCKI, $. G. & BRYAN, G. (1976): South Atlantic diapiric structures. - AAPG Bul., 60: 196-212. MUNNE, A. I. (1972): Anälise estratigräfica do Andar Dom Joäo na Bacıa do Recöncavo e Tucano Sul. — Technical Report. 8, 73 p. MussA, D. (1959): Contribuigao ä Paleoanatomıa vegetal. 1. Madeira fössıl do Cretäceo de Sergipe. — Notas Preliminares e Estudos. DGM, Rio des Janeiro, 111, 16 p., 4 pl. Nocuri, I. & SANTOS, J. F. (1971): Zoneamento preliminar por fo- raminiferos planctönicos do Aptiano ao Mioceno na Plata- forma continental do Brasil. — Petrobräs internal report (un- published). PAMPLONA, H. R. P. (1969): Litoestratigrafia da bacıa Cretäcea de Barreirinhas. — Bol. Tec. Petrobräs, Rio de Janeiro, 12 (3): 261-290. PINTO, I. D. & SANGUINETTI, Y. T. (1958): Bisulcocypris, anew Me- sozoic genus and preliminary note about its relation with Me- tacypris. — Bol. Soc. Bras. Geol., 7 (1): 75-90, 3 pl. PONTE, F. ©. (1971): Evolugäo paleogeogräfica do Brasil Oriental e Africa Ocidental. - Petrobräs internal report (unpublished). — — & AsMmus, H. E. (1976): The Brazilian marginal basins: cur- rent state of knowledge. - An. Acad. Bras. Ci., Rio de Janei- ro, 48 (Supl.): 215-239. — — & AsMmus, H. E. (1978): Geological framenwork of the Brazi- lian continental margin. — Geol. Rund., 67 (1): 201-235. — — DAUZACKER, M. V. & PORTO, R. (1978): Origem e acumula- gäo de petröleo nas bacias sedimentares brasileiras. - Petrobräs internal report (unpublished). PORTO, R. & DAUZACKER, M. V. (1978): Plataforma continental bra- sileira: atividades exploratörias e perspectivas petroliferas. — Petrobräs internal report (unpublished). REYMENT, R. A. & Taıt, E. A. (1972): Biostratigraphical dating of the early history of the South Atlantic Ocean. — Philos. Trans. Royal Soc. London, B., Biol. Sci., 264 (858): 55-95. — — BENGTSON, P. & TAIT, E. A. (1976): Cretaceous transgres- sions in Nigeria and Sergipe-Alagoas (Brazil). - An. Acad. Bras. Ci., Rio de Janeiro, 48 (Supl.): 253-264. SAMPAIO, A. V. & NORTHFLEET, A. A. (1973): Estratigrafia e corre- lagäo das bacias sedimentares brasileiras. - XXVII Congr. Bras. Geol., Aracaju, 3: 189-206. SCHALLER, H. (1969): Revisäo estratigräfica da bacia de Sergipe/Ala- goas. — Bol. Tec. Petrobräs, Rio de Janeiro, 12 (1): 21-86. — — etal. (1971): Estratigrafia preliminar da bacıa sedimentar da Foz do Amazonas. — Petrobräs internal report (unpublished). VaıL, P.R. etal. (1977): Seismic stratigraphy application to hydro- carbon exploration. - Amer. Assoc. Petrol. Geol. Memoir, 26, 49-212. VIANA, C. F. (1980): Cronoestratigrafia dos sedimentos da margem continental brasileira. - XXXI Congr. Bras. Geol., Balneärio de Camboriü, 2, p. 832-843. et al. (1971): Revisäo estratigräfica da bacıa do Recöncavo — Tucano. — Bol. Tec. Petrobräs, Rio de Janeiro, 14 (34): 157-192. WARDLAW, N. C. & NICHOLS, G. D. (1972): Cretaceous evaporites of Brazil and West Africa and their bearing on the theory of continental separation. — 24th Int. Geol. Congr., Montreal, section 6, p. 43-53. München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 The Brazilian Cretaceous IGNACIO MACHADO BRITO & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS*) With 1 text figure and 1 plate ABSTRACT The Cretaceous is one of the best known systems in Brazil, being very well represented in the basins of the Northeast, on the continental shelf and covering the large palaeozoic basıns. The system is presented in its most complete form on the coastal and interior basins of the Northeast, since the Jura- Cretaceous transition until the Maastrichtian-Tertiary. It can be divided into four phases: continental or prerift, la- custrine or rift, transitional or saline, and marine. Owing to the impossibility of correlating the three first phases with the international stratigraphic column, we here propose to them local stages which could also be identified on the African Atlantic coastal basins: Donjoanian, Bahian and Alagoan. The marine phase can be recognized since the Upper Aptian and it is almost perfectly correlated to the standard geological column. KURZFASSUNG Die Kreide ist eines der bestuntersuchten Systeme in Brasi- lien; sie ist verbreitet in den Becken Nordost-Brasiliens und auf dem Schelf. Am vollständigsten ist sie vertreten von der Jura/Kreide-Grenze bis zur Maastricht/Tertiär-Grenze in den Küstenbecken und den im Landesinnern gelegenen Bek- ken die Nordost-Brasilien repräsentieren. Man kann 4 Phasen unterscheiden: ‚‚Kontinental oder prärifting, Binnensee oder „rifting“, Übergangsphase oder brackisch-salinar und voll- marine Phase. Da die ersten 3 Phasen nicht international zu korrelieren sind, werden 3 lokale Einheiten benannt und defi- niert, die sich auch in den westafrikanischen atlantischen Kü- stenbecken erkennen lassen: Donjoanian, Bahian und Alago- an. Die vollmarine Phase setzt mit dem Ober-Apt ein und ist bereits sehr gut mit dem internationalen Standard korreliert. INTRODUCTION The first geologists to recognize Cretaceous terrains in Bra- zil faced initially a problem of classification. Subsequently, a comparison was made to European stages, or even to North American ones, taking into consideration the fossil content was made easy by fossil comparisons, which later turned out to be correct within some limits, however, when continental units with endemic fossils were considered, the situation be- came enormously complicated. At first these designations were tentatively identified by European standards applied to local continental names such as Purbeckian and Wealden. La- ter, local names were used. So appeared the famous “series” which at first were applied exclusively with a chronostratigra- phic connotation. Soon, however, that connotation was lost, and the “series”’ were then utilized as lithostratigraphic units. *) I. M. BRITO, Instituto de Geociencias UFRJ, C.C.M.N., 21910 Rio de Janeiro, Ilha do Fundäo, Brazil; D. A. CAMmPOS, Departa- mento Nacional de Producäo Mineral, Segäo Paleont., Av. Pa- steur 404, 22290 Rio de Janeiro, Brazil. The interest on the stratigraphy of the Brazilian sedimen- tary basins was increased with the beginnings of oil research, made initially by Conselho Nacional do Petröleo and later by PETROBRAS (the Brazilian government oil company). None the less the orientation followed by Petrobräs was to remake the stratigraphic classification based almost exclusi- vely on lithostratigraphic units — the formations. Later extre- mely important advances were made based on the utilization of biostratigraphic and chronostratigraphic units - the biozo- nes and the chronozones. The right way for a solution to the problem of classifying the Brazilian Cretaceous lies on the utilization of the time fac- tor, and a precise description of the stages, following a com- parison to their type sections. The chronozones that cannot be compared must be defined and receive local, formal deno- minations. We are much indebted to Mr. Espedito Cordeiro da Silva for trans- lating our text to English language. 278 THE BRAZILIAN CRETACEOUS There is no doubt that the Cretaceous is one of the best known geological periods in Brazil, being well represented at the basıns of the Northeast, in the continental shelf and even in areas of the great paleozoic basıns. The Cretaceous was first recognized in this country by GE- ORGE GARDNER, after his trip to Chapada do Araripe in 1838, and whose results were initially published with Louis Acas- sız’s in 1841. The latter author studied the fish collections made by the former who mentions “he immediately, from their zoological characters alone pronounced them to belong to the Chalk Series’ (GARDNER, 1849, p. 159). Before this pa- laeontological observation, GARDNER (op. cit., p. 155) makes comments on the layers showing nodules of fossil fishes, sta- ting that “the circumstance that first led me to suspect this rock belonged to the Chalk Formation was an immense ac- cumulation of flints and septaria similar to those of the Chalk of England, which I found on the activity oftherange duringa journey made along its base to the north of Crato””. THE BRAZILIAN CRETACEOUS FORTALEZA (NORTHEAST) GEOLOGICAL BASINS 4 - POTIGUAR 2- PERNAMBUCO- PARAIBA 3- SERGIPE -ALAGOAS 4- JATOBA’ 5- TUCANO 6- RECÖNCAVO 7- SOUTH RECÖNCAVO 8- ALMADA 9- ARARIPE wem POST- ALAGOAN Di ALAGOAN SS DONJOANIAN HarTT (1870, p. 555) discusses the occurrence of Creta- ceous formations in Brazil, stating that “the cretaceous rocks of Brazil are unknown on the coast south of the Abrolhos, which islands I believe to be outliers of this formation. Pro- perly speaking the Cretaceous deposits begin a few miles south of the Bay of Bahia, and occur at intervals along the co- ast northward, occupying, at least in several instances, sepa- rate basins, some of which are fresh-water. We find Cretace- ous rocks in Bahia, Sergipe, Alagöas, Pernambuco, Parahyba do Norte, Cearä, and Piauhy””. In a little more that a hundred years of studies, a great deal of scientific work has been made on the Brazilian Creatace- ous. Although the occurrence of Cretaceous fossils in the Ama- zon Region has been quoted since last century, there are no records of sediments from that region, that could undoub- tedly be attributed to the Cretaceous. With no fossil evidence whatsoever, the rocks from the Takutu Formation, Territory of Roraima, are attributed to the system, as well as those from Acre Group, in the northwest part of the State of Acre. In the Amazon Basın there are some layers currently designated Al- ter do Chäo, which have been at least partly attributed to the Cretaceous and which bear stronger palaeontological evi- dence such as teeth, which have been assigned to theropod di- nosaurs; however, the teeth could also be considered as be- longing to sebecosuchian crocodilians, in which case they would not necessarily indicate the Cretaceous period, since those reptiles can also be found in the South American Ter- tary. In the State of Mato Grosso the Brazilian geological litera- ture has traditionally shown the Parecis Formation as being Cretaceous, based on a poor study of its fossil woods, which has never been reviewed. The woods were collected in Serre do Norte, in the first quarter of this century. They can have an age varying from Permian to Tertiary. In the Parana Basin there are two formations covering the basalt, and which have been attributed to the Cretaceous. The lowermost — Caiuä Formation — shows, as fossil evidence, tracks belonging to tetrapod, which can only be considered as Mesozoic. On the other hand, the superior layer — Bauru Formation (including the Überaba facies) - shows a varied reptilian fauna, including saurischian dinosaurs, mesosuchian and sebecosuchian crocodilians, pleurodire turtles and igu- anid lizards, as well as anuran amphibians, fish, bivalves and carophyte algae. This fauna suggests the Cretaceous, al- though its endemic character cannot indicate precisely any stage; nevertheless it has traditionally been considered Seno- nian. In the coastal and interior basins of the Brazilian Northeast the Cretaceous is shown in its most complete form, since the Jura-Cretaceous transition up to the topmost layers of the Maastrichtian. It is the only record of geological times indica- ting the opening of the South Atlantic Ocean, comprising se- diments from the Potiguar, Pernambuco-Paraiba, Sergi- pe-Alagoas, Recöncavo-Tucano-Jatobä, Almada and Araripe basins, as well as those from the small northeastern basins. As part of the same cycle of geological events are the basins from the continental margin (which will not be discussed here) and the Cretaceous continental deposits from Parnaiba and Säo Francisco basins. 279 The succession of events thattook place since the Jura-Cre- taceous transition until the Lower Tertiary can be divided in four phases, recognizable from their deposition environ- ments: continental, lacustrine, saline and marine. Palaeonto- logical evidence confirms this subdivision. The first three phases will be discussed here as the “Brazi- lian Lower Cretaceous”, and the last, starting at the top ofthe Aptian, will be briefly considered as the “Marine Cretace- Er oOUus . Itapecuru (Parnaiba basın), Urucuia (Säo Francisco basin) and Fxu (Araripe basin) formations represent sediments from continental environments and show some difficulty of corre- lation; only their lower age has been determined. THE LOWER CRETACEOUS IN BRAZIL The geocratic conditions initiated at the end of the Palaeo- zoic Era and accentuated during the Triassic, were modified by the end of the Jurassic and at the beginning of the Creta- ceous, culminating with the separation of the South American and African plates and allowing a penetration of the sea, since the Aptian. Before that event took place, however, the Northeast of Brazil underwent various phases which are also in its corres- ponding equivalent basins from Western Africa. The continental, lacustrine and transition phases, with ab- undant non-marine ostracods, have tentatively been correla- ted tothe Wealden or Neocomian, but truly they do not show condition for comparison with the international stages of the Cretaceous described in France or Switzerland, which are ba- sed on a marine fauna. Moreover they have a thickness of ap- proximately 6,000 metres, which is well above the total Cre- taceous stages below the Albian in their type localities, and which could represent a much greater deposition time span. The continental phase (pre-rift) is represented by the sedi- ments from the Bananeiras and Serraria formations (Sergi- pe-Alagoas Basin), Alianga and Sergi formations (Recönca- vo-Tucano-Jatobä Basın) and by the Brejo Santo Formation (Araripe Basin). These formations have been attributed to the Purbeckian Stage, owing exclusively to their Continental cha- racteristics. The lack of marine fossils does not allow an exact correlation with the standard stratigraphic column, and there- fore the geologists of Petrobräs, have designated Brotas or Dom Joao stage the time interval when those sediments were deposited. We here propose that, formally, this time interval be denominated Donjoanian Stage, with its type area being represented by the sediments from the Alianga and Sergi for- mations, in the area of the Dom Joäo oil field, at the Recön- cavo. The lacustrine phase (rift) is represented by the sediments from the Pastos Bons Formation (Barreirinha and Parnaiba basıns), Corda Formation (Parnaiba Basin), Cabo Formation (Pernambuco-Paraiba Basin), Coruripe Subgroup (Sergi- pe-Alagoas Basın), Bahia Group (Recöncavo-Tucano-Jatobä and Almada basins), Missäo Velha Formation (Araripe Basin) and Areado Formation (Sao Francisco Basın). These forma- tions have been attributed to the Neocomian or Wealden, owing to their continental characteristics. The existing fossils 280 do not allow an exact correlation with the marine stages ofthe Lower Creataceous from the standard stratigraphic column. Some geologists have utilized a Recöncavo Series with the Dom Joäo (already discussed above), Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiä and Alagoas stages. The Rio da Serra, Aratu, Buracica and Jiquiä stages represent the time interval in which the mentioned sediments were deposited during that phase. We here propose that this time interval be formally denomi- nated Bahian Stage, with its type area represented by all layers that were deposited between the top of the Sergi Formation and the base of the Marızal Formation, at the Recöncavo-Tu- cano Basın. The saline phase is represented by the sediments from the Codö and Grajaüu formations (Parnaiba Basin), Muribeca Formation (Sergipe-Alagoas Basin), Marizal and Taipu-Mi- rım formations (Recöncavo-Tucano-Jatoba Basin) and the Santana Formation, except its upper part (Araripe Basın). These formations have been attributed to the Aptian, but the existing fossils do not allow a perfect correlation to the marine sediments from the Aptian type area. Various authors have, therefore, utilized the local denomination Alagoas stage to designate the time interval that those units were deposited. We here propose the formal designation Alagoan Stage for that time interval, with its type area corresponding to the oc- currence of the Muribeca Formation, in the Sergipe-Alagoas Basın. THE DONJOANIAN STAGE The oldest fossiliferous layers from the mesozoic continen- tal sequence in the Brazilian continental basins and the We- stern African coast are constituted mainly of shales and red siltstones overlayered by sandstone which are practically bar- ren, represented in Brazil by the Alianga and Sergi forma- tions, in the Recöncavo-Tucano-Jatobä Basin, and their equi- valents: Bananeiras and Serraria formations in the Sergi- pe-Alagoas Basın, Brejo Santo Formation in the Ararıpe Ba- sin, and also the Agoula, M’Vonne and N’Dombo formations in the Gabon Basın. These formations are separated from the oldest and the ne- west by uncorformities which are said to be palaeontologi- cally characterized: in their lowest part, by lacustrine ostra- cods of very reduced size, belonging to the Bisulcocypris pricei biozone, also represented by other fossils such as B. unino- dosa and some forms of Metacypris, Candona and Darwinu- la. Inthe uppermost part ofthe sequence, which is sandy and almost barren, are found locally silicified tree stems attributed to Dadoxylon benderi. SCHALLER (1969, p. 76) suggested the designation “Brotas stage” to the sequence. This name has been better known in the lithostragraphic nomenclature of Bahia than the chrono- stratigraphic nomenclature. The author also discusses that the Brotas stage corresponds to a badly defined part of the Upper Jurassic which owing to the lack of marine fossils, cannot establish an exact correlation to the international chronostra- tigraphic column. Still according to SCHALLER (op. cit.) the sediments from the Brotas stage are recognized in the Recöncavo-Tucano-Jatobä Basın (Alianga and Sergi formations), Sergipe-Alagoas Basin (Bananeiras, Serraria and Candeeiro formations), Araripe Ba- sin (Missäo Velha Formation) and in Africa by the sediments pre-Cocobeach in the Gabon Basın. Vıana et alıi (1971) replace the name Brotas stage by the de- signation Dom Joä0, a name taken from an oil field located in the northwest of Todos os Santos Bay, approximately 4 km northeast of Sao Francisco do Conde in the State of Bahia. In a short description made by Vıana (1980, p. 833), this author states that “the sediments belonging to this stage com- prise the oldest fossiliferous layers of the continental sequen- ce, and are considered to be of Upper Jurassic age. They are represented by an association of lacustrine ostracods where Bisulcocypris and ‘Metacypris’ are predominant; the two spe- cies show abnormally reduced dimensions. Side by side with B. pricei, the major fossil guide, is found Darwinnla cf. D. oblonga (ROEMER), of normal dimensions and reasonably frequent; Conchostraca, fish remains are also found and, in the uppermost part ofthe stage, where microfossils are almost non-existant, are found silicified tree stems of Dadoxylon benderi in certain areas, within a thick sandstone layer”. Asto the fossil guides, which are said to be important in the Donjoanian Stage, wo have the following comments: Pınto and SanGumerti (1958) have described Bisulcocypris pricei and B. uninodosa from terrains which are said to be- long to the Upper Jurassic of Pernambuco from a locality cal- led Taboleiro Redondo, which is approximately 7 km from Icö, municipality of Petroländia, and therefore from an area very far away from the stage’s type locality, its precise chro- nologic equivalent must be discussed and investigated. As to the fossil tree stems found in the superior part of the sequence, and attributed to Dadoxylon bender:, we remind that Mussa (1959) described the species based on a stem frag- ment which is said to have been collected in the neighbour- hood of Malhada dos Bois, on the road to Propriä, in the State of Sergipe; those terrains were attributed to the Japoatä For- mation at that time. That fossils locality seems to us rather doubtful. Other stu- dies on the anatomy of the fossil woods from that region and other mapped localities such as Sergi Formation and its chro- no- or lithostratigraphic equivalents, have not yet been un- dertaken. The palaeontological content from the Donjoanian Stage still needs a better definition, as well as the acrozones of its possible fossils. The same is true of the position of the unit within the Upper Jurassic or Cretaceous. THE BAHIAN STAGE The Bahian Stage was proposed by Harrr (1870, p. 556) as Bahian Group: “for the fresh-water beds at Bahia, I would propose the name Bahian group”. We would remind the rea- der that the term group had a chronostratigraphic connota- tion at that time. As to the age, environment and palaeontology of the area considered as type in the present paper, Harrr (1870, p. 555) states that “the fossil mollusks of the fresh-water beds of the Bahia Basin have a very strong wealden look, but they are as- sociated with teleostian fishes and other remains, which are certainly cretaceous. They evidently belong low down in the series, and they may represent the Neocomien”. SCHALLER (1969, p. 76) presented a subdivision of the ter- rains overlaying the ““Brotas stage” into Santo Amaro, Ilhas, Säo Sebastiao e Jiquiä stages. The first would be constituted by the Cypridea ambigna and Cypridea (Morininoides) can- deiensis biozones; the second by the Cypridea (Morinina) bi- bullata, Paracypridea obovata and P. brasiliensis biozones; the Säo Sebastiäo stage is characterized by the Cyypridea (Se- bastianites) fida-Petrobrasia marfinensis biozone; the Jiquiä stage by the Candona ?centroimpressa and Cyprideis ?rugosa biozone. These chronogeological units are overlayered by the Alagoas stage. VıanA et aliı (1971) replaced the denominations Santo Amaro, Ilhas, Säo Sebastiäo by Rio da Serra, Aratu and Bura- cica. Vıana (1980, p. 834) summarizes the four stages of the “rift” stage with its palaeontological zones. The non-marine terrains located above those of the Don- joanian Stage and below the Alagoan Stage will be included in the Bahian Stage; they are both separated by clear-cut uncon- formities. They belong to the Bahia Group, in the sense given by Bkıro (1979, p. 67), together with their equivalents al- ‘ready described in the lacustrine phase, as well as the forma- tions belonging to the Cocobeach Group from Gabon and tehir equivalents. Its most typical fossils are ostracods, pollen, and also mol- lusks, fish and reptiles. The ostracods and pollen are distribu- ted in various zones which have already been grouped in “sta- ges’, according to SCHALLER (1969), Vıana et alıı (1971) and Vıana (1980). THE ALAGOAN STAGE SCHALLER (1969, p. 77) observed that the name Alagoas, proposed by Branner to designate the section of betuminous shales that occur along the coast of the state of Alagoas, was being utilized to designate perforated sediments in the south of Bahia and north of Espirito Santo states. He proposed the- refore that the name should be abandoned from the lithostra- tigraphic nomenclature and formally included in the strati- graphie column as the Alagoas stage. SCHALLER (Op. cit., p. 79) still mentions that the Alagoas stage includes sediments from the base of the Riachuelo For- mation, from which he called Muribeca and Ponta Verde, also including strata from the superior part of the Coqueiro Seco Formation. The chronostratigraphic unit in question would be under- laying the Aptian and overlaying what has been designated the Jiquiä Stage, which would include the upper Aptian in its up- per part, with a marine facies containing a scanty ammonoid fauna, foraminifera and nannofossils. Vıana (1980, p. 835) states that the Alagoas stage is strati- graphically equivalent to the Aptian, being a thick sedimen- tary packet which consists mostly of non-marine deposits: in its upper one third, the continental fauna gradually disap- pears. At the top of the section appear foraminifera, nanno- fossils and the ammonite Cheloniceras. m o The same author still mentions that the microfossils which are found in the Alagoas stage allow areasonable biostratigra- phic correlation to those from the Western Africa basıns, however, up to the present time the identified types have not enough stratigraphic control to allow an exact Aptian age. The Alagoan Stage here proposed, the denomination of which derives from the State of Alagoas in the Brazilian Northeast, includes the formations laying above the Bahian Stage and below the frankly marine formations from the Up- per already mentioned in the saline phase. It ıs possibly located on the upper to middle part ofthe Lo- wer Cretaceous, its best known fossils being fishes such as Vinctifer, which is found in the Santana, Codö and Marizal formations, and non-marine ostracods. THE MARINE CRETACEOUS The marine phase is represented by sediments which span from the Aptian-Albian to the Lower Tertiary, in the Alcän- tara Formation (Säo Luis Basın), Agu and Jandaira formations (Potiguar Basin), Paraiba Group (Pernambuco-Paraiba Ba- sin), Sergipe Group (Sergipe-Alagoas Basın), Algodöes For- mation (South Reconcavo Basin), Urucutuca Formation (Almada Basin) and the upper part of the Santana Formation (Araripe Basin). These sediments are marine, and their corre- lation with the stages of the standard stratigraphic column is relatively well-established on the basis of ammonites, forami- nifera and other important fossil groups. The fossils from the Brazilian marine Cretaceous have been studied since last century, and their stratigraphic positions have been reasonably ascertained within the international geological column. Among the pioneer studies that of Hyarr in Harrr (1870, p- 385) deserves to be mentioned. He classified as Cretaceous the fossils, mostly ammonites, from the Maruim Region, Ser- gipe; Harrr (1870, p. 555) made comments on the layers overlaying the Maruim limestones, stating that “over these are the flaggy white and grayish limestones with /noceramus, ammonites, fish, etc., apparently representing the White Chalk, Senonien’. WHITE (1887) gives a Cretaceous age to the mixed collec- tions from Pirabas, Maria Farinha and Sergipe. The Brazilian terrains from the marine Cretaceous started to be better distributed in the various classical and internatio- nal stages with the work of Maurr (1924, 1930, 1936). A great number of studies on the geology and palaeonto- logy from the Brazilian Cretaceous have been published in the last decades (see Brıro, 1979). However, after detailed re- search was carried out mainly by specialists from Petrobräs and by Reyment and BEnGTson, from University of Uppsala, all the stages of the system that are located above the Upper Aptian were then well defined on the coastal basins of Brazil, mainly in the Northeast, through ammonite zones, foramini- fera and other microfossils. According to BENGTson (1979, p. 542), “the extremely ra- pid evolution of ammonoids and inoceramids during the Cretaceous in combination with their wide geographical di- stribution make these fossils the best suited to be used on a m oo m precise stratigraphic zoning. The microfossils do not offer the same possibilities, but they are essential to a subsurface corre- lation”. On the basis of ammonites mainly, the marine Cretaceous from Brazil is already relatively well subdivided in the follo- wing biozones: Maastrichtian Sphenodiscus-Pachydiscus biozone Campanian Foraminifera biozones Santonıan Foraminifera biozones Conıiacıan Prionocycloceras-Barroisiceras biozone Upper Turonian Subprionocyclus biozone Middle Turonian Benueites-Coilopoceras-Mammites biozone Lower Turonian Psendaspidoceras-Vascoceras- Inoceramus labiatus biozone Cenomanıan Kanabiceras; Acanthoceras; Stoliczkaia- Graysonites biozones Upper Albian Mortoniceras-Elobiceras biozone Middle Albian _Oxytropidoceras biozone Lower Alban Douvilleiceras biozone Upper Aptian Cheloniceras biozone REFERENCES BENGTSON, P. (1979): A Bioestratigrafia Esquecida - Avaliagäo dos Metodos Bioestratigräficos no Cretäceo Medio do Brasil. An. Acad. Brasil. Cienc., 51 (3), p. 535-544, Rio de Janeiro. BrITo, I. M. (1979): Bacias Sedimentares e Formagöes Pös-Paleo- zöicas do Brasil. Editora Interciencia, 179 p., ilustr., Rio de Janeiro. GARDNER, G. (1849): Travels in the interior of Brazil, principally through the Northern Provinces. Reeve, Benham & Reeve, 428 p., London. HARTT, C. F. (1870): Geology and Physical Geography of Brazil. — 620 p., ilustr., Fields Osgood & Co., Boston. MaurY, ©. J. (1924): Fösseis Terciärios do Brasil com Descripgäo de Novas Formas Cretäceas. — Serv. Geol. Mineral. Brasil., Mo- nogr. IV, 698 p., 24 pl., Rio de Janeiro. — — (1930): © Cretäceo na Parahyba do Norte. Serv. Geol. Mine- ral. Brasil., Monogr., VIII, 305 p., 35 pl., Rio de Janeiro. — — (1936): © Cretäceo de Sergipe. - Serv. Geol. Mineral. Brasil., Monogr. XI, 283 p., 20 pl., Rio de Janeiro. MussAa, D. (1959): Contribuigao ä Paleoanatomia Vegetal. I- Ma- deira Fössil do Cretäceo de Sergipe. - Div. Geol. Mineral., D. N. P. M., Nota Prel. 111, 15 p., 4 pl., Rio de Janeiro. PINTo, I. D. & SANGUINETTI, Y. T. (1958): Bisulcocypris, anew me- sozoic genus and preliminary note about its relation with Me- tacypris and allied forms. — Bol. Soc. Brasil. Geol., 7, p- 75-90, 3 pl., Sao Paulo. SCHALLER, H. (1969): Revisäo estratigräfica da Bacıa de Sergipe-Ala- goas. -Bol. Tecn. Petrobräs, 12 (1), p. 21-86, Rio de Janeiro. VIana, C. F. (1980): Cronoestratigrafia dos sedimentos da margem continental brasileira. - An. XXXI. Congr. Brasil. Geol., 2, p- 832-843, Balneärio de Camboriu. — — & GAMA (Jr.) E. G., SIMOES, I. A., MOURA, J. A., FONSECA, J: R. & ALvgs, R. J. (1971): Revisao Estratigräfica da Bacia do Recöncavo-Tucano. — Nol. Tecn. Petrobräs, 14 (3/4), p- 157-192, 16 figs., Rio de Janeiro. Plate 1 Fig. 1: DONJOANIAN STAGE - Reddish siltsones of Bananeiras (Alianga) Formation overlain by sandstones of Serraria (Sergi) Formation in a highway cut between Aracaju and Propriä, State of Sergipe. Fig. 2: BAHIAN STAGE - Montesserrate Conglomerate near Salvador fault, State of Bahia. Fig. 3: BAHIAN STAGE - Contact between Agua Comprida Conglomerate and lacustrine shale in a highway cut between Salvador and Feira de Santana in Simöes Filho, State of Bahia. Fig. 4 ALAGOAN STAGE - Rhitmites, turbidites and sandstones of Muribeca Formation at Morro de Camaragibe, State of Alagoas. Zitteliana 10, 1983 BrITo, I. M. & Campos, D. A. Plate 1 mer | | München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Boreal influence on English Ryazanian Bivalves SIMON R. A. KELLY*) With 6 text figures NBSTIR AH In early Ryazanian times a marine embayment extended from the Southern North Sea Basin onto the East Midlands Shelf (Spilsby Basin) and slightly later also reached into the Yorkshire Basin. The sediments on the shelf are predomin- antly glauconitic sandstones with phosphates and sideritic clay-ironstones (upper parts of the Spilsby Sandstone and the Sandringham Sands) while those in the Yorkshire Basin are clays (lowest part ofthe Speeton Clay). The associated bivalve faunas are marine and show strong affınities with East Green- land and Russian Platform faunas. In south central England the ferruginous Whitchurch Sands represent restricted marine conditions and contain a bivalve fauna related in part to that of the late Portland Beds of the Upper Jurassic, although the sands are separated from these by the Lulworth Beds of late Jurassic age. In southern England the Durlston Beds are pre- dominantly limestones and marls and contain various bivalve faunas ranging from restricted marine to freshwater facies. The near marine horizons represent transgression into the Anglo-Paris basin from the north. The more restricted and fresh-water environments are typical of European marginal facies. The various bivalve faunas reflect the fluctuating envi- ronments. KURZFASSUNG Im frühen Ryazanıan dehnte sich eine Meeresbucht vom südlichen Nordsee-Becken bis auf den East Midland Shelf (Spilsby-Basin) aus und erreichte etwas später das Yorkshire Basin. Die Sedimente im ersteren bestehen vorwiegend aus glaukonitischen Sandsteinen mit phosphoritischen und si- deritischen Toneisensteinen (oberer Teil der Spilsby Sand- steine und Sandringham Sande) während im Yorkshire Bek- ken Tone vorherrschen (unterer Teil des Speeton Clay). Die auftretenden Bivalven-Faunen sind marin und zeigen enge Beziehungen mit Ostgrönland und der russischen Plattform. Im südlichen Zentral-England zeigt der eisenschüssige Whit- church Sand eingeschränkte marine Bedingungen an, die Bi- valven-Fauna ist teilweise ähnlich wie die Fauna der höheren Portland Beds des Ober-Jura, obwohl sie durch die Lulworth Beds getrennt sind. In Südengland bestehen die Durlston Beds vorwiegend aus Kalken und Mergeln und enthalten viel- fältige Bivalven-Faunen, die von eingeschränkt-marinen Ty- pen an der Basis bis zu Süßwasser-Typen im oberen Teil rei- chen. Für den stärker marinen Anteil wird eine marine Trans- gression aus dem Norden in das Anglo-Französische Becken angenommen. Die nur schwach marinen und die Süßwas- ser-Bereiche sind typisch für die europäische Randfazies. INTRODUCTION The aim of this article is to review briefly the Ryazanıan bi- valve faunas of England. The study is based primarily on the author’s own work in Eastern England, which relied in part on the important collections made by the Institute of Geolo- gical Sciences (IGS) from cut-off channels and pipe-line tren- ches in eastern England in the 1960’s. It is supplemented by *) S.R. A. KELLY, Department of Earth Sciences, Downing Street, Cambridge CB2 3EQ, England. museum and literature studies of the area to the south. The stage name Ryazanian is used because it is still not possible to correlate English sequences directly with Tethys and the Ber- riasian stage. Ryazanian deposition occurs in eastern and southern Eng- land, the outcrops and important localities are shown in Fig. 1. Fig. 2 shows the inter-relationship of the basins in a generalised strike section from Yorkshire to Dorset. The stra- tigraphic terms follow Casey (1973), Casey and GarLois 286 YORKSHIRE BASIN SAilsby \ j>PILSBY a LONDON — MIDLANDS x‘ PLATFORM / / = Whitchurch z [ Senden . PL 2 WESSEX BASIN Weald Wardour > = Dorset Fig. 1. Outcrop and locality map of Ryazanıan strata in England, showing principal basins of deposition. Outcrop widths are exaggera- ted parallel to strike. Dashed line represents approximate position of shore-line. (1973), RAwsoNn, CurRY, DiLLEy, Hancock, KENNEDY, NEA- LE, Woop and Worssam (1978) and Keıry and Rawson (1983 in press). North of the London-Midlands Platform clays and sandstone were deposited, predominantly fully marine (parts of the Speeton Clay, Spilsby Sandstone and Sandringham Sands Formations). To the south occur the variable salinity limestones, marls and clays of the Durlston Formation (upper part of the Purbeck Beds) ranging from restricted marine to R YORKSHIRE ae SPILSBY BASIN BASIN AXIS Speeton Upper Spilsby Clay Sandstone freshwater. Casey (1963) believed that there was a basal Rya- zanian transgression from the marine Spilsby Basın south- wards across central England into the Wessex Basın (the nort- hern part of the Anglo-Paris Basın). It is represented by the mid-Spilsby nodule bed in the Spilsby Basın, the Whitchurch Sands of southern central England and the Cinder Bed of the Wessex Basin. This idea is modified below. The Wessex Basın is now known to extend considerably to the south-west and it is not clear whether there may have been connection via a we- sterly seaway to Tethys in Ryazanian times. Fig. 3 shows the areal distribution of the principal facies in England set in a pa- laeogeographic reconstruction of north west Europe. The bivalve faunas from each depositionary area are descri- bed in general terms below. Significant bivalves are described and then discussed in more detail by major taxonomic group. Sand — Clay ‚zone Land BE) Limestone ——- Coast Fig. 3. Ryazanian palaeogeographic reconstruction of north-west Europe, showing distribution of principal facies. LONDON — MIDLANDS WESSEX PLATFORM BASIN Whitchurch Durlston Fig. 2. Generalized strike section from Yorkshire to Dorset, showing the distribution of the various Rya- zanian strata; not to scale. 287 BIVALVE FAUNAS OR THE REGIONS Yorkshire Basin (Speeton Clay, Lower D Beds): The Yorkshire Basın represents the northerly of two Cretaceous embayments on the west side of the southern North Sea Ba- sin, and which is bounded to the south by the Market Weigh- ton structure which was probably emergent in Ryazanian ti- mes. The Speeton Clay is of Ryazanıan to Albian age and out- crops in the classic section at Speeton on the Yorkshire coast. Only about the lowest 4 m are referred to the Ryazanian and belong to beds DS at the base to D5 at the top (NEaALE 1962, 272-273; Casey 1973, 211). At the base is the Coprolite Bed which is composed of phosphatised nodules and moulds of fossils. The latter include common internal moulds of lucinids and Grammatodon schourovskui (Rouir. & Voss.) with valves in occlusion, together with pavloviid ammonites. The assem- blage compares closely with that of the basal nodule bed ofthe Spilsby Sandstone in Lincolnshire and is probably of Middle Volgian age. Above this the earliest dateable macrofossils are Acroteuthis lateralis (Prir.) in D8 which Pinckney and Raw- son (1975) regard as Ryazanıan. Ammonites delete which first appear slightly higher in D7E, where late Ryazanıan Peregri- noceras occur (CAsEY, 1973). It is probable that only the upper part of the Ryazanıan is represented in the Lower D Beds. NEALE (1968, 315) recorded Oxytoma and Dicranodonta through much of D6. IT agree with his identifications of Oxy- toma, but the records of Dicranodonta are Pseudolimea. Other elements recorded from D6 by NEALE include Zucına, Thracia, Astarte, Entolium and Pinna. He also noted (1968, pl. 10) driftwood containing the typical flask shaped borings of bivalves referred here to the ichnogenus Teredolites. To these records can be added: D6A alpha, “Lucina” sp. (abun- dant in life position), ostreids including an exogyrid (one no- ted attached to belemnite guard), Entolium orbiculare (Sow.), Plagiostoma cf. rigida (Sow.); D6I, Oxytoma cf. cornueliana (D’OrsB.) and Pseudolimea arctica ZakH.; D6H, Stegoconcha sp. NEALE (1968, 211) summarised his conclusions on the Lo- wer D Beds by indicating that beds D7-# represented a trans- gressive sea with slow sedimentation rate, while later in D6 there were more open circulating marine conditions with a slightly greater rate of sedimentation. The assemblage in D6A alpha is dominated by deep burrowing lucinids, but an epi- fauna also occurs indicating that bottom conditions were suf- ficiently oxygenated to support a moderately diverse assem- blage. But in D5 sedimentation again dropped and the water became poorly aerated and stagnant suggesting more brackish conditions. To the south of the Market Weighton Axis lies the Spilsby Basin which is divided into: Northern Spilsby Basin (Upper Spilsby Sandstone): This is the northern part of the southern embayment off the west of the Southern North Sea Basin. It is bounded to the north by the Market Weighton structure and to the south it merges into the Southern Spilsby Basin. The Ryazanıan is re- presented principally by the Upper Spilsby Sandstone, up to 11 mthick. Part ofthe base of the overlying Claxby Ironstone Formation is latest Ryazanıan, but the faunas are not discus- sed here. The mid Spilsby nodule bed at the base of the Upper Spilsby Sandstone is placed in the zcenzi Zone, and the earlier Ryazanıan runctoni and koch: Zones are apparently unrepre- sented (Casey 1973). The nodule bed does not appear to have been reworked in the way the basal Spilsby nodule bed was (Kerry, 1980), but the bivalve faunas include many late Juras- sic reworked elements. The Upper Spilsby Sandstone is com- posed mainly of glauconitic sandstones. Faunas occur principally in the calcite-cemented conre- tions, most calcarous material having been leached out of the intervening sands. Previous records of bivalves are from un- differentiated Upper and Lower Spilsby Sandstone (Woon- WARD 1895, 293; Woops 1899-1912) where a total of about 20 species are listed. Current work indicates that there are at least 21 species from the Upper Spilsby Sandstone alone, the Lo- wer Spilsby Sandstone having a very much richer bivalve fauna still. Dominant in the bulk ofthe Ryazanian sandstones is the free swimming Entolium orbiculare, but other signifi- cant elements of the fauna include Maclearnia (= Boreionec- tes) cinctus (SOow.), Buchia volgensis (LaH.) and lignite with Teredolites borings containing Martesia constricta (Prir.). The very latest Spilsby Sandstone fauna is associated with Pe- regrinoceras albidum but has not been seen in situ. It was col- lected by R. G. THURRELL from Biscathorpe Wold Gravel Pit and is now in the IGS. It is the best preserved assemblage in the whole ofthe Ryazanıan of the Spilsby Basin due to the ma- trix being a clayey sandstone. The fauna is dominated by thick-shelled bivalves of the genera Dicranodonta, Myopho- rella, Lyapinella, Procyprina and Corbicellopsis, but also in- cludes Nuculoma. The Upper Spilsby Sandstone bivalves indicate continual normal salinity conditions. Epifaunal and infaunal elements were adapted to living in an unstable environment and there- fore show that the substrate was unconsolidated and fre- quently reworked by currents. Only in the late Ryazanıan with the incoming of clay did deposit feeders make an appea- rance. Southern Spilsby Basin (Mintlyn Beds): South of the Wash up to 15 mofthe Sandringham Sands are referred to the Mintlyn Beds of Ryazanian age. The full sequence of English ammonite zones of the Ryazanian was recognized by Casey (1973), although breaks in the sequence are more obvious due to the presence of phosphatic nodule beds at the base of the Ryazanian, near the top of the kochi Zone and in the upper part of the Surites icenii Zone. A preliminary listing of some of the bivalve genera was given by Casey (1961). GarLoss & MoRrTEr (1980) recorded a number of Mintlyn Beds bivalves from boreholes in the Wash. The basal nodule bed of the Mintlyn Beds contains abundant moderately phosphatised Protocardia ofthe concinna group. The bulk of the sequence is composed of glauconitic, clayey sands in which faunas have been destroyed during compaction. However there are se- veral horizons of sideritic clay-ironstone concretions which have produced an abundant and varied bivalve fauna usually dominated by large, thick shelled Lyapınella, but high in the sequence diminutive corbulids become numerically domi- nant. Other numerically important elements of the fauna in- clude a globose and almost smooth Protocardia, Anisocardia, 288 Myophorella, Pleuromya and Entolium, the last especially in more sandy facies. Less important numerically but important stratigraphically is the inoceramid Anopaea. London-Midlands Platform (Whitchurch Sands): Casey and Brısrow (1964) introduced the term Whitchurch Sands for the hitherto enigmatic marine sandstones which post-dated the Lulworth Beds and predated the Aptian Lower Greensand in the area from Buckinghamshire to Wiltshire. These strata have not been seen in situ by the present author, but were stated to be amaximum of2 minthickness. Correla- tion is made with the Cinder Bed of the Wessex sequence, both units being apparently recognizable together in the Vale of Wardour. Casey and Brıstow (l. c.) recorded the following taxa: Nucula cf. lorioli Cox, Mytilus sp., “Gervillia” cf. arenarıa (ROEMm.), Laevitrigonia gibbosa (Sow.), L. gibbosa var. damoniana (Lor.), L. wightensis (STRAND), L. sp. Juv., Trigonia densinoda ErH., cf. Corbicella pellati Lor., Thra- cia sp., Myrene fittoni Casey, M. mantelli (Dunk.), Eodo- nax sp., Protocardia purbeckensis (Lor.), P. sp., ?"“Psam- mobia” tellinoides J. ve C. Sow., Corbula inflexa Rorm., C. sublaevis Rorm., C. alata J. De C. Sow. They did not in- dicate relative abundance of taxa, but there is an overwhel- ming domination by Protocardıa (55 9) and corbulids (40%), thus showing similarıties in biofacies to parts of both the Mintlyn Beds and the Durlston Beds. But the presence of Eo- donax and Laevitrigonia ıs reminiscent of Portland Lime- stone conditions. Although this is a moderately diverse as- semblage of bivalves, the absence of ammonites, echinoids, brachiopods etc. suggests a restricted marine environment. Wessex Basin (Durlston Beds): The Durlston Beds oc- cupied most ofthe Wessex Basın and are generally regarded as Ryazanıan (Rawson et al. 1978). The base of the Ashdown Beds of the Weald is also regarded as Ryazanıan, but these strata are not discussed here. Thicknesses reach maximums of 60 and 70 m in the subsidiary basins centered on east Dorset and the Weald respectively, but thin to approximately 15 m over the Portsdown structure (Howitt 1964). Subsequent lo- wer Cretaceous folding and erosion have destroyed much of the western area of the Durlston Beds except for the western outliers scattered along the outcrop from Dorset to Bucking- hamshire. The lithologies are dominantly limestones, marls and clays. The information relating to bivalves is scattered as they have never been monographed, although lists can be compiled from the literature (e. g. Arkeıı 1933; 1947; CLe- MENTS 1969), especially for Dorset. However Casey (1955a; b) has made important contributions to the systematic know- ledge of the families Neomiodontidae and Corbiculidae which occur in the Purbeck Beds. The preservation of bival- ves ıs commonly poor as specimens become compacted with the sediment and strongly distorted. However locally, espe- cıally in the limestone bands, preservation is good and un- crushed specimens can be obtained. Faunas from each hori- zon are rich in individuals but very low in diversity. Most of the remarks here will have to be confined to the type section at Durlston Bay near Swanage in Dorset because information is not yet readily available for other areas. The base of the Durlston Beds is taken by Casey at the in- coming of an oyster-rich bed, the Cinder Bed. In Durlston Bay this unit is about 3 mthick and all but a thin band near the Fresh- Marine water UPPER 'CYPRIS' CLAYS & SHALES UNIO BEDS BROKEN SHELL LIMESTONES BEDS CHIEF .BEEF BEDS CORBULA BEDS Z ®) nz 3 x >) & SCALLOP BEDS INTERMARINE / U. BUILDING STONES CINDER BEDS Fig. 4. Suggested salinities of the Durlston Beds in Durlston Bay, Swanage, Dorset, based on bivalves. centre ıs a lumachelle composed exclusively of the predomin- antly disarticulated valves of Liostrea distorta (J. Sow.). The valves appear to be largely current sorted and ex situ. Howe- ver attachment areas on many specimens indicate that other oysters were the principal sites for attachment. It should be pointed out that in the Durlston Bay sequence Liostrea is not restricted to the Cinder Bed, but appears in other horizons higher in the sequence, though never in anything like the same abundance. The same species also appears in the Wealden. In- land the density of Ziostrea is reduced and diluted with, Pro- tocardium, Myrene, Modiolus, Chlamys, and Aguilerella as in the Vale of Wardour. Laevitrigonia is present but I have not yet seen well preserved specimens. The centre of the bed in Durlston Bay ismuch less densily fossiliferous than the sur- rounding oyster lumachelle but contains a more varied as- semblage including common Protocardia major (J. de C. Sow.), Serpula coacervata BLum., spines of Hemicıdarıs pur- beckensis Forses and less commonly Modiolus and Lae- vitrigonia. There are scattered oyster fragments, but com- plete valves are unusual. This clearly represents a marine as- semblage though somewhhat restricted in number of species. It isthe most normal marine assemblage in the whole of the Pur- beck Beds. It is also recognized in the Weald; for example Ca- sey (in WorssaMm and Ivımey-Cook 1971, p. 33) recorded from depths of 1984-1994’ in the Warlingham borehole: Corbula sp., C. ?, “Gervillella” cf. arenaria (Rorm.), Modiolus sp., Myrene fittoni Casey, M. cf. fittoni, M. pellati (Lor.), M. cf. pellati, M. sp., Neomiodon?, Protocardia major (J. DE C. Sow.), P. cf. major, P. sp. Above the Cinder Bed of the Durlston Bay sequence, CıE- MENTS (1969, Fig. A35) has accurately logged the sequence and recorded some of the bivalve faunas. These are used be- low together with the author’s own observations. The Inter- marine Beds or Upper Building Stones contain a low diversity freshwater-dominated facies with Neomiodon and also Vivi- parus. But in the Scallop Beds above a restricted marine facies occurs with Chlamys, Liostrea and Modiolus. This again may be correlated with the Weald where Worssam and Ivı- MEY-Cook (1971) record abundant Corbula, Neomiodon and Modiolus from depths of 1944-1968’ in the Warlingham Bo- 289 rehole. The succeeding Corbula Beds contain low diversity assemblages often with current-sorted Corbula pavements with occasional Neomiodon suggesting a brackish to fresh- water environment. The fauna of Unio noted in the Chief Beef Beds indicates a definite freshwater environment. The Broken Shell Limestone is dıfficult to assess because of the broken and well cemented components, but possibly repre- sents a return to more brackish conditions. The final episode of the Durlston Beds, inthe Unio Beds and the Upper “Cyp- rıs Clays and Shales, was a return to Unio- and Viviparus- dominated freshwater facies. The variation in salinities sugge- sted for the Durlston Beds is summarised in Fig. 4. It appears -that there are at least two and probably three principal marine events. SIGNIFICANT BIVALVE GROUPS There are several groups of bivalves which are important for discussion of correlation and of facies both within Eng- land and between England and other regions. They are discus- sed in turn below under family titles. Buchiidae: Through much of the marine Boreal Realm, Buchia is an important element of the faunas both numeri- cally and stratigraphically. Unfortunately in England it is rare in the Ryazanian. This is probably due to England being at the south-west of the almost landlocked Southern North Sea Ba- sin and in close proximity to the warmer waters of the Wessex Basin. There are only five specimens known, Sedgwick Mu- seum Cambridge (SMC) B11337-9, and British Museum, Na- tural History (BMNH) 81069, 81075. They were originally described by Pavıow (1896, p. 549) as Aucella volgensis La- HUSEN and came from the Spilsby Sandstone of Donington- on-Bain, Lincolnshire. Casey (1973, 204) suggested they oc- cured in the same bed as specimens of Surites. ZAKHAROV (1981) showed that B. volgensis appears above the base of the “Berriasian’ ofthe Russian Platform, in the “Chetaites sibiri- cus” Zone, and continuing to the end of the Berriasian. Here- corded B. volgensis alongside B. uncitoides in the central and northern parts of of the Russian Platform, but volgensis only in the south and south-eastern parts. The English occu- rences therefore compare most closely with records from the south and south-eastern parts of the Russian Platform, where part of the base of the Ryazanıan is also missing. It is inter- esting to note that the previous appearance of Buchia in Eng- land was in the Middle Volgian, in the basal Spilsby nodule bed. Subsequently B. lamplughi (PavLow) appeared in the Hauterivian. Inoceramidae: Elsewhere, especially in the upper Upper Cretaceous, inoceramids are very important for correlation. The genus Anopaea has not yet been used, but on both the Russian Platform and in eastern England there is a similar suc- cession of Volgian to Valanginian species from A. sphenoidea Geras. to A. brachowi (Rovı. & Voss.) (see Fig. 5). In eastern England A. sphenoidea occurs in the preplicompha- lus and lamplughi Zones of the Spilsby Sandstone. A. bra- chowi oceursin the Jamplughi Zone ofthe Spilsby Sandstone, kochi Zone of the Mintlyn Beds and Bed D3 of Polyptychites RUSSIAN PLATFORM hoplitoides EASTERN ENGLAND lamplughi preplicomphalus primitivus undulato plicatilis VALANG EEE — — EEE — A brachowi — — — — aff. albidum tzwikwinianus RYAZANIAN A. brachowi A. sphenoidea Riasanites nodiger fulgens A. sphenoidea VOLGIAN Fig. 5. Distribution of Anopaea sphenoides (GERASIMOW) and a. brachowi (ROUILLIER) in eastern England and the Russian Platform. Zone age in the Speeton Clay. On the Russian Platform Gr- rassımoV (1955) described A. sphenoidea from the fulgens and catenulatum Zones, while A. brachowi only occured in the nodiger Zone. The discrepancy between the two ranges can be accounted for either by the ranges of the species of Ar- opaea being different between England and the Russian Plat- form, and the first appearance the two species is earlier on the Russian Platform; or because in England we are drawing the base of the Ryazanıan lower than on the Russian Platform. Myophorellinae: Various myophorellids occur in the Spilsby Basin including “Trigonia ingens Lyc£rr” which is still under investigation. However one group, the genus Pseudomyophorella, has some bearing on the correlation between the Spilsby and Wessex Basins. P. densinoda (ETHE- 290 RIDGE 1881) is known from only two specimens (IGS 11900, 11901) from a sandstone believed by Casey and Brıstow (1964, 124) to be an interdigitation of the Whitchurch Sands into the Cinder Bed of the Vale of Wardour. It is densely tu- berculate, not just on the flank, but also on the area. The most closely related species is P. tealbyensis (Lycert 1875) which is only known from the Upper Volgıian preplicomphalus Zone of the Spilsby Basın, in which the ornament is much coarser. It is believed here that P. densinoda arose from P. tealbyen- sis. Laevitrigoniinae: Laevitrigonia ıs particularly well known from the English Portland Beds. It also occurs rarely in the Cinder Beds, the Whitchurch Sands and there is one enigmatic specimen supposedly from an erratic pebble of Spilsby Sandstone from Norfolk. The last specimen (IGS CE3752) corresponds most closely to L. manseli (LycErr) a species which is particularly common in the upper part of the Portland Limestone of Dorset. Unfortunately neither the species or the genus are known in situ from anywhere in the Spilsby Basın. However the same species is known from a well preserved mould from the Whitchurch Sands of Buck- inghamshire (IGS CE 6101). L. gibbosa (J. SOwERBY) and L. wightensis (STRAND) are both recorded by Casey and Brı- stow (1964, 123). None of the specimens that I have seen can be referred precisely to the former species which I believe oc- curs only near the top of the Tisbury Glauconitic Member of the Portland Limestone ın the Vale of Wardour, and from a level towards the middle of the Gres des Oies in the Boulon- ‚naıs of Northern France. Casey and Brıstow also state that the type of L. wightensis comes from the Whitchurch Sands near Devizes in Wiltshire. This species is very common in the Ro- ach at the top of the Portland Limestone both on the Isle of Portland and also at Swindon in Wiltshire. A further speci- men is known from Potton in Bedfordshire (SMC 85668) where it was found in the basal Lower Greensand, probably reworked from the Whitchurch Sands. It seems possible that Laevitrigonia, orıginally derived from Portland beds stock, was inhabiting the slightly brackish marine fringes of the Spilsby Basin, but not occuring with the main marine faunas in the centre of the basin. Laevitrigonia has not been recor- ded from the Russian Platform, but I now transfer the Middle Volgian species described as T. koprinensis GERASSIMOV (1955) to that genus. Protocardiidae: There are several distinctive protocar- diids around the Jurassic Cretaceous boundary in England. The very large Protocardıia dissimilis (J. SOwERBY) occurs in the Portland Beds only. In the Upper Volgian of the Spilsby Basin, small, inflate forms of the P. concinna (BucH) group appear and become particularly abundant in the phosphatised nodule bed at the base ofthe Mintlyn Beds. P. major (J. deC. Sow.) from the Purbeck beds and from the Whitchurch Sands is extremely similar and may prove to be identical to the spe- cies of the Spilsby Basın. Above the base of the Mintlyn Beds and ranging to the top is a very globular protocardiid. It is probable that these taxa are quite strongly facies related and that their use will eventually be inthe recognition of particular biofacies rather than in stratigraphic correlation. Neomiodontidae: It is not possible here to expand furt- her the observations of Casey (1955a, 218), that the genera Neomiodon and Myrene occupy different habitats, the for- mer occuring in freshwater-brackish environments, while the latter occurs in marine-brackish environments. In England both these genera are restricted to the Wessex Basın and the Midland Platform. Corbulidae: This famıliy is in need of considerable study and revision. It forms the numerically dominant bivalve in parts of the upper Mintlyn Beds, as well as being an important component of the Whitchurch Sands and of many horizons in the Durlston Beds where it is particularly abundant. DISCUSSION It can be seen from the above observations that correlations based on bivalves can be made in two directions. Firstly the more normal marine faunas of the Spilsby Basin provide fair comparisons with the contemporary faunas of East Green- land and the Russian Platform. In all 50 bivalve species are re- corded from the Mintlyn Beds and the Upper Spilsby Sand- stone. 45% of these also occur in East Greenland, 25% on the Russian Platform and 8% in the North Urals. Conversely ab- out 60% of the Greenland, 30% of the Russian Platform and 10% of the North Urals Ryazanian bivalve species occur in England. Secondly some bivalves like Pseudomyophorella and Laevitrigonia may eventually prove useful in correlation between eastern and southern England, but in general it is ex- tremely difficult to make any direct correlation between the Spilsby and Wessex Basıns based on bivalves, because of the great facies differences between the two basins during Ryaza- nıan times. However Casey (1963) regarded the mid-Spilsby nodule bed as being an equivalent to the Whitchurch Sands/Cinder Bed transgression, though the more precise re- lationship is with the base of the rumctoni Zone (Casey 1973, p- 222). Ithas already been indicated above that correlation of events within the Wessex Basın may be feasible. It is also pos- sible that a parallel might be drawn relating the phases of con- densation in the Spilsby Basin phosphate nodule beds to the regressive periods in the sequence of the Durlston Beds. There are three phosphate nodule beds recognized in the Mintlyn Beds, which are the most complete marine Ryaza- nıan sequence in eastern England. Each of these beds repre- sents a time of moderate uplift of the seafloor when some winnowing took place. If the event was widespread and of a eustatic nature then it could also cause a regression within the Wessex Basin. The intervening sediments between the pho- sphate nodule beds represent renewed sedimentation in the Spilsby Basin and can be correlated with the more marine parts of the Durlston Beds. The situation is summarised in Fig. 6 A clear pattern of correlation can be seen between the runctoni, kochi and icenii Zone nodule beds and the Interma- rine, Chief Beef/Corbula and Upper “Cypris” Clays respec- DORSET NORFOLK MINTLYN BEDS DURLSTON BEDS albidum Upper 'Cypris' stenomphalus Unio Beds Broken Shell Limestone Chief Beef/ Corbula Beds a Scallop Beds runctoni lamplughi 291 tively. Thus the Cinder Bed can now be placed before the phase of condensation of the runctoni Zone and may even be as early as the Upper Volgian Zamplughi Zone. The next ma- rine horizon, the Scallop Beds, correlates with the non-pho- sphatised kochi Zone sediments. Above the Unio Beds the pattern appears to break down because the freshwater domi- nated Upper “Cypris” Clays are correlated with the normal stenomphalus and albidum Zones sediments. However the faunas of the Mintlyn Beds at these times are increasingly do- minated by corbulids which appear to indicate a slightly re- stricted marine facies in the clay ironstones of the southern Spilsby Basin, which are probably very shallow as also indica- ted by the presence of abundant lignite. It must be stated that ANDERSON & Bazı£y (1971) have already indicated 19 cycles ranging from brackish to near normal marine when fully de- veloped in the Durlston Beds of England based on ostracod evidence. Bivalves are very much larger and take much more time to become established than ostracods, therefore potenti- ally provide a more crude stratigraphy. However the more marine ostracods may represent very temporary marine con- ditions, during which there was not always sufficient time for the marine bivalves to develop. Therefore when marine bival- ves occur, marine conditions must have been stable for suffi- cient time to allow the bivalves to colonise. The three most marine levels ofthe Durlston Beds, based on the bivalves, i. e. the Cinder Beds, Scallop Beds and Broken Shell Beds, corres- pond to the more marine parts of AnDerson and BazıEy’s Cinder Bed, Scallop and Lulworth Cycles respectively. Whether this event correlation can also be used for correla- tion elsewhere in Europe remains to be seen. The nearest rela- ted area with proximity to the North Sea Basın would be the north german Lower Saxony Basin, from which HuckrIEDE (1967) has already described fresh and brackish water bivalves in detail. Fig. 6. Suggested correlation between the Mintlyn Beds and the Durlston Beds. EONGCEUSIONS In the Ryazanıan a mainly normal marine embayment oc- cupied eastern England. Southern England was occupied by an enclosed embayment with marine, brackish and freshwater sediments, which maintained intermittent access to marine areas to the north through a marine strait. It can be seen cle- arly that the open marine fauna ofthe Ryazanıan of England is most closely related to marine faunas of Boreal Regions and especially to those of East Greenland and the Russian Plat- form. Stratigraphically significant Buchia and Anopaea pro- vide closely comparable tie lines to theammonite correlations of Casey (1973). The bivalve faunas of the Wessex Basin, which represent variable salinity to freshwater conditions, might compare more closely with those of north Germany and other European regions. Within England bivalve correlation cannot be made di- rectly between the Spilsby and Wessex Basins. However the three Ryazanian condensed phosphate nodule horizons of the Spilsby Basin may be correlated with the three principal freshwater-brackish events on the Wessex Basin, thus imply- ing a possible late Jurassic age for the Cinder Bed and Whit- church Sand previously believed to be basal Ryazanian. m Ne} 155} REFERENCES ANDERSON, F. W. & BAZLEY, R. A. B. (1971): The Purbeck Beds of the Weald (England). — Bull. geol. Surv. Gt. Br., 34: 1-173, pls., 1-23; London. ARKELL, W. J. (1933): The Jurassic System in Great Britain. — 681 ps., 97 figs., 41 pls.; Oxford (Clarendon Press). — — (1947): The geology of the country around Weymouth, Swa- nage, Corfe and Lulworth. -Mem. geol. Surv. Gt. Br.:1-386, 19 pls., 81 text figs.; London. CaAsEY, R. (1955a): The Neomiodontidae, a new family of the Arcti- cacea (Pelecypoda). - Proc. malac. Soc. Lond., 31: 208-222, pl. 1; London. — — (1955b): The pelecypod family Corbiculidae in the Mesozoic of Europe and the Near East. - Journ. Washington Acad. Scı., 45: 366-372, 6 text figs.; Washington. — — (1961): The geological age of the Sandringham Sands. — Natu- re, 190: 1100; London. — — (1963): The dawn of the Cretaceous in Britain. — Bull. S.-East Un. scient. Socs., 117: 1-15, 3 text figs.; Tunbridge Wells. — — (1973): The ammonite succession at the Jurassic-Cretaceous boundary in eastern England, in: CAsEY, R. and RAwson, P. F. (Eds.), The Boreal Lower Cretaceous. — Geol. Jl. Spec. Iss., 5: 193-266, 6 text figs., 10 pls.; Liverpool. — — & BrısTow, C.R. (1964): Notes on the ferruginous strata in Buckinghamshire and Wiltshire. - Geol. Mag., 101: 116-128; Cambridge. — — & GAaLLois,R. W. (1973): The Sandringham Sand of Norfolk. - Proc. Yorks. geol. Soc., 40: 1-22, 3 text figs.; Leeds. — — ‚MESEZHNIKOV, M. $. & SHULGINA, N. I. (1972): Compari- son ofthe boundary deposits of the Jurassic and Cretaceous of England, the Russian Platform, pre-polar Urals and Siberia. — Isv. Akad. Nauka SSSR Ser. Geol. 7: 14-32, 2 pls.; Moscow. CLEMENTS, R. G. (1969): In: COPE, J. C. W., HALLAM, A. & TOR- RENS, H. S.: International Field Symposium on the British Ju- rassıc, Excursion 1, Guide for Dorset and South Somerset. — 71 ps., 38 text figs.; Keele. ETHERIDGE, R. (1881): On a new species of Trigonia from the Pur- beck beds of the Vale of Wardour. — Quart. J. geol. Soc. Lond., 37: 246-253, 2 text figs.; London. GALLOIS, R. & MORTER, A. A. (1980): The Upper Jurassic and Cre- taceous stratigraphy of IGS boreholes 72/77 and 72/78. - In: IGS boreholes 1980. Rep. Inst. geol. Scı., 80 (11): 24-31; London. GERASSIMOV, P. A. (1955): Index fossıls of the Mesozoic of the cen- tral province of the European part of the U.S.S.R. Part 1. - 274 ps., 50 pls.; Gosgeoltekhizdat, Moscow. HOWITT, F. (1964): Stratigraphy and structure of the Purbeck inliers of Sussex. -Quart. J. geol. Soc. Lond., 120: 77-113, pls.,34, 9 text figs.; London. HUCKRIEDE, R. (1967): Molluskenfaunen mit limnischen und bracki- schen Elementen aus Jura, Serpulit und Wealden NW- Deutschlands und ihre palaogeographische Bedeutung. -— Beih. Geol. Jb., 67: 1-263, 32 text figs., 25 pls.; Hannover. KeLLy, S. R. A. (1980): Hiatella — a Jurassic bivalve squatter? — Palaeontology, 23: 769-781, pl. 96, 6 text figs.; London. — — & Rawson, P. F. (1983, in press): Some late Jurassic — mid- Cretaceous sections on the East Midlands Shelf, England, as demonstrated on a field meeting, 18-20 May 1970. — Proc. Geol. Assoc., 94: 59-67; London. NEALE, J. W. (1962): Ammonoidea from the Lower D Beds (Berria- sian) of the Speeton Clay. — Palaeontology, 5: 272-296, pls., 40-45, 2 text figs.; London. — — (1968): Biofacies and lithofacies of the Speeton Clay D Beds, East Yorkshire. -Proc. Yorks. geol. Soc., 36: 309-335, pl., 9, 2 text figs.; Leeds. PAvLOW, A. P. (1896): On the classification of the strata between the Kimmeridgian and Aptian. — Quart. J. geol. Soc. Lond., 52: 542-555, pl. 27; London. PINcKNEY, G. & RAwson, P. F. (1974): Acroteuthis assemblages in the Upper Jurassic and Lower Cretaceous of north west Eu- rope. — Newsl. Stratigr., 3: 193-204, 3 text figs.; Leiden. RAWSsON, P. F., CURRY, D., DiLLEY, F. C., HANCOCcK, J. M., KEN- NEDY, W. J., NEALE, J. W., WOOD, C. J. & WORSsSAM, B.C. (1978): A correlation of the Cretaceous rocks in the British Is- les. - Geol. Soc. Lond. Special Report, 9: 1-70, 6 text figs.; London. Woops, H. (1899-1913): A monograph of the British Cretaceous Lamellibranchiata. — Palaeontogr. Soc. (Monogr.): Vol. 1, 232 ps., 42 pls.; Vol. 2, 473 ps., 62 pls.; London. WOODWARD, H. B. (1895): The Jurassic rocks of Britain. Vol. 5. — Mem. geol. Surv. United Kingdom, 499 ps., 142 text figs.; London. WORSSAM, B. C. & IVIMEY-COOK, H. C. (1971): The stratigraphy of the Warlingham Geological Survey Borehole at Warlingham, Surrey. — Bull. geol. Surv. Gt. Br., 36: 1-111, 3 pls., 3 text figs.; London. ZAKHAROV, V. A. (1981): Buchiidae and biostratigraphy of the bo- real Jurassic and Neocomian. — Trudi Inst. Geol. Geofiz., 458: 1-270, 60 pls., 115 text figs.; Nauka, Moscow. a a BEE München, 1. Ja 1983 ISSN 0373-0027 293 Zur Paläobiogeographie von Belemniten der Unter-Kreide in NW-Europa') Von JÖRG MUTTERLOSE, FRIEDRICH SCHMID & CHRISTIAN SPAETH*) Mit 6 Abbildungen und 7 Tabellen KURZFASSUNG Kennzeichnend für die zeitliche Abfolge der Belemniten- Faunen in der borealen NW-europäischen Unter-Kreide war ein Wechsel in der Vorherrschaft warm- und kaltwasserab- hängiger Formen. Im Zusammenhang mit der Öffnung des borealen Meeres zur Tethys erfolgte im Unter-Hauterive und im Unter-Apt die Masseneinwanderung von Arten der ur- sprünglich tethyalen Gattungen Hibolites MONTFORT und Neobhibolites STOLLEY. Im Ober-Hauterive NW-Europas (NE-England und N- Deutschland) unterlagen die Hiboliten einer autonomen Entwicklung, wie sie auch an eingewanderten Ammoniten feststellbar ist. Während es bei den Hiboliten zur Ausbildung neuer, von der Tethys unabhängiger Arten kam, stehen die Neohiboliten des Apt und Alb aufgrund anderer paläogeo- graphischer Gegebenheiten immer mit den Tethys-Formen genetisch in Verbindung. Im Gegensatz dazu stehen Belemni- ten der Gattungen Duvalıa BayLE & ZEILLER und Berriasibe- lus DELATTRE, die, ebenfalls aus der Tethys kommend, im tie- fen Ober-Hauterive und Ober-Apt NW Europa erreichten. Sie traten nur kurzfristig auf und zeigten auch keine eigen- ständige Entwicklung. Umgekehrt ist eine Einwanderung von Arten der borealen Gattungen Acroteuthis STOLLEY, Praeoxyteuthis MUTTERLOSE, Aulacoteuthis SToLLEY und Oxyteuthis STOLLEY in die Tethys bisher nicht nachgewiesen. Die im Berrias, Valangin und Unter-Hauterive auftretende Unter-Gattung Acroteuthis (Acrotenthis) SroLLey hat ihr Entwicklungszentrum in NW-Europa. Lediglich im höheren Ober-Hauterive erfolgte die Ein- wanderung der borealen Belemniten Acroteuthis (Boreioten- this) Saxs & Naınyaeva und Praeoxyteuthis von N in das NW-europäische Becken. Die Oxyteuthinae unterlagen im Barr&me in NW-Europa einer selbständigen Entwicklung. In Abhängigkeit von den paläogeographischen Verhältnis- sen sind in der NW-europäischen Unter-Kreide die hier hei- mischen arktisch-borealen Belemniten (Acroteuthis, Prae- oxytenthis, Aulacotenthis und Oxyteuthis) zu finden, die ge- meinsam mit den eurythermen Warmwassergattungen Hibo- lıtes und Neohibolites auftreten. Diese ihrerseits kamen durchaus mit den streng tethyalen Gattungen Duvalia und Berriasibelus gemeinsam vor. Dagegen schlossen sich die ark- tisch-borealen und die tethyal gebliebenen Formen in ihrem Auftreten streng aus. INBISIER A@IT A characteristic feature of the succession of belemnite fau- nasinthe N. W. European (N. E. England and N. Germany) Lower Cretaceous was an alteration in the dominance of warm- and cold-water forms. Asa result of the opening ofthe boreal ocean into the Tethys, a mass migration of the Tethyan !) Diese Untersuchung wurde im Rahmen des DFG-Programmes „NW-deutsches Barreme“ gefördert. *) J. MUTTERLOSE, Institut für Geologie und Paläontologie der Uni- versität, Callinstraße 30, D-3000 Hannover 1; F. SCHMID, Nie- dersächsisches Landesamt für Bodenforschung, Stilleweg 2, D-3000 Hannover 51; CHR. SPAETH, Geologisch-Paläontologi- sches Institut der Universität, Bundesstraße 55, D-2000 Ham- burg 13. genera Hibolites MONTFORT and Neobibolites SroLLEy took place in the Lower Hauterivian and the Lower Aptian respec- tively. In the Upper Hauterivian, the genus Hibolites, in common with some of the ammonite genera, underwent differential speciation in the two provinces. While Hibolites evolved new species independent from those of the Tethys, N. W. Euro- pean Neohibolites ‘of the Aptian and Albian, because of their palaeogeographical situation, remained genetically much more closely related to the Tethyan species. In contrast to Hibolites, the Tethyan genera Duvalia BayLE & ZEILLER and Berriasibelus DELATTRE, appeared only for a short time in the boreal province, and underwent no independent speciation. 294 No comparable incursion into the Tethyan province of the species of the boreal genera Acroteuthis SroLLEY, Praeoxy- teuthis MUTTERLOSE, Anlacoteuthis StoLLey and Oxytenthis StoLıkv has yet been demonstrated. In fact, the N. W. Euro- pean Berriasian, Valanginian and Lower Hauterivian subge- nus Acroteuthis (Acroteuthis) SroLLey had its centre of specia- tion in N. W. Europe. It is the latest Hauterivian that a migration of the boreal taxa Acroteuthis (Boreioteuthis) Saks & NALNYAEVA and Praeoxyteuthis into the N. W. European basın took place from the north. The Oxyteuthinae, however, underwent an independent evolutionary development in this latter area. As a result of palaeogeographical relationships, endemic arctic boreal taxa such as Acroteuthis, Praeoxyteuthis, Aulacotent- his and Oxyteuthis occur in the N. W. European Lower Cretaceous together with the eurythermal warm water genera Hibolites and Neohibolites. The latter genera occured toge- ther with the strictly Tethyan genera Duvalıa and Berriasibe- lus, but these are never found with the strictly arctic boreal taxa. 1. EINFÜHRUNG In den letzten Jahren haben sich eine Reihe von Autoren mit der Entstehung und Definition paläobiogeographischer Reiche und Provinzen beschäftigt, u. a. in den Schwerpunkt- bänden Mippremiss, Rawson & NewarLL (1971), HALLAM (1973), Casey & Rawson (1973), Huches (1973). Die paläobiogeographische Verteilung verschiedener Be- lemnitenfaunen wurde in der jüngsten Zeit durch Saxs & NaLnvaeva (1972), STEvEns (1973) und CHRISTENSEN (1976) beschrieben. Hier werden die Belemnitenvergesellschaftungen der NW-europäischen Unter-Kreide im einzelnen aufgeführt. Diese zeichnen sich durch einen Wechsel der Einflüsse von Tethys und borealem Reich aus. Bei den Belemnitenarten tre- ten unterschiedliche, an Trans- bzw. Regressionen gebun- dene Migrationswellen auf, die sich in entsprechenden Verti- kalreichweiten widerspiegeln. Obwohl es sich bei den Belem- niten um nektonische Formen handelt, zeigen sich Endemis- men auf dem Familien-Niveau. Das boreale Reich ist durch die Cylindroteuthinae, die Tethys durch die Belemnopseidae und Duvaliidae gekennzeichnet. Ähnliche Verteilungsmuster ergeben sich für andere Tiergruppen, z. B. Ammoniten (Rawson, 1981; Kemper, Rawson & THıeuLoY, 1981) und Brachiopoden (Mippreniss, 1979), die jedoch im Detail von unseren Beobachtungen abweichen. Die Begriffe „Reiche“ etc., die in dieser Arbeit nur auf die durch unterschiedliche Belemnitenvergesellschaftungen cha- rakterisierten biogeographischen Räume bezogen sind, wer- den in hierarchischer Reihenfolge benutzt: Reich, Provinz, Subprovinz. Die Abbildungen 1-6, die die paläobiogeographische Ver- teilung der einzelnen Belemnitengattungen und Untergattun- gen für die entsprechenden Stufen zeigen, wurden durch die Tabellen 1-7 ergänzt. In diesen Tabellen sind alle uns bekann- ten Arten der Belemnitida aufgeführt, auch Vertreter der Di- plobelidae, die im Text nicht weiter diskutiert werden. Folgenden Herren danken wir dafür, daß sie Belemniten- material zu Bearbeitung und Vergleichszwecken zur Verfü- gung gestellt haben: D. Gayre (Departement des Sciences de la Terre, Lyon), Dr. S. Rırzkowskı (Geologisch-Paläontolo- gisches Institut, Göttingen), Dr. H. Ronpe (Niedersächsi- sches Landesmuseum, Hannover). Für wichtige Diskussio- nen danken wir den Herren Dr. R. CoMBEMOREL und D. GavtE (Lyon) sowie Herrn Dr. J. A. JELerzky (Geol. Survey, Ottawa). 2. UNTERKRETAZISCHE BELEMNITENFAUNEN 2.1 BERRIAS Da die Ablagerungen des Berrias in NW-Deutschland in der nicht marinen Fazies des oberen Münder Mergels, des Serpulits und des ‚‚Wealden“ ausgebildet sind, treten hier, ebenso wie in Südengland, wo ebenfalls die Wealdenfazies kennzeichnend ist, keine Cephalopoden auf. Das einzige Vorkommen von marinem Berrias in NW-Europa beschränkt sich auf NE-England. In Lincolnshire wird das Berrias durch einen Teil des küstennah abgelagerten marinen Spilsby Sand- stone und in Yorkshire durch den tiefsten Teil des Speeton Clays repräsentiert. In den Ablagerungen beider Profile tre- ten nach Pıncknev & Rawson (1974: Fig. 3) ausschließlich Arten der Gattung Acroteuthis StoLLEY s. str. auf. Alle fünf Arten A. (A.) lateralis (PrirLirs), A. (A.) sublateralis Swin- NERTON, A. (A.) subquadratoides SWINNERTON, A. (A.) pa- racmonoides arctica BLUTHGEN (= A. (A.) subquadrata) (ROEMER) und A. (A.) explanatoides (Pavıow) sind der Un- tergattung Acroteuthis StOLLEY zuzuordnen, die im höheren Volgium NW-Europas nachgewiesenen Untergattungen Mi- crobelus Gustomzsov und Boreiotenthis Saxs & NALNYAEVA fehlen hingegen. Für den östlichen Teil der boreal-atlantıschen Provinz, die russische Plattform, geben Saxs & Naınvarva (1972: Tab. 12) 13 Arten der Gattung Acroteuthis an, wobei alle drei Untergattungen Acroteuthis, Microbelus, Boreioteuthis) vertreten sind. Dabei sind folgende Arten und Unterarten den beiden Teilbereichen der boreal-atlantischen Provinz gemein- sam: A. (A.) lateralis, A. (A.) subquadratoides und A. (A.) paracmonoides arctica. Zusätzlich tritt die ebenfalls zu den Cylindroteuthinae zählende Gattung Pachyteuthis d’Orsı- GNY mit einer Art auf, während die für dıe arktische Provinz typischen Gattungen und Untergattungen der Cylindroteu- thinae Cylindroteuthis (Cylindroteuthis) BayıE & ZEILLER, C. (Arctoteuthis) Saxs & NaLnvyaEva, Lagonibelus (Lagoni- belus) Gusromzsov und ZL. (Holcobeloides) GusTOMESOV IN DIES D =? — N N IN UN Acroteuthis (Acroteuthis) STOLLEY ÄN Acroteuthis (Microbelus) GUSTOMESOV Aı\ Acroteuthis (Boreioteuthis) SAKSB&NAL'NYAEVA O Cylindroteuthis (Cylindroteuthis) BAYLE & ZEILLER @® Cylindroteuthis (Arctoteuthis) SAKS & NALNYAEVA ® Lagonibelus (Lagonibelus) GUSTOMESOV Lagonibelus (Holcobeloides) GUSTOMESOV Pachyteuthis (Pachyteuthis) BAYLE &ZEILLER ® Pachyteuthis (Simobelus) GUSTOMESOV Abb. 1. Paläobiogeographie der Belemniten im Berrias NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Mee- resgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies. Umgezeichnet nach CaAsEY (1973). nicht auf der russischen Tafel zu finden sind. Erste Vertreter dieser ‚„‚arktischen“ Gruppen sind mit drei Arten aus dem Petschora-Becken bekannt (Saks & Naunvaeva, 1972: Tab. 13), so daß dieser Bereich, trotz des Auftretens der eu- ropäischen Gattung Acroteuthis, von Saks & NALNYAEVA (1973: 395) bereits der arktischen Provinz zugerechnet wer- den. Acroteuthis s. |. ist aus dem Petschora-Becken mit acht Arten bekannt, die alle ebenfalls auf der russischen Tafel vor- kommen. Dieses Bild ändert sich östlich des Ural. Hier tritt Acro- teuthis nur noch untergeordnet auf, während Arten der Gat- 2 8 _ a f = [7 < n Le Oo x 3 3 2 Lz eiE5 = 3 S Km © < 3 Iz 2 50 5 RJ Q Q a KreL eies B} >o x SH S Kl Ku es) >) EIS = S& | SE Sa x Sz | SZ | sS zo vo u Wo zZ “> “wo aD zo | £er | <> | sä | 8 5a Sw EZ) S— ERS Da el ae en 2 Be BI RS sc Ss3 fg} sg Su } = 3 ı SIE Eee 2| 32 | S2 | Ss S 32 | le eREI SS | 8 & s [a8 | se | S El Ze (een Ss = < IS Se El o| x$ Sa x5 X Sz |xez| SU >] oa\®%| Sz ER > S = | z Iz So u= ao 25 “ 2 |wse| Az | 58 2 \nl <= | 25 | S& |< | Sz |Ss&| Ss | vs uw 30 StlS SI 3z SW Sau In oW = I || Ile a | Se = se | sg | se | sS | S2 |s2z| Sy | sz = s8 | se | SS | 5= | s= |ss=| SS | S> >) 5 65 6 sa No |ıöSa| TS un S je3} c oO Be) > fa o Fe} (=) = (6) 2 —] < > E je3] S ge} Be) > \ ® ı c S) Kae ee | Tab. 2. Stratigraphischa Reichweite der verschiedenen Belemnitenarten im Valangin NW-Europas. Nach PINCKNEY & RAwsoN (1974), PINCKNEY (1975) und MUTTERLOSE (1978). Für das Valangin NE-Englands und NW-Deutschlands ist, wie auch im Berrias, die boreale Belemnitengattung Acro- teuthis s. str. kennzeichnend. Nach Pıncknev & Rawson (1974: 200) sind im Unter-Valangin von Speeton (NE-Eng- land) vier Arten zu finden: Acroteuthis (A.) subquadratoides, Acroteuthis (A.) paracmonoides arctica (= A. subquadrata), Acroteuthis (A.)explanatoides und Acroteuthis (A.) kemperi Pınckney. Innerhalb NW-Europas ergeben sich hinsichtlich der Belemniten faunistische Differenzierungen (Pınckn£Y, 1975: 184), da A. (A.) subguadratoides aus dem Unter-Va- langin NW-Deutschlands unbekannt ist, in England jedoch vereinzelt auftritt. Acroteuthis (A.) kemperi wiederum bildet in NW-Deutschland die häufigste der Acroteuthidenarten, ist aus England jedoch nur mit einem Exemplar bekannt. Im Ober-Valangin NW-Europas treten neben die bereits genannten vier Arten Acroteuthis (A.) acrei SWINNERTON, Acroteuthis (A.) acmonoides SWINNERTON und Acroteuthis (A.) paracmonoıdes paracmonoides SWINNERTON (PINCKNEY, 1975: 187). A. (A.) subquadratoides ist in NW-Deutschland nur für die Astierien-Schichten nachgewiesen. Von den für das NW-europäische Valangin typischen Ar- ten sind aus dem Moskauer Becken A. (A.) paracmonoides arctica, A. (A.) explanatoides, A. (A.) lateralis bekannt, au- ßerdem eine Reihe von Arten, die in NW-Europa unbekannt sind, so daß eine Zweiteilung der boreal-atlantischen Provinz weiterhin sinnvoll erscheint. Neben diesen borealen Fauneneinflüssen gibt es vereinzelte Funde tethyaler Belemniten. Bereits StorLey (1926: 122) er- wähnt zwei Bruchstücke von Hiboliten aus den unteren Di- chotomiten-Schichten bzw. Astierien-Schichten (Ober-Va- langin) von NW-Deutschland, die er dann (1938: 391) bereits aus den oberen Polyptychiten-Schichten aufführt. Diese Be- obachtungen werden durch Krmper (1976: 37) unterstützt, 297 der mehrere Vertreter der Gattung Hibolites MONTFORT aus dem tonigen Zwischenmittel des unteren Ober-Valangin des Bentheimer Raumes beschreibt. In Sammlungen schließlich liegen einige Hibolitenbruchstücke aus Gronau (Westfalen) vor, die auf ein erstes Erscheinen dieser Gattung in den Pla- tylenticeras-Schichten deuten (MUTTERLOSE, 1978: 108). In Speeton sind Hiboliten im Ober-Valangin ebenfalls zu finden (ab Schicht D4 = Paratollia-Schichten), doch sind hier noch exakte Aufsammlungen notwendig. Im Valangin NW-Europas dominieren also boreale Ele- mente, die von Norden über die Pompeckj’sche Schwelle in das niedersächsische Becken einwandern. Diese Arten haben ihren Ursprung im NE-englischen Formenkreis, doch kommt es auch teilweise zu Provinzialismus (A. kempen), während andere Arten (A. subquadratoides) erst später nach NW-Deutschland gelangen. Auf der anderen Seite treten erstmalig in der Unterkreide vereinzelt tethyale Belemniten auf, die wahrscheinlich über die Karpatenstraße eingewandert sind. Auffällig ist, daß lediglich die Gattung Hibolites in das boreale Reich einzudringen vermochte, während alle anderen Gattungen der Belemnopseidae und Duvaliidae auf die Te- thys beschränkt bleiben. Da die Grundvoraussetzungen für einen Faunenaustausch gegeben sind, könnte die Ursache da- für in der unterschiedlichen Temperaturempfindlichkeit der einzelnen Gattungen zu suchen sein. BLUTHGEN (1936) beschreibt von König-Karls-Land (Spitzbergen) aus dem Jura/Kreide-Grenzbereich eine reiche Belemnitenfauna; von den aufgeführten 33 Arten und Unter- arten ordnete BLUTHGEN 22 der Gattung Acroteuthis, 1 der Gattung Cylindroteuthis, 1 der Gattung Oxyteuthis, 4 der Gattung Hibolites und 5 der Gattung Psendohibolites zu. Nach Saxs & NaLnyaEvA (1973: 395) gehören die meisten Ar- ten und Unterarten zu Acroteuthis s. str., einige zu Boreio- teuthis, Lagonibelus s. s., Pachyteuthis s. str., Simobelus und Pseudohibolites. Nach JELETZKY (briefl. Mitteilung) ist die systematische Zuordnung der von BLUTHGEN beschriebe- nen Formen sehr unsicher, die von BLüTHcen als Hibolites bestimmten Arten sind danach wahrscheinlich zu Pseudohr- bolıtes zu rechnen, eine Neubearbeitung dieser Gruppe er- folgt durch JEr£rzky. Auch das als Oxyteuthis brunsvicensis (STROMBECK) bezeichnete Exemplar gehört in eine andere sy- stematische Gruppe (vgl. S. 301). Schließlich erlauben die stratigraphischen Angaben von BLUTHGEN über die Einstu- fung der Funde nach Kemper (mdl. Mitteilung) keine exakten Aussagen über die genaue stratigraphische Datierung. Somit ist also für die mediterranen Belemnopseidae von Spitzbergen ein höheres Alter als das derjenigen von NW-Europa nicht nachgewiesen. Dadurch ist die von Saxs & NaLnyaEvA (1972: 219) und Stevens (1973: 392) geäußerte Vermutung, daß diese Gruppe Spitzbergen über den Atlantik erreicht hat, nicht zwingend, vielmehr ist auch eine Einwanderung über die Karpatenstraße denkbar. 2.3 HAUTERIVE Die paläogeographischen Rahmenbedingungen entspre- chen denen des Valangin; während es im Süd-englischen und Pariser Becken zur Ablagerung des limnisch-brackischen Wealden kommt, werden in NE-England (Yorkshire, Lin- colnshire) und Norddeutschland marine, meist tonige, kü- stennah auch sandige Serien sedimentiert. Nach Süden be- 298 Abb. 3. Meeresgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belem- niten; dunkle Pfeile: Wanderweg borealer Belemniten. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979). N Acroteuthis (Acroteuthıs) STOLLEY \ Acroteuthis (Boreioteuthis) SAKS & NAL'NYAEVA Praeoxyteuthıs MUTTERLOSE %* Hibolites MONTFORT + Duvalıa BAYLE & ZEILLER + Berriasibelus DELATTRE Paläobiogeographie der Belemniten im Hauterive NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: HAUTERIVE Stufe Unter-Hauterive Ober-Hauterive Unterstufe Belemnitenart Acroteuthis (A) paracmon- oıdes arctıca BLUTHGEN Acroteuthis (A) explanat- oıdes (PAVLOW) | Acroteuthis (A) paracmon- oıdes paracmonoıdes SWINNERTON Acroteuthis [A Jacmon- ordes SWINNERTON Acroteuthıs (A) conoıdes SWINNERTON Acroteuthıs (B.) rawsonı PINCKNEY Acroteuthis (B.) stolleyı PINCKNEY | Praeoxyteuthıs jasıkofıana (LAHUSEN)] Hıbolıtes jaculoıdes s str SWINNERTON Hıbolites Jaculoıdes var stylırostris SWINNERTON T Hıbolıtes jaculoıdes var depressırostris En Hıbolıtes Jaculoıdes var torpedınus SWINNERTON Hıbolıtes jaculoides/ nal mınutus Hıbolıtes obtusırostris en (PAVLOW) Berriasibelus extinctorius (RASPAIL] Duvalıa ct lata (BLAINVILLE) Tab3: Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem- nitenarten im Hauterive NW-Europas. Nach PINCKNEY & RAWSON (1974), PINCKNEY (1975) und MUTTERLOSE (1978, 1979, 1983). steht weiterhin, zumindest bis zum tiefen Ober-Hauterive (MıcHaeı, 1979: 313; MAREK & Raczynska, 1979: 453), über Polen eine direkte Verbindung zur Tethys über die Pom- peckj’sche Schwelle zum borealen Reich (vgl. Abb. 3). Für das tiefste Unter-Hauterive NW-Europas sind weiter- hin Arten der Gattung Acroteuthis s. str. charakteristisch. In Speeton werden die Schichten D2D bis C10/C9, die der am- blygonium-, der noricum- und der tiefen regale-Zone des Unter-Hauterive angehören, durch die Arten Acroteuthis (A.) paracmonoides arctica, Acroteuthis (A.) explanatoides, Acroteuthis (A.) paracmonoides paracmonoides und Acro- teuthis (A.) acmonoides gekennzeichnet (Pınckney & Raw- son, 1974: Abb. 3; Pınckne£v, 1975). In NW-Deutschland ist A. (A.) paracmonoides arctica, meist als A. subquadrata (ROEMER) bezeichnet, der weitaus häufigste Vertreter der Acroteuthiden im tieferen Unter-Hauterive. Vereinzelte Ex- emplare von A. (A.) acmonoides und A. (A.) explanatoides nennt Pınckney (1975) aus diesem Bereich. Auffällig ist in Speeton der scharfe Faunenschnitt an der Grenze der D/C-Schichten (= noricum/regale-Zone des Un- ter-Hauterive). In den Schichten D2-D1 (= amblygonium- und noricum-Zone, Unter-Hauterive) ist Acroteuthis sehr häufig, darüber setzt mit den C-Schichten plötzlich massen- haft Hibolites jaculoides SwinnerToNn ein, der bisher nur ver- einzelt mit Acroteuthis aufgetreten ist. In den C-Schichten sind die vier erwähnten Acroteuthidenarten, die zuletzt in C 9 (= tiefe regale-Zone) vorkommen (Pınckney, 1975: 109), nur noch ganz selten zu finden. In NW-Deutschland ist dieser Faunenschnitt, der sich in Speeton in einem 10 cm mächtigen Horizont abspielt, nicht so markant ausgeprägt, doch sind auch hier in der regale-Zone des Unter-Hauterive häufiger Hiboliten zu beobachten. Andererseits dürfte dieser scharfe Faunenschnitt durch Kondensation der amblygonium- und noricum-Zone, die in Speeton eine Mächtigkeit von nur 1 m haben, verstärkt worden sein (vgl. Rawson, 1971: 68). Pınck- ney (1975: 109) nennt noch die relativ selten vorkommende Art A. (A.?) conoides SwıNNERTON aus der höchsten regale- Zone und der inversum-Zone (Ober-Hauterive) von Spee- ton. Im Ober-Hauterive schließlich taucht die seit dem höch- sten Volgium aus NW-Europa nicht mehr bekannte Unter- gattung Boreioteuthis mit zwei Arten auf (A. (B.) rawsoni Pinckney und A. (B.) stolleyi Pımckney). PINcKkNEY & Raw- son (1974: 202) erwähnen beide Arten aus dem tiefen Ober- Hauterive von Speeton. Inzwischen konnten erstmalig beide Arten in der mittleren discofalcatus-Zone des höheren Ober-Hauterive von NW-Deutschland nachgewiesen wer- den (Murtzrıos£, 1983: 15), wo sie zusammen mit phyloge- netisch progressiven Formen von Hibolites jaculoides zu fin- den sind. Da die Untergattung Boreioteuthis in NW-Europa seit dem Berrias unbekannt ist, in der zentralrussischen Pro- vinz jedoch persistiert, erscheint eine Einwanderung borealer Formen in das NW-europäische Becken im höchsten Haute- rive möglich. Geringfügig später wandert dann ebenfalls im höheren Ober-Hauterive die für das Barr&me typische Unter- familie Oxyteuthinae mit Praeoxyteuthis jasikofiana (Lanu- sEN) von Norden her ein. Die in der tiefsten regale-Zone von Speeton massenhaft einsetzenden Hiboliten stellen einen Immigrationsschub größten Umfanges dar. Dabei zeigt sich für diese Gruppe eine große Variationsbreite, die Swınnerton (1952) zur Aufstel- lung mehrerer Variationen veranlaßte. Hiboliten aus dem 299 französischen Valangin/Hauterive weisen eine ähnliche Va- riationsbreite auf. Der Formenkreis um Hibolites jaculoides bleibt + unverändert bis in das tiefe Ober-Hauterive erhalten und unterliegt dann einer gleitenden Umwandlung (Murrek- Lose, 1978). Aus den relativ großen, stark aufgeblähten For- men, die den ursprünglich aus der Tethys eingewanderten sehr nahe stehen, entwickelten sich im höheren Ober-Haute- rive schlanke, zierliche Individuen, die wiederum fließend zu dem für das Barr&me typischen Hibolites minutus SwINNER- Ton überleiten. Bis in die Aegocrioceras-Schichten bestehen also enge Beziehungen zu den Hiboliten der Tethys, dann vollzieht sich im höheren Ober-Hauterive in NW-Europa eine autonome Entwicklung, die unabhängig von derjenigen der Tethys ist. Weitere Einwanderungsformen mediterranen Ursprungs stellen die von MuTTErLosE (1979) erwähnten Ar- ten Duvalıia lata (BaLinviLLeE) und Berriasibelus extinctorins (RaspaıL) dar, die im hohen Unter-Hauterive und tiefen Ober-Hauterive von NW-Deutschland und NE-England al- lerdings in nur wenigen Exemplaren gefunden wurden. Die Duvalien sind in der Tethys bereits seit dem Tithon mit den Hiboliten vergesellschaftet, zeigen jedoch im Valangin/Hau- terive, Provinzialismus. In der mediterranen Provinz sind Duvalia und Berriasibelus, B. ist nur aus dem Valangin be- kannt, dominant; in der SE-europäischen Provinz (Karpaten, Krim, Kaukasus) Conobelus StoLLev und Psendobelus BLAINVILLE. Offensichtlich erreicht die Einwanderung mediterraner Faunenelemente, die im tiefen Hauterive beginnt (vgl. Mı- CHAEL, 1974: 29), ihren Höhepunkt im mittleren Hauterive (regale-Zone des Unter-Hauterive, Aegocrioceras-Schichten und staffi-Zone des Ober-Hauterive). Neben den Hiboliten, die vereinzelt bereits im Valangın auftauchen, im tieferen Un- ter-Hauterive schon massenhaft verbreitet sind, können auch andere Belemnitengattungen aus der Tethys nach NW-Eu- ropa einwandern. Dabei erfolgte bei den Hiboliten eine Mas- senwanderung (= mass migration i. S. Rawson’s 1973) und bei den Duvaliidae eine vereinzelte Einwanderung (= isola- ted straying i. $. Rawson’s). Während es den Hiboliten ge- lingt, sich in der Folgezeit in den neu besetzten Lebensräu- men zu behaupten und sich weiterzuentwickeln, treten die Duvaliidae im Hauterive nur kurzfristig in kleinen Gruppen auf. Als Ursache für dieses Verhalten wird eine unterschiedli- che Temperaturempfindlichkeit angenommen. Während sich die Hiboliten infolge ihres eurythermen Charakters im borea- len Reich durchzusetzen vermögen, ist dieses den stenother- men Warmwasserformen der Duvaliidae nicht gelungen. Tethyale Einwanderungsformen, die sich ähnlich verhal- ten, sind bei den Ammoniten bekannt. So folgt die Gattung Spitidiscus Kı.ıan dem Wanderungs-Muster der Duvaliidae; diese Gattung ist aus der höchsten regale-Zone (Unter-Hau- terive) und mittleren speetonensis-Zone (mittleres Ober- Hauterive) von NW-Europa bekannt. Die Gattungen Ende- moceras THIERMANN und Distoloceras Hyatt folgen hingegen dem Hiboliten-Ausdehnungsmuster und entwickeln nach ih- rer Einwanderung endemische Formen (vgl. Kemper, RawsoNn & Tuızuroy, 1981). Das höchste Ober-Hauterive ist dann wieder durch einen Immigrationsschub borealer Gattungen und Arten von Norden her nach NW-Europa gekennzeich- net. Neben den bereits erwähnten Acroteuthiden erscheinen mit Praeoxyteuthis jasikofiana (LAHusen) die ersten Oxy- 300 teuthinae. Diese Unterfamilie spaltet sich wahrscheinlich im Ober-Hauterive im Moskauer Becken von den Acroteuthi- den ab und ist wenig später auch in NE-Europa zu finden (MUTTERLOSE, 1982: 147). 2.4 BARREME Nach Micharı (1979: 313) führten Regressionen bereits im Ober-Hauterive zu einer Aussüßung des zentral- und süd- polnischen Beckens, so daß die direkte Verbindung zwischen Tethys und Borealgebiet unterbrochen ist. Nach MArEK & Raczynska (1979: 453) erscheint in Mittelpolen noch Sıim- birskites (Craspedodiscus) cf. discofalcatus (KOENEN), so daß das höhere Ober-Hauterive in Polen noch marin entwickelt ist, wenn sich hier auch boreale Fauneneinflüsse bemerkbar machen. Im Barreme ist dann jedoch die Karpatenstraße ge- schlossen (vgl. Abb. 4), womit bis zum Unter-Apt die borea- len Meeresbecken in Mittel- und Nordeuropa — abgesehen von den außereuropäischen Umgehungsstraßen — von der Te- thys abgeschnitten sind. Dieser Abschluß von der Tethys macht sich erwartungs- gemäß in einer Faunenverschiebung bemerkbar. Der mediter- rane Hibolites jaculoides, der noch in der discofalcatus-Zone des Ober-Hauterive in NW-Europa häufig zu finden ist, entwickelt an der Hauterive/Barreme-Grenze mit Hibolites minutus SwINNERTON endemische Kümmerformen, die bis in das Unter-Apt persistieren. Wie sich in Speeton gut beobach- ten läßt, wandeln sich die schlanken, zierlichen Formen der discofalcatus-Zone in „‚gleitender Populationsumwandlung“ in den für das gesamte Barreme typischen, kleinwüchsigen Hibolites minutus. Offensichtlich persistierte jedoch die Ur- sprungsform von Hibolites jacnloides (großwüchsige, deut- lich keulenförmige Rostren) in der Tethys bis in das Barreme unverändert, da ImmeL & MUTTERLOSE (1980: 262) eine eindeu- tig ancestrale Form aus dem Grenzbereich Unter-/Mittel- Barreme (alter Gliederung) NW-Deutschlands feststellen konnten. Aus diesem überraschenden Fund ist einerseits ab- zuleiten, daß es sıch bei A. minutus nur um einen Seiten- zweig handelt, der im Unter-Apt endet. Andererseits setzt sich die Stammgruppe um H. jaculoides, die in NW-Europa für das Unter-Hauterive und tiefe Ober-Hauterive kenn- zeichnend ist, mindestens bis in das mittlere Barr&me unver- ändert fort. Weiterhin muß im Grenzbereich Unter-/Mit- tel-Barr&me (alte Gliederung) über den sich öffnenden Atlan- tik eine Verbindung des borealen Europas zur Tethys bestan- den haben, so daß vereinzelte Exemplare von H. jacnloides einwandern konnten. Diese Vermutung wird umgekehrt durch Funde borealer Crioceratiten in Marokko unterstützt (IMMEL & MUTTERLOSE, 1980: 265). Dominierend im Barreme NW-Europas ist jedoch die im höheren Ober-Hauterive aus dem borealen Bereich einge- wanderte Unterfamilie Oxyteuthinae. Diese Gruppe scheint sich im Bereich der russischen Tafel im Ober-Hauterive von der Gattung Acroteuthis abgespalten zu haben und dann über England in den Westbereich des borealen Reiches eingewan- dert zu sein. In Speeton treten die Praeoxyteuthiden unver- mittelt gehäuft in der höchsten varzabilis-Zone (= höchstes Hauterive) auf, stratigraphisch ältere Funde sind aus England bisher nicht bekannt. Die Praeoxyteuthiden scheinen in einer Massenwanderung in diesen Bereich gelangt zu sein. Im Bar- reme vollzieht sich innerhalb der Oxyteuthinae dann eine Entwicklung. Nach MuTrerıose (1983) bilden die 10 Arten eine fließende phylogenetische Reihe, die zu einer Zonenglie- derung herangezogen werden kann: Praeoxytenthis jJasıko- fiana, P. pugio (StoLLey), Anlacotenthis speetonensis (Pav- LOW), A. compressa MUTTERLOSE, A. absolutiformis (Sın- zow), A. descendens StoLı£v, Oxytenthis psendogermanica MUTTERLOSE, ©. brunsvicensis (STROMBECK), O. germanica StoLtey und O. depressa StoL£y. Sowohl für NW-Deutsch- land als auch für NE-England ist die gleiche Abfolge kenn- zeichnend; die ventral gefurchten Vertreter von Aulacoteu- this sind auf das höhere Unter-Barreme beschränkt (vgl. MUTTERLOSE, 1980: 242). Ähnliche, im höheren Ober-Haute- X Oxyteuthis STOLLEY X Aulacoteuthis STOLLEY x Praeoxyteuthis MUTTERLOSE * Hibolites MONTFORT A Chalalabelus JELETZKY Abb. 4. Paläobiogeographie der Belemniten im Barreme NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Mee- resgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979). BARREME 301 Stufe Unter-Barr&me Ober-Barr&me Unterstufe Belemnitenart == Praeoxyteuthis Jasıkofana (LAHUSEN) Praeoxyteuthıs pugıo (STOLLEY) Aulacoteuthis speeto- nensıs (PAVLOW] Aulacoteuthıs compressa MUTTERLOSE Aulacofeuthis absoluti - formıs (SINZOW) Aulacoteuthis descendens STOLLEY Oxyteuthis pseudogerma- nica MUTTERLOSE Oxyteuthıs brunsvicensis (STROMBECK) Oxyteuthis germanica STOLLEY Oxyteuthis depressa STOLLEY Hibolites minutus SWINNERTON Hibolites jaculoıdes SWINNERTON Hibolites obtusırostris (PAVLOW) —L_ Chalalabelus aft. renniei (SPATH) Tab. 4. Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem- nitenarten im Barreme NW-Europas. Nach MUTTERLOSE (1983). rive des borealen Reiches auftretende und von SWINNERTON (1955: XXX VI) und GLasunova (1969: 221) zu Aulacoteuthis gestellte Belemniten, sind der Untergattung Acroteuthis (Bo- reioteuthis) zuzurechnen. Stratigraphisch älteste Vertreter der Oxyteuthinae werden aus dem Berrias/Valangin von Spitzbergen (BLUTHGEN, 1936: 37) und dem Valangin Polens (Braszkıewıicz, 1963: 415) be- schrieben. Das von BLUTHGEN als Oxyteuthis brunsvicensis bestimmte Exemplar (Mo 2979) muß aufgrund des Rostrum- baues und der kurzen Apikalfurche der Gattung Acroteuthis zugeordnet werden. Auch die aus dem Valangın Polens (Platylenticeras-Schich- ten und Dichotomiten-Schichten) als Oxytenthis primus Braszkızwıcz abgebildeten Rostren gehören allein aufgrund ihres extrem konischen, cuspiteuthis-ähnlichen Umrisses und der dabei großen Apikallänge nicht zu den Oxyteuthinae. Saks & NALnvaEvA (1972: 218) halten diese Art für einen Ver- treter der Cylindroteuthinae, bei der es sich wahrscheinlich um A. (A.) explanatoides handeln dürfte. Oxyteuthinae sind bisher aus der Tethys unbekannt, lediglich Srovanova-VeR- GıLova (1970: 62) nennt Oxytenthis sp. (? ex. gr. Jasikovi (LAHusen) aus Bulgarien, doch dürfte das abgebildete Ro- strum eher den Belemnopseidae (Hibolites 2) zuzuordnen sein. Neben langen Wanderwegen durch den Atlantik können dabei vor allem ökologische Gründe (Temperatur) eine Rolle gespielt haben, bei den borealen Oxyteuthinae handelt es sich eher um Kaltwasserformen. Zudem waren in der Tethys die Lebensräume der Oxyteuthinae durch andere Belemniten- gruppen besetzt (Belemnopseidae und Duvaliidae). SS NPIR Im Unter-Apt öffnet sich erneut eine Meeresverbindung zwischen dem mediterranen und borealen Meeresraum (Mı- CHAEL, 1979: 314). Während im polnischen Becken weiterhin limnisch-brackische Serien abgelagert werden, entsteht über Nordfrankreich und Südengland eine Verbindung zur Te- thys; später, im höchsten Ober-Apt (nolani-jacobi-Zone), entwickelt sich auch die Pariser Straße. Das polnische Becken erfährt ebenfalls bereits im Ober-Apt marine Einflüsse. Somit bringen im Apt warme Meeresströmungen eine reiche steno- therme Benthosfauna in das SE-englische Unterkreide-Bek- ken. Boreale Belemniten sind mit Oxyteuthis senilis STOLLEY nur noch ganz vereinzelt im Apt NW-Deutschlands zu fin- den. Es handelt sich um extrem kleinwüchsige Kümmerfor- men, die sich nach Srorıey (1925: 38) bis in das mittlere Ober-Apt fortsetzen. Neue tethyale Belemniten erscheinen mit Neohibolites ewaldi (v. StroMBEck) erstmalig in der deshayesi-Zone des mittleren Unter-Apt, daraus leiten sich nacheinander N. clava Stoızy, N. inflexus SroLıey und N. wollemanni STOLLEY, eine von StoLLEy (1911) beschriebene phylogeneti- sche Reihe ab, die für das höhere Unter-Apt und Ober-Apt Oxyteuthis STOLLEY ® Neohibolites STOLLEY + Duvalıa BAYLE & ZEILLER £ Parahibolites STOLLEY %* Hibolites MONTFORT EB Vectibelus JELETZKY Conoteuthiıs D’ORBIGNY Abb. 5. Paläobiogeographie der Belemniten im Apt NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Meeres- gebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belemniten. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979). (Gliederung nach Kemper, 1978) NW-Europas kennzeich- nend ist. Da diese Arten, abgesehen von N. ewaldi, auch aus der Tethys (Bulgarien) bekannt sind (SrOvanova-VERGILOVA, 1964, 1970), handelt es sich nicht um eine endemische Ent- wicklung, etwa vergleichbar derjenigen von Hibolites jacn- loides SwiNNErTON im Ober-Hauterive. Offensichtlich bilden NW-Europa und die Tethys hinsichtlich der Neohiboliten- vergesellschaftung einen einheitlichen Raum. Da keine neue- ren Arbeiten über die Verhältnisse im SE-französischen Raum vorliegen, kann derzeitig keine Aussage über den Ur- sprung der Neohiboliten gemacht werden. Wahrscheinlich haben sie sich an der Grenze Barr&me/Apt in SE-Frankreich von Mesohibolites StoLLey abgespalten. Eine weitere Gat- tung ist mit Parahibolites duvaliaeformis (StoLLEY) in weni- gen Individuen im Ober-Apt NW-Deutschlands vertreten. Für die Tethys ergibt sich im Apt dabei folgende Verteilung der Gattungen der Belemnopseidae und Duvaliidae: Von den zu den Belemnopseidae zählenden Gattungen sind nur noch Parahibolites (?) SroLLey, Mesohibolites StoLLEY und Neohibolites SroLLEY bekannt. Mesohibolites und Neo- hibolites sind sowohl in der mediterranen Provinz (Spanien, APT Stufe Unter-Apt Ober-Apt Unterstufe Belemnitenart Neohibolites ewaldı (v STROMBECK) Neohibolıites clava STOLLEY un Neohibolites ınflexus STOLLEY [yet ern Neohibolites wollemanni STOLLEY Parahıbolites duvalıae- formis (STOLLEY) Duvalıa grasıana (DUVAL-JOUVE) Hıbolıtes mınutus SWINNERTON Oxyteuthis senılis STOLLEY Conoteuthıs dupinıana D’ORBIGNY Vectibelus vectensis (SPATH) Tab. 5. Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem- nitenarten im Apt NW-Europas. Nach STOLLEY (1911) und JE- LETZKY (1981). SE-Frankreich), als auch in der SE-europäischen Provinz zu finden (Lirro-Bevia, 1975; VAsıcEr, 1978a, 1978b; StoyAano- va-VERGILOVA, 1964, 1965a, 1970; SCHWETZOFF, 1919). Die zu den Duvaliidae rechnenden Gattungen Duvalia BavıE & ZeEıLLer, Pseudoduvalia Narr, Berriasibelus De- LATTRE, Castellanibelns CoMBEMOREL, Pseudobelus Bram- vır.E und Conobelus StoLLey sind im Tethysbereich nur noch mit Duvalia vertreten. Duvalia trittmit D. lata (BramviLıe) erstmalig im Tithon der Tethys auf, die nach Comsemor£L (1973: 142) bereits im Unter-Tithon erscheinende Duvalia conica (BLAINVILLE) wird hier mit Vasıcek (1978a) Conobelus STOLLEY zugeordnet. In der tiefen Unter-Kreide (Valangin, Hauterive) erreicht Du- valia mit einer Reihe von Arten ihren Höhepunkt in der Te- thys, im Barr&me erfolgt eine deutliche Abnahme. In SE-Frankreich ist D. grasiana (DuvaL-Jouvz) die ein- zige Duvalienart, die noch aus dem Barreme und Apt bekannt ist, alle anderen Arten sterben spätestens an der Hauteri- ve/Barreme-Grenze aus (COMBEMOREL, 1973: 179). STOYANO- va-VErGILOVA (1964, 1965b) nennt aus dem Unter-Barreme Bulgariens noch D. binervia (Rasraır), D. dilatata majo- riana STOYANOVA-VERGILOVA, aus dem Ober-Barreme D. ga- grica SCHWETZOFF sowie D. grasiana (DuvaL-JouvE). Im Apt kommen außer D. grasiana keine weiteren Arten vor. Während ein Großteil der Arten (D. lata (BıLaınviLıe), D. dilatata (BramviLıe), D. emerici (RaspaıL), D. binervia (Raspaır), D. grasiana und D. hybrida (Duvar-Jouve)) der mediterranen und der SE-europäischen Provinz gemeinsam sind, gibt es einige Arten, die bisher nur aus der SE-europäi- schen Provinz bekannt sind (D. tereshkovae STOYANOVA- VerGiLovA, D. gagrica, D. rafaeli StovanOVA-VERGILOVA, D. madarica STOYANOVA-VERGILOVA). Die Verbreitung von Duvalia BayıE & ZEıLLer beschränkt sich auf Spanien, Frankreich, Nord-Afrika, Schweiz, Süd- deutschland, Italien, Jugoslawien, Bulgarien, Krim, Kauka- sus und Schlesien. Wenige Arten sind von Madagskar be- kannt (D. lata und D. dilatata) sowie aus Mogambique; D. lata mit einem Exemplar auch aus England. Aus dem mittleren Ober-Apt von N-Deutschland nannte bereits von KoEnen (1902) Vertreter der Gattung Duvalıa, die von SroLıey (1911: 68) beschrieben wurden. STOLLEY ver- eint alle norddeutschen Formen unter D. grasiana, obwohl diese eine sehr viel größere Variabilität als die südfranzösi- schen Formen haben. Uns lagen etwa 130 Duvalien aus dem mittleren Ober-Apt der ehemaligen Ziegelei-Tongrube Kastendamm (8 km NW Hannover) vor. Dieser Formenkreis zeigt eine erhebliche Va- riationsbreite, da neben langgestreckten, typischen grasia- na-Formen auch kurze, gedrungene, z. T. an D. conica (= Conobelus conica) erinnernde Formen auftreten. Besonders interessant an diesem Vorkommen ist das ex- trem häufige Auftreten von D. grasiana, während diese Art in den zeitgleichen Ablagerungen des mediterranen Raumes sehr selten ist. Allerdings läßt sich auch in N-Deutschland eine unter- schiedliche Verteilung erkennen. Vereinzelte Vertreter von D. grasiana nennt Stozey (1911: 71) aus dem Unter-Apt (bodei- und deshayesi-Zone alter Gliederung), häufig wird die Art jedoch erst in den bunten inflexus-Mergeln des 303 Ober-Apt (= Ober-Gargas). Während in den bunten infle- xus-Mergeln von Kastendamm durch StoLz£y hunderte von Individuen geborgen wurden, tritt D. grasiana in den litho- logisch sehr ähnlichen und stratigraphisch gleich alten Schich- ten von Sarstedt erheblich seltener auf. In dem heute noch zu- gänglichen Profil der Zgl. Gott bei Sarstedt konnten seit StorLzey’s Aufsammlungen um die Jahrhundertwende trotz mehrerer Profilaufnahmen (RoHun, 1959; Tarkıan, 1968; ALIMIRZAIE, 1972) und ausgedehnter Sammeltätigkeiten in den inflexus-Mergeln keine weiteren Duvalien mehr gefun- den werden. Insgesamt ist das Apt NW-Europas durch Belemniten te- thyaler Abstammung (Neohibolites, Parahibolites, Duvalıa) gekennzeichnet, boreale Formen (Oxyteuthis) treten nur noch ganz vereinzelt auf. Offensichtlich konnten die tethya- len Gattungen auf den sich öffnenden Verbindungswegen aus der Tethys in das boreale Reich einwandern. Da keine Kon- kurrenten vorhanden waren, wurden die neuen Lebensräume erfolgreich besetzt. Während sich die weniger anspruchsvol- len Neohiboliten bereits im Unter-Apt erfolgreich durchset- zen konnten, erscheinen Duvalien erst in den inflexus-Mer- geln. Die als Flachwassersedimente zu deutenden bunten :n- flexus-Mergel boten den Duvalien optimale Bedingungen. Nach Gaipa, KEMPER & ZIMMERLE (1978: 59) erfolgte im mitt- leren Ober-Apt in N-Deutschland eine epirogenetische Dif- ferentialbewegung, in deren Verlauf die Pompeckj’sche Schwelle gehoben wurde. Infolge der Hebung NW-Deutsch- lands veränderten sich die Meeresströmungen, die Verbin- dung nach Westen über die zentralen und SW-Niederlande wurde breiter geöffnet. Möglicherweise kann diese Verände- rung der Strömungen als Ursache für die plötzliche massen- hafte Einwanderung von Duvalia angesehen werden. Im Verlauf dieser Öffnung nach Westen ist Duvalıa eingewan- dert und hat sich kurzfristig entfaltet, da sich optimale Le- bensbedingungen boten (große, gut durchlüftete Flachwas- serbereiche). Im höheren Ober-Apt (Clansayes) kam es dann zu einem starken Wandel der Milieu- und Sedimentationsver- hältnisse im NW-deutschen Becken. Die bunten inflexus- Mergel werden durch dunkle, karbonatarme Tonsteine abge- löst, die größere Wassertiefe und geringeren Sauerstoffanteil andeuten. In diesem Milieu konnte sich die im Gegensatz zu Neohibolites offenbar sehr empfindliche Duvalia nicht durchsetzen. MicHAEL (1979: 316) verweist auf das starke Zu- rücktreten kalkschaligen Phyto- und Zooplanktons in den dunklen Tonen der nolani- und jacobi-Zone des höheren Ober-Apt und erklärt dies durch Absenkungsvorgänge, die zu einer Wassertiefenzunahme im zentralen Beckenbereich NW-Deutschlands führen, in deren Verlauf auch bisherige Schwellen und küstennähere Flachwasserregionen erfaßt werden. 2.6 ALB Während sich die paläogeographischen Verhältnisse des höchsten Ober-Apt bis in das tiefere Unter-Alb fortsetzen, werden die Konturen des niedersächsischen und südengli- schen Beckens durch eine Transgression im höheren Unter- Alb geändert. Nach Michaeı (1979: 316) entstehen örtlich in- folge der Transgressionen bereits von der schrammeni-Zone an, großräumiger von der tardefurcata-Zone an Biotope des Neohibolites STOLLEY Pavloviteuthis SHIMANSKY Abb. 6. Paläobiogeographie der Belemniten im Alb NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Meeres- gebiete; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belemniten. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979). ALB Stufe Unter-Alb Mittel-Alb Unterstufe Ober-Alb Belemnitenart Neohibolites strombecki STOLLEY Neohibolıtes mınor STOLLEY Neohibolıtes mınımus minımus (MILLER) [1 Neohıibolites mınımus obtusus STOLLEY Neohibolites mınımus pınguıs STOLLEY Neohibolıtes oxycaudafus SPAETH Neohibolıtes ernsti SPAETH Neohibolıtes praeultımus SPAETH em) Pavlovıteuthis cantıana (SPATH) Tab. 6. Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem- nitenarten im Alb NW-Europas. Nach STOLLEY (1911), SPAETH (1971) und JELETZKY (1981). litoralen Flachwassers. Ab Mittel-Alb wird der Meeresraum in NW-Europa großregional erweitert, es bestehen nun zwei Verbindungen zur Tethys, die noch im Apt vorhandene Pompeckj’sche Schwelle existiert nicht mehr. Mit dieser Transgression gelangen wieder tethyale Neohi- boliten nach NW-Europa. Die für das Unter-Alb typischen Neobhibolites strombecki StoLıey und N. minor SToLLEY sind nur selten zu finden?). Dahingegen bildet der von SpaErH (1971) neu beschriebene Formenkreis um Neohibolites mini- ?) Die Frage der Existenz einer eigenständigen Art „N. minor“ ist bisher nicht erneut geklärt worden. mus (MitLer) sowohl in N-Deutschland als auch in S- und NE-England mit N. minimus pinguis SroLLey, N. minimus minimus (MiLLer) und N. minimus obtosus STOLLEY ım Mit- tel- und Ober-Alb typische Formen, die jedoch auch aus der Tethys (Frankreich, Bulgarien, Sardinien, Südrußland) be- kannt sind. Die sich im Ober-Alb aus N. minimus entwik- kelnden Arten N. oxycandatus SPAETH, N. ernsti SPAETH und N. praeultimus SpAetH, die in dieser Unterstufe Leitwert be- sitzen, wurden bisher nur in NW-Europa (Deutschland, England) festgestellt. Die im unteren Cenoman weit verbrei- tete Art N. ultimus (D’Orsıcny), die wieder sowohl in NW-Europa als auch in der Tethys zu finden ist, stellt nach Storzey (1911) das Endglied in der Entwicklung der Neohi- boliten dar. Nach Untersuchungen von SpaETH (1971: 52) dürfte sich N. ultimus direkt von N. ewaldi aus dem Apt ab- leiten lassen und nicht über den minimus-Formenkreis i. e. S. Im Gegensatz zu den Hiboliten ist also für Neohibolites, abgesehen von den Arten N. oxycandatus, N. ernsti und N. praeultimus, die aber möglicherweise im Mediterranbe- reich noch gefunden werden, keine endemische Entwicklung für NW-Europa nachweisbar. Die Ursache für den unter- schiedlichen Verlauf der Entwicklung beider Gattungen in 305 NW-Europa könnte in der verschiedenartigen paläogeo- graphischen Situation gesehen werden. Da seit dem Unter- Alb in NW-Europa großräumige Flachmeerbereiche mehrere direkte Verbindungen zur Tethys hatten, konnte jederzeit genetischer Nachschub ungehindert in das NW-europäische Epikontinentalmeer einwandern. Im Gegensatz dazu stehen die paläogeographischen Verhältnisse im Hauterive; von des- sen höchsten Zonen es bis in das Unter-Apt keine Verbindung zur Tethys mehr gab. 3. URSACHEN FÜR DIE DIFFERENZIERUNG DER UNTERKRETAZISCHEN BELEMNITENFAUNEN Stevens (1973: 395) führt eine Reihe von Gründen für die Bildung tiergeographischer Reiche und Provinzen an, die durch unterschiedliche Belemnitenvergesellschaftungen cha- rakterisiert sind. Neben vorgegebenen Umweltfaktoren wie Salinität, Meeresströmungen und paläogeographische Ver- hältnisse, dürften biologische Gründe wie die unterschiedli- che Temperaturempfindlichkeit einzelner Gattungen eine Rolle gespielt haben. Danach handelt es sich bei den tethyalen Belemniten um Formen, die warme und tropische Gewässer bewohnten, während ım borealen Reich stenotherme, an das Leben im kühlen Wasser adaptierte Formen lebten. Den Provinzialis- mus innerhalb der Tethys erklärt Stevens (1973: 395) durch unterschiedliche Wassertemperaturen. Danach ist für die me- diterrane Provinz mit tropischen, für die SE-europäische Provinz mit warmen Wassertemperaturen zu rechnen. STEVENS (1965) unterstützte diese Annahmen durch wenige Paläotemperaturwerte, die aus den Rostren borealer sowie mediterraner Belemniten gewonnen wurden und tatsächlich bei den borealen Formen niedriger liegen als bei den mediter- ranen. Nach SpAETH, Hoers & VETTER (1971) dürften die all- gemein aus den '#0/!0 Isotopenverhältnissen der calcitischen Belemnitenrostren ermittelten Paläotemperaturen jedoch nicht zuverlässig sein, da zu weitgehende diagenetische Ver- änderungen bei der Fossillisation die ursprünglichen Verhält- nisse überlagern. Grundvoraussetzung für eine Einwanderung der Tethys- Belemniten in der Unter-Kreide nach NW-Europa waren günstige paläogeographische Verhältnisse, da nur zu Zeiten direkter Meeresverbindungen mit der Tethys diese Belemni- ten dominieren; im Hauterive handelt es sich um Hibohlites, im Apt und Alb um Neohibolites. Je nach Intensität der Ver- BERRIAS en Tethys-Belemniten Boreale Belemniten Diplobelid Belemnopseidae + Duvaliidae Cylindroteuthinae + Oxyteuthinae Alesaleke >= m = Fo In ern ae] =| < ı > — > oo [4 [=] wu Ru) E 5| „£2|s2|.e 21%. |& [a8 lu223|22|&|2 g el „ Sl gell ss | Se | 28 E38 | 23 28 De || 2 98 | a) Ser fe} or SH Su | Zu Sl 5o Sa zu | Ssw | SS | 20 so | 33 Sea | Se BelEse || 88 | 85 Sell Seller || A| 55 || S= z2| aa | aa | &5 | ao | sS | ie nr wre Pre AA Se A a, VWEEGBLEALE E — un rub Re > ne ini ; A ee aA AD OD A BETT! De det Au ee] re u Bı118A Bette weg Diwmaı wol je — u ve ® er ir ee eur N 2 aim 384 I u un RA ER UT RD Zn RE . u > 2 er ü > = ur " u ©“. i © ne € v ai EB —— u “ Ze Sa: m © > Siiläine En . u . . m 5 rn 5 u en Zr m % ir Br: * Y .— = Di ö Fe ee wu 5 7 7, 5 7 Du we ve is 5 ein un 4 eh Ba 1 8 „re an > EEE EN j en a a Sn en Pr BAER 309 Zn | » [ München, 1.Jal 1985 ISSN 0373_0027 Les Algues cretacees (Barremien a Coniacien) ALAIN-FRANCOIS POIGNANT*) Avec 1 figure dans le texte RESUME Le cortege des Algues rouges est constitue de 27 genres et 78 especes dont la repartition est analysee. De leur cöt£, les Al- gues vertes (Dasycladales) representent 26 genres et 70 especes dont la distribution stratigraphique est differente de la prece- dente. Une analyse plus precise montre le comportement cu- rieux de l’Albien et du Cenomanien. Pour tenter d’expliquer les observations faites, diverses hypotheses sont proposees et discutees. ABSTRNG@T The assemblage of red Algae shows 27 genera and 78 species whose distribution is studied. Green Algae (Dasycladales) are represented by 26 genera and 70 species. Their stratigraphic distribution is different from the preceding one. A more accu- rate analysis points out a curious phenomenon during Albian and Cenomanian. To attempt to explain the observations made, various hypothesis are proposed and discussed. KURZFASSUNG Im Zeitbereich von Barreme bis Coniac treten 27 Gattun- gen mit 78 Arten von Rot-Algen auf. Ihre Verteilung inner- halb dieses Zeitbereiches wird diskutiert. Die Grün-Algen (Dasycladales) sind mit 26 Gattungen und 70 Arten vertreten. Die stratigraphische Verteilung beider Gruppen ist unter- schiedlich. Eine genaue Analyse offenbart eine eigenartige, gegenläufige Häufigkeitsverteilung beider Gruppen während des Alb und Cenomans. Einige Hypothesen zur Erklärung dieses Phänomens werden diskutiert. AS ABGUES;VERTES (DASYGCEADATES) 1. GENRES D’apres une bibliographie volontairement limitee aux gen- res et especes dont les descriptions et les determinations sont sans ambiguite et arretee ä une date donn£e, on peut reperto- rier 26 genres dans les etages compris entre le Barremien et le Conacien inclus. Il reste entendu que la r&partition des genres est parfois dif- ficile A suivre car certains d’entre-eux semblent se maintenir durant toute la periode envisagee sans Etre necessairement presents dans tous les Etages. Cette remarque est egalement valable pour l’ensemble des Algues rouges. *) A.-F. POIGNANT, Universite Pierre et Marie Curie, Laboratoire de Paleontologie des Algues et Invertebres, 4, place Jussieu, 75230 Paris cedex 05 (France). Quelques faits remarquables peuvent £tre soulignes: 3 genres (11%) disparaissent au cours du Barremien Acti- noporella, Epimastopora et Macroporella). 12 genres (46%) s’eteignent vers le passage Aptien-Albien (Acroporella, Angioporella, Crinella, Diplopora, Euspondy- loporella, Helioporella, Kopetdagaria, Macroporella, Monte- negrella, Pseudoactinoporella, Pseudoclypeina, Suppililin- maella). 2 genres (7%) ne franchissent pas la limite Cenomanıen- Turonien (Harlanjohnsonella et Linoporella). 3 genres (11%) disparaissent ä la limite Turonien-Conia- cien (Cylindroporella et Triploporella). Il est enfin interessant de remarquer que 2 genres seulement apparaissent durant le laps de temps consid£re et cela & la lı- mite Albien-Cenomanien (Cymopolia et Harlanjohnsonel- la). Ainsi, pour les genres le taux d’apparition durant le laps de temps Barr&mien-Coniacien est de 0,07 seulement et le taux de disparition de 0,76. 310 2. ESPECES Dans les m&mes conditions de travail, on enregistre 70 especes correspondant ä 149 citations. La r£partition est la sulvante: Coniacıen: 9 Turonien: 14 Cenomanıen: 17 Albien: 15 Aptien: 40 Barremien: 54 ce qui correspond par unite de temps a: Conıacıen: 2 Turonien: 2, 1 Cenomanıen: 2, 1 Albien, 1, 8 Aptien: 5, 7 Barremien: 9 EVOLUTION DE LA REPARTITION DES ESPECES Conıacien Turonien Cenomanien Albien Aptien Barremien BEANEGWES l. GENRES Dans les memes conditions de travail, c’est-ä-dire en se lı- mitant aux genres et aux especes dont les descriptions sont sans ambiguite, on compte 27 genres disponibles. On peut si- gnaler que 15 genres, environ, apparaitront apres le Santoni- en. On constate ainsi qu’il y a presqu’autant de genres de Rhodophytes que de Dasycladales. Une analyse plus poussee permet de faire un certain nombre de constations. Huit genres (Lithoporella, Marinella, Parachaetetes, Per- mocalculus, Petrophyton, Pycnoporıdium, Solenopora et Thaumathopora) soit 30%, proviennent du Jurassique et se poursuivent au moins durant le laps de temps considere. Dix neuf genres (Agardhiellopsis, Amphiroa, Archaeolitho- thamnium, Arthrocardia, Corallina, Cruoriella, Dermatholi- ton, Distichoplax, Elianella, Jania, Kymalithon, Lithophyl- lum, Lithothamnium, Melobesia, Mesophyllum, Paraphyl- lum, Peyssonelıa, Pseudolithothamnium et Solenomeris) soit 70% apparaissent durant le meme laps de temps, du plus an- cıen (Archaeolithothamnium A la base de l’Hauterivien, au plus recent Distichoplax ä la base du Coniacien). Le taux de renouvellement pour l’ensemble de la periode est de 0,70, va- leur tres proche du taux de disparition des Dasycladales. : especes nouvelles : especes disparaissant : especes communes avec au moins l’etage precedent : especes disponibles encoe» Ainsi le taux de renouvellement des especes, ou encore le especes nouvelles especes disparaissant rapport est de 2,07 pour le Barremien, nul a l’Aptien, de 0,57 pour l’Albien, 1,8 pour le Cenoma- nien, 0,2 pour le Turonien et nul pour le Coniacien. Le rapport especes nouvelles donne des indications du especes citees meme ordre puisqu’il est le suivant: Barremien: 0,53; Ap- tien: 0; Albien: 0,26; Cenomanıen: 0,52; Turonien: 0,07; Coniacıen: 0. especes nouvelles especes disponibles indications d’ensemble identiques. Barremien: 0,41; Ap- Le rapport fournit de son cöte des tien: 0; Albien: 0,05; Cenomanien: 0,12; Turonien: 0,01 et Conıacıen: 0. Si on envisage le phenomene sur l’ensemble du laps de temps envisage (Barremien ä Coniacien) on peut retenir, en resume, que le taux d’apparition des especes est de 0,72 et le taux de disparition de 1,39. Ainsi le taux de disparition est su- perieur au taux d’apparition, mais le processus est moins mar- que pour les especes qu’il ne l’est pour les genres. ROUGES Enfin, on peut souligner que 13 genres appartiennent au grand groupe des Corallinacees, groupe de 29 genres fossiles connus de la base du Cretace au sommet du Neogene (et & l’Actuel): on assiste donc ä une veritable eclosion. Trois genres, soit 11% (Kymalıthon, au sommet de l’Albi- en, Agardbiellopsis, base du Cenomanien et Permocalculus, vers la partie inferieur du Turonien) disparaissent. Le taux de disparition est faible, 0,11, soit exactementla tendance inverse chez les Algues rouges que chez les Dasycladales. 2. ESPECES Ilya78 especes distinctes, correspondant ä 187 citations. La repartition est la suivante: Coniacıen: 13 Turonien: 24 Cenomanıen: 36 Albien: 46 Aptien: 37 Barr&emien: 31 ce qui correspond par unite de temps ä: Conıacıen: 3, 2 Turonien: 4 Cenomanıen: 4, 5 Albien: 5, 7 Aptien: 5, 3 Barremien: 5, 2 EVOLUTION DE LA REPARTITION DES ESPECES Coniacien Turonien Cenomanıen Albien Aptien Barremien a: especes nouvelles b: especes disparaissant c: especes communes avec au moins l’etage precedent d: especes disponibles all Ainsi, les taux de renouvellement des especes, ou encore le — ———— est de 2 pour le Barremien, especes disparues 10 pour l’Aptien, 4,75 pour l’Albien, 1,94 pour le Ceno- manien, 0,22 pour le Turonien et 0,44 pour le Coniacien. rapport especes nouvelles especes citees legerement differentes, ce qui confirme l’originalite du Turo- nien: Barremien: 0,19; Aptien: 0,27; Albien: 0,41; Conia- cien: 0,86; Turonien: 0,08 et Coniacıen: 0,30. donne des indications Le rapport especes nouvelles especes disponibles precedent: Barremien: 0,07; Aptien: 0,12; Albıen: 0,24; confirme le point de vue Le rapport Cenomanien: 0,39; Turonien: 0,02; et Conıacıen: 0,05. Pour l’ensemble du laps de temps considere (Barremien ä Coniacien), on peut remarquer que le taux d’apparition des especes est de 0,92 et le taux de disparition de 0,53. Ainsi le taux d’apparition est sup£rieur au taux de disparition: le pro- cessus est moins marqu& pour les especes qu’il ne l’est pour les genres, et surtout il &volue en sens inverse pour les Algues rouges que pour les Dasycladales. GIENSEMBEE DES ALGUES ROUGES ET DES DASYCLADALES Repartition des especes citees: Barremien: 25,3 %; Ap- tien: 22,9 %; Albien: 18,2 %; Cenomanien: 15,2 %; Turo- nien: 11,3 % et Coniacien: 6,5 %. La chute du nombre des especes citees est permanente. De son cöte, le rapport Algues rouges citees Dasycladales cıtees 55,6 % d’Algues rouges). Il est de 1,03 pour les genres est de 1,25 pour les especes (soit encore (51 % d’Algues rouges) et de 1,11 pour les especes disponibles (53 % d’Algues rouges); l’equilibre est presque atteint mais le detail est plus interessant A suivre: Barremien: 0,57; Ap- tien: 0,92; Albien: 3,06; Cenomanien: 2,11; Turonıen: 1,71; Coniacien: 1,44; on remarque ainsiı un grand desequilibre entre le Barr&mien et l’Albien. On assiste ainsi veritablement a l’eclosıon des Corallinacees. —— Rhodophycees Coniacien - Dasycladales Turonien Cenomaniıen Albien4 Aptien Barremien A titre d’exemple, le rapport R/C (Rhodophycees, Chlo- rophycees) est, actuellement de 2,2 a La Hougue/Cherbourg ou de 2,6 ä Ste Honorine des Pertes (Calvados) mais de 5 a Sercy et 6 ä Aurigny, selon que le mode est battu ou abrite. La representation par graphique illustre fort bien l’essentiel de la periode envisagee. Jusqu’ä l’Albien inclus, on constate une concurrence tres nette entre les Algues rouges et les Dasy- cladales, les courbes sont exactement en sens oppose puis A partir de l’Albien le phenomene change totalement de nature avec deux courbes presque paralleles, c’est-ä-dire que l’on as- siste ä une diminution des deux corteges d’Algues. Les obser- vations faites au cours du Cenozoique montrent que le phe- nomene va A nouveau s’inverser avec une concurrence impi- toyable entre les deux grands types d’Algues, concurrence qui ira jusqu’& la quasi-disparition des Dasycladales de nos jours. Expansion et declin resument cette periode. Les explications doivent £tre cherchees, mais elles ne sont pas toutes satisfaisantes. Il y a, c’est certain, des processus evolutifs complexes qui nous Echappent presque totalement, en particulier en ce qui concerne l’importante Eclosion des Corallinacees vers la fin de !’Aptien. Il y a, c’est non moins certain, une concurrence Ecologique tres nette, puisqu’on ne trouve jamais ou presque les deux m&mes types d’Algues dans les m&mes milieux: on ne fait peut-Etre alors que decaler le probleme puisqu’il faut alors suivre l’evolution des plates- formes carbonatees dont le type sedimentologique se modifie de fagon nette entre le Cretace inferieur et le Cretace supe- rieur, ou encore au cours du Cretace moyen dans la concep- tion qui a Ete utilisee icı. Il faut enfin preciser qu’un aspect particulier n’a pas ete re- tenu ici, il s’agit du taux d’occupation ou encore du nombre d’individus par unite de surface, donnee difficile A obtenir mais qui peut modifier sensiblement et localement le raison- nement; dans ce cas, c’est essentiellement l’aspect paleoecolo- gique qui devra Etre retenu. Il semble, compte tenu des informations susceptibles d’etre reunies, que l’on puisse assez bien maitriser le raisonnement qui interesse l’&volution du cortege algal en liaison avec les conditions de sedimentation, mais des recherches delicates re- stent ä faire en ce qui concerne la brusque acceleration de l’evolution des Corallinacees ä l’Albien et au passage Apti- en-Albien. BIBLIOGRAPHIE BASSOULLET, J. P., BERNIER, P., CONRAD, A. M., DELOFFRE, R. et — — (1981): Les Algues du Cretace moyen: tendances generales. JAFFREZO, M. (1978): Les Algues dasycladacees du Jurassique Cretaceous Research, 2, p. 503. et du Cretace. - Geobios. Mm. Sp., 2, 330 p., 2 tabl., 40 pl. — — (1982): Dasycladales et Rhodophycees du Cretace au Mioce- BELLAN-SANTINI, D. (1969): Contribution ä l’etude des peuplements ne: aspects quantitatifs et coupures. — IX&me Reunion infralittoraux sur substrat rocheux. — Trav. St. Marine En- Ann.Sciences Terre, Paris, p. 515. doume, fasc. 63, n° 47, 294 p., 95 fig. — — (1982): Les Algues du Cretace au Miocene; quelques aspects DuGtLET, A. (1975): Contribution A l’etude qualitative et quantitative quantitatifs. —- 107eme Congres Soc. Savantes, Brest, 5 p. (ä de la macroflore algale benthique de la Manche orientale. - Dt paraitre). 3&me cycle, Caen. — — (1982): Les Algues turoniennes. — (Colloque sur le Turonien) POIGNANT, A. F. (1981): Les Algues calcaires au Cretace moyen. — Mem. M. N. Hıst. Natur., XLIX, p. 197. Cretaceous Research, 2, 187, 195. 313 ISSN 0373 — 9627 München, 1. Juli 1983 Les Ostracodes du Cenomanien et du Turonien des regions stratotypiques. Relations avec les faunes mesogeennes RENEE DAMOTTE*) Avec 1 figure dans le texte et 2 tableaux RESUME Les Ostracodes du Cenomanien de la region type ont ete recemment &tudies gräce A trois sondages. Des la base du Ce- nomanien, la faune d’Ostracodes montre une association comprenant des especes connues en Europe du Nord et des especes Aaffınites mesogeennes. Le Turonien de laregion type ne comprend que des especes d’Ostracodes ä affinites meso- geennes, aucune espece du Turonien crayeux de l’Est du Bas- sın de Paris n’y est presente. ABSTRAGIT Cenomanian Östracods from the type country were re- cently studied in three boreholes. Since the lower Cenoma- nian, the Ostracod fauna show species well known in the North of Europe and species known in the South province with mesogean affınities. The type country Turonian contains only mesogean species, without species known in the chakly Turonian from the eastern Paris Basın. KURZFASSUNG Von der Typregion des Cenomans wurden die Ostracoden aus drei Bohrungen untersucht. Das Unter-Cenoman zeigt eine Ostracoden-Vergesellschaftung mit bekannten Arten aus Nordeuropa zusammen mit südlichen, mediterranen For- men. Das Turon der Typregion dagegen enthält nur Arten aus den südlichen Regionen und keine Arten wie sie aus dem kreidig-kalkigen Turon des östlichen Pariser Becken bekannt sind. INTRODUIETION Deux etudes pluridisciplinaires ont exe realisees sur le Ce- nomanien et le Turonien des regions stratotypiques, Sarthe et Touraine, regions situ&es toutes deux dans l’Ouest du Bassin de Paris (France). Les resultats concernant les Ostracodes *) R. DAMOTTE, Laboratoire associe au C.N.R.S. n? 319: Stratigra- phie comparee et Laboratoire de Micropaleontologie de l’Univer- vont£tre presentes brievement ici, surtout dans l’optique de la comparaison de ces faunes avec celles connues dans !’Europe du Nord et dans la province mesogeenne. site Pierre et Marie Curie, 4 Place Jussieu, 75230 Paris Cedex 05, France. 314 CENOMANIEN „Cormes [3 Courgenard Fig. 1. Carte simplifiee de la region etudiee (Sarche & Touraine, Ouest du Bassın de Paris. L’&tage Cenomanien a ete cree par A. D’Orsıcny en 1847, sans citation precise de stratotype, le nom de Cenomanien provenant de la ville du Mans (Sarthe). P. JuiGnet (1974) are- tenu comme region type celle situee au Nord-Est du Mans, entre le Mans, Ballon, Theligny et Saint-Calais. Le Cenoma- nien €tant mal visible a l’affleurement, troıs sondages ont ete realises lors de la preparation du Congres Geologique Inter- national de 1980: ä Ballon, Courgenard et Cormes (Sarthe). Le sondage realise a Ballon a permis d’etudier le passage Al- bien-Cenomanien et un Cenomanien inferieur, epais de 40 metres environ, compose, d’alternances de marnes plus ou moins silteuses, argileuses ou sableuses selon les nıveaux. La faune d’Ostracodes y est assez abondante et bien con- servee. A la base se trouve une association caracteristique du Cenomanien: Cytherella gr. ovata (ROEMER), Mandocythere lapparenti (DamoTTE & GroSIDIER), Cornicythereis larivon- rensis (D. et G.), Mauritsina dordoniensis (DAMOTTE), Vee- nia tenera (DamoTte), Platycythereis minnita (DAmoTTE), Neocythere vanveeni MERTENS, Cythereis (Rehacythereis) re- ligata DamortE, Bairdia pseudoseptentrionalis (MERTENS), Matronella matronae (DAMOTTE & GROSDIDIER), Veenia bal- lonensis DamoTtE & GROSDIDIER, Schuleridea jonesiana (Bosquer), Schuleridea tumescens DAmOTTE et des especes nouvellement decrites dans ces niveaux inferieurs du Ceno- manien inferieur: Dumontina sarthae DamoTTE et Comicyt- hereis mainensis DAmoOTTE, Golcocythere sp. 48. A ces especes presentes des la base du Cenomanien inferieur s’ajoutent dans les niveaux un peu plus eleves du Cenomanien inferieur: Cythereis (Rehacythereis) fournetensis DAMOTTE, Pterygocythere rati DamoTTE, Veenia ? porrecta Couin, Neocythere elongata CoLin et des especes recemment decrites dans ces niveaux: Cythereis (Rehacythereis) posteroglabra Damorte et Kamajcythereis occidentalis DAamoTTE. Dans le sondage de Courgenard, au-dessus des gres du sommet du Cenomanien inferieur, le Cenomanien moyen montre une alternance de marnes, avec passages greseux et sa- bleux, &paisse d’environ 25 metres et surmontee des sables du Perche (niveau superieur du Cenomanien moyen). La faune d’Ostracodes du Cenomanien moyen differe peu de celle du Cenomanien inferieur; on peut y citer principale- ment: Cythereis (Rehaoythereis) religata, Schuleridea tumes- cens, Cythereis (Rehacythereis) fonrnetensis, Manritsina cla- dechensis (DAmoTTE), Manritsina dordonıensis, Pterygocyt- here rati, Veenia ballonensis (rares), Kamajcythereis dorsispi- nata (Damorte), Neocythere elongata, Dumontina cereensis (Damortte), Hazelina damottae Com, Spinoleberis petroco- rıca (DAMOTTE). Le sondage de Cormes a permis de reconnaitre au-dessus de l’Albien, un Cenomanien inferieur &pais seulement d’une douzaine de metres. La faune d’Ostracodes y est peu abon- dante, avec la presence de: Veenta ballonensis, Cornicythereis larivourensis, Mandocythere lapparenti, Centrocythere denti- culata MERTENs et Neocythere vanveeni. TURONIEN Le terme de Turonien a ete cre& par A. D’ORrBIGNY en 1847; il n’a pas indique£ de localite type precise mais simplement que la region type £tait la region comprise entre Saumur et Mon- trichard. En 1959, G. LECOINTRE a propose de retenir comme coupe type celle de la vallee du Cher entre Fretevou et Saint- Georges-sur-Cher. Un sondage realise a Civray-de-Tourai- ne, par le Museum National d’ Histoire Naturelle de Paris, a traverse la totalite du Turonien Epais de 110 metres environ. Lors du Colloque sur le Turonien (1981), une etude pluri- disciplinaire a Et realisee sur ce sondage et sur des affleure- ments du Saumurois, les resultats concernant les Ostracodes vont etre resume&s ici. Dans le sondage de Civray-de-Touraine, au-dessus du Ce- nomanien, trois associations d’Ostracodes ont pu Etre recon- nues: -Ala base: Hazelina divisa (DamoTTE), Spinoleberis petro- corica (Damorte), Cythereis (Rehacythereis) fournetensis (Damorte), Trachyleberidea geinitzi (Rzuss), Imhotepia sp. 80, Cythereis (Rehacythereis) civrayensis DAMOTTE; — une seconde association assez peu abondante: Pterocyt- here pulvinata DAmoTIE, Asciocythere polita DamoTTE, Dor- doniella turonensis DamoTTE, Hazelına divisa; — une association superieure: Veenia donzei BaBınoT, Veenia sp. 15, Asciocythere polita, Cythereis (Rehacythereis), grekovi DamoTTE, Golcocythere turonensis DamoOTIE, Neo- cythere verbosa (DamoTTE), Mauritsina cuvillieri (Damor- TE), Dordoniella turonensıs. Au-dessus se trouvent les premiers niveaux coniaciens. Les affleurements du Saumurois ont livre une microfaune d’Ostracodes peu abondante: — Ala base, dans la craie marneuse A Mammites nodosoides: Trachyleberidea geinitzi, Spinoleberis petrocorica, Cythereis (Rehacythereis) fournetensis, Cythereis (Rehacythereis) cıv- rayensis, Imhotepia sp. 81, Pterygocythere pulvinata; — dans le tuffeau de Säumur, zone ä Kamerunoceras turo- nensis: Spinoleberis petrocorica, Trachyleberidea geinitzi; 315 dans la zone a Romaniceras kallesi: m&mes especes plus As- ciocythere polita; — dans les sables glauconieux: Asciooythere polita, Cythe- reis (Rehacythereis) grekovi, Dordoniella turonensis, Golco- cythere turonensis, Hazelina divisa, Mauritsina cuvillieri, Neocythere verbosa, Planileberis praetexta (Damorte). Cette derniere association correspondä celle des niveaux les plus eleves du sondage de Civray (sous le Coniacien), ce qui permet de penser que le Turonien sup£rieur est bien present dans le Saumuroıis. REPARTITION GEOGRAPHIQUE DES ESPECES DU CENOMANIEN ET DU TURONIEN (STRATOTYPES) - RELATION AVEC LES FAUNES D’EUROPE DU NORD ET DE LA REGION MESOGEENE Le r&partition des principales especes d’Ostracodes ceno- maniennes et turoniennes de la Sarthe et de Touraine est re- sumee sur les deux tableaux suivants (1 et 2). Pays ou provinces Ostracodes Allemagne Mandoeythere lapparenti Neocythere vanveeni Centrocythere denticulata Cornieythereis larivourensis Bairdia pseudoseptentrionalis Matronella matronae Schuleridea jonesiana Veenia ballonensis Pterygocythere rati Kamajeythereis dorsispinata Neocythere elongata Schuleridea tumescens Hazelina damottae Spinoleberis petrocorica Veenia tenera Cythereis (R.) fournetensis Platyeythereis minuita Veenia? porrecta Mauritsina eladechensis Mauritsina dordoniensis Cythereis gr. religata Tableau 1. moyen de la Sarthe (region type). Les associations du Cenomanien inferieur de Ballon et du Cenomanien moyen de Courgenard presentent un melange d’especes connues dans la Sarthe, dans l’Est du Bassin de Paris Est du Bassin Quest du Bassin Angleterre de Paris Aquitaine Provence Peninsule Ibörique Repartition geographique des principales especes d’Ostracodes du Cönomanien inferieur et Pays ou provinces Touraine Aquitaine Provence Pöninsule Ibärique Tableau 2. Repartition geographique des principales especes d’Ostracodes du Turonien de Touraine (r&gion type). eren Europe du Nord (Allemagne et Angleterre), et d’especes connues dans la province Aquitaine-Provence ä affınites me- sogäennes, certaines esp&ces ayant meme te signalees en Pe- ninsule Iberique. Ds la base du Cenomanien, des especes ä affinites mesoge- ennes sont donc presentes dans l’Ouest du Bassın de Parıs. Le sondage de Cormes, par contre, n’arevel& que des espe- ces connues dans l’Est du Bassın de Parıs et la province de l’Europe du Nord. Bien que la faune soit peu abondante, cela montrerait que la limite de penetration de ces faunes ä affınites mesogeennes se situerait vers une ligne Ballon-Courgenard, Cormes £tant situ& tres legerement au Nord de cette ligne. La faune du Turonien de la region type (Touraine) ne con- tient pas d’especes connues dans la craie turonienne de l’Est du Bassın de Paris. Cette faune appartient ä la province ä affi- nites mesogeennes qui s’etend, en France, de la Touraine äla Provence en comprenant l’Aquitaine; des affınıres avec les faunes de la Peninsule Iberique sont egalement sensibles. Bien que faisant partie geographiquement du Bassin de Parıs, la Touraine appartenait, au Turonien, ä une province biogeo- graphique plus meridionale. Il faut noter que ces differences de faunes entre l’Est et |’ Ouest du Bassin de Parıs sont probablement dues ä des condi- tions climatiques un peu differentes, car generiquement, les faunes sont voisines et leur &cologie devrait tre peu differen- te; tous ces genres sont des formes benthiques peu profondes (milieu probablement circalittoral). BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE ALCAYDE, G. (1980): Turonien in «Les Etages francais et leurs strato- types (coordonne par C. CAVELIER et J. ROGER). Memoire du Bureau de Recherches G£ologiques er Minitres, n° 109, p. 139-144. BABINOT, J. F. (1980): Les Ostracodes du Cretace sup£rieur de Pro- vence. Travaux du Laboratoire de Geologie Historique er de Pal&ontologie de l’Universit& de Provence, Marseille, n° 10, 65* p., 53 pl. BABINOT, ]. F., Com, J. P., DAMOTTE, A. & DoNZE, P. (1978): Les Ostracodes du Cönomanien francais: mise au point bio- stratigraphique et paldogeographique. Geologie mäditerra- neenne, vol. 5, n° I, p. 1926. Cor, J. P. (1973): Etude stratigraphique et micropalöontologique du Cretac® sup£rieur de la region de Saint-Cyprien (Dordog- ne). These Doctorat 3eme Cycle, Universite de Parıs, 285 p., 27 pl. — — (1975b): Nouvelle contribution 3 Ferude des Ostracodes du Cretace superieur de Dordogne ($. O. France). Paleontogra- phica, A, 145, I-5, p. E58, 6 pl. — — (1974): Contribution & l’etude des Ostracodes du Cretace su- perieur de Dordogne. G&obios, vol. 7, n° I, p. 19-42, 3 pl. DauoTTE,R. (1962): Quelques Ostracodes du Turonien inferieur de Touraine. Revue de Micropalöontologie, vol 5, n°3, p- 191-205, 3 pl. — — (19712): Contribution & l’Etude des Ostracodes marins dans le Cretac& du Bassin de Paris. M&moire Societe Geologique de France, Nlle serie, n° 113, 152 p., VIH pl. — — (1971b): Quelques Ostracodes du Cenomanien de Dordogne ex de Touraine. Revue de Micropaleontologie, vol. 14, n° I, p- 320, 3 pl. DAMOTTE, R., BABINOT, J. F. & CoLm, J. P. (1981): Les Ostracodes du Cretac& moyen europeen. Cretaceous Research, vol. 2, n° 3/4, p. 277-306. DAnMOTTE, R., JUIGNET, P., KENNEDY, W. J., FAUCONNIER, D., MAGNIEZ, F., MantvIt, H.; MONCIARDINI, C. & ODIN, G. (en cours de publication): La limite Albien-Cenomanien dans la Sarthe. Etude de trois sondages dans la region type du Seno- nien. JuIGNeET, P. (197%): La transgression cretacee sur la bordure orientale du Massif Armoricain: Aptien, Albien, C£nomanien de Nor- mandie et du Maine. Le stratotype du C&nomanien. These de Doctorat es Sciences, Universit€ de Caen, 806 p., 28 pl. JuUIGNET, P. (1980): Cönomanien in «Les Etages frangais et leurs stra- totypes» (coordonne par C. Cavelier et J. Roger). M&moire du Bureau de Recherches G&ologiques et Minieres, n° 109, p. 130-138. LECOINTRE, G. (1959): Le Turonien dans sa region type, la Touraine. Colloque sur le Cretace sup£rieur frangais. Compte rendu du Congres des Societts Savantes, Gauthier-Villars Ed., p- 415-424. ROBasZYNsKı, F., ALCAYDE, G., AMEDRO, F., BABILLOT, G., Da- MOTTE, R., FOUCHER, J. C., JARDINE, $., LEGOUX, O., Ma- NIVIT, H., MONCIARDINI, C. & SORNAY J. (1982): L’tage Tu- ronien dans sa region type. Colloque sur le Turonien. Mu- s&um National d’Histoire Naturelle, Paris 1981 et Bulletin des Centres de Recherches Exploration Production ELF-Aqui- taine (3 Pimpression). 5 ee Tan München, 1. Ja 1983 ISSN 03739627 Zur Biogeographie der europäischen Oberkreide-Bryozoenfauna EHRHARD VOIGT*) Mit 3 Abbildungen, 5 Tafeln und 1 Tabelle KURZFASSUNG Es wird erstmals der Versuch unternommen, die Bryozo- enfauna der europäischen Oberkreide daraufhin zu überprü- fen, ob auch bei ihr, ebenso wie bei anderen Fossilgruppen, eine klimatisch motivierte Differenzierung in meridionale „südliche“ ‚‚Tethys“-Formen und mehr ‚‚boreale“ bzw. „nördliche“ Faunenelemente im mittel- oder nordeuropäi- schen Bereich festzustellen ist. Die Untersuchung ergab, daß sich zwischen dem tethy- disch faunistisch stark beeinflußten aquitanischen Becken in Südfrankreich und dem heute von ihm getrennten SW-Zipfel des Pariser Beckens (Touraine, Dep. Indre-et-Loire, Loir-er- Cher) einerseits und dem übrigen Pariser Becken andererseits eine auch faziell bedingte, wenn auch während der verschie- denen Kreidestufen fluktuierende Faunenscheide befindet. Diese trennt einen nördlichen von einem südlich davon gele- genen Bereich, der über das alpidisch gefaltete Gebiet der ei- gentlichen Tethys weiter nach Norden hinausreicht und der auch sonst durch das Vorkommen südlicher Faunenelemente (Großforaminiferen, Rudisten, Korallen) charakterisiert ist. Auf die Tethys beschränkte Bryozoenfaunen sind selten, meist schlecht erhalten und daher wenig bekannt (Coniacium von Villamartin, Maastrichtium von Olazagutia in der südli- chen Pyrenäenkreide neben der altbekannten, aber wenig ty- pischen ostalpinen Gosau-Fauna und kleinen Faunen im nordafrikanischen Mediterrangebiet). Das an den Südbereich nördlich angrenzende Schreibkrei- de-Areal des englisch-französischen Kreidebeckens und des norddeutsch-dänisch-baltischen Gebietes mitsamt seiner Flachwasser-Randfazies in Westfalen, im subherzynen Bek- ken und in Schonen beherbergt demgegenüber sehr viele aus dem Südbereich nicht bekannte Genera und Spezies. Auf Grund dieser sehr markanten Faunenunterschiede werden daher charakteristische, meist erekte Bryozoen vor- erst als ,„‚,Nord“- und ‚‚Süd“-Arten bezeichnet und zum Teil abgebildet, (darunter auch eine Anzahl Originale von D’ORr- BIGnY und GoLpruss). Ihre Zahl könnte erheblich vermehrt werden. Die große Menge inkrustierender und sonstiger merkmalsarmer Arten sowie neue Taxa, mußten ebenso wie die Fauna der mediterran beeinflußten sächsisch-böhmischen Kreide noch unberücksichtigt bleiben. Die Obermaastrich- tium-Faunen des Cotentin (Manche) und der holländischen Maastrichter Tuffkreide werden hinsichtlich ihrer Herkunft (Einwanderung, z. T. von S oder vom Atlantik oder ende- misch) diskutiert. Neu aufgestellt wird das Cheilostomata-Genus Heteroco- nopeum, das von Mittelfrankreich bis nach Tunis und Nigeria verbreitet ist. ABSIRAET For the first time, an attempt is made to investigate the Eu- ropean Upper Cretaceous bryozoan fauna as to whether there exists a difference between meridional Tethys-forms and “bo- real” or rather middle- to north European taxa as known from other faunal elements. There is evidence that, at least, two marked provinces may be distinguished. Between the Aquit- anian basın in South France, the fauna of which is highly in- *) E. VOIGT, Geologisch-Paläontologisches Institut und Museum der Universität Hamburg, Bundesstraße 55, D-2000 Ham- burg 13. fluenced by the Tethys, and the southwest corner of the Pa- ris-basın (Touraine, Dep. Indre-et-Loire, Loir-et-Cher), afa- cies-conditioned boundary exists, which fluctuated consider- ably during Upper Cretaceous stages. This boundary separa- tes the southern area, which extends much to the north of the Alpine orogenetic belt and includes the Aquitaine- and the Provence-basins and the southwestern border ofthe Paris-ba- sin, from the northern ““boreal” or middle European region. Bryozoan faunas confined to the Tethys realm proper are rare, mostly badly preserved and little known (Coniacian of Villamartin, Maastrichtian of Olazagutia in the southern Py- 318 reneans, in addition to the rather atypical Gosau-bryozoan fauna within the East-Alps, known for a long time as well as the smaller faunas in the Mediterranean belt of North Africa and Asia). In the white-chalk region including the Anglo-Parisian ba- sin and the adjoining chalk area of North Germany, Denmark and the Baltic region, with their marginal faces in Westfalia, in the subhercynian basin and in South Scandinavia, many ge- nera and species have lived, not recorded within the southern area. Based upon these very significant faunal diversity, acon- siderable number of characteristic erect bryozoans are preli- minarily elected as “North” and “South” species and are illu- strated on pls. 1-5, among which several holotypes of D’OR- BIGNY and GoLDFuss are figured. Their number could be aug- mented considerably. The great majority of incrusting and other forms lacking characteristic criteria and all the new spe- cies could not be considered as well. The fauna of the Saxo- nian-Bohemian Cretaceous showing much Tethydian influ- ence, is also excluded. The Upper Maastrichtian fauna of the Cotentin (Manche) and the Dutch Maastrichtian chalk tuff are discussed with regard to their origin (immigration from the south, the Atlantic or via endemism). The new cheilostomatous genus Heteroconopeum is esta- blished. INHALT 1, "Einführung % aus. came ana aan sonen ern n deren all Meere are Meike eleieefeiee 318 2. Biogeographische Provinzen in der europäischen Oberkreide .........2c2cseseseeeeeeenen 319 2:11 Dernördliche Bereich ++... cu ma. ame narneee Mengerren ni als erafekerete Fonero een Abyaee 320 2.2..DersüdlicheBereich!....n. men 2eac Meran arten en meters reason nee near 322 3. Kriterien zur Unterscheidung von ‚„‚Nord“- und „Süd“-Arten ........2cceesseseeeeeeeen 323 4. Die biogeographische Verbreitung der Bryozoen in der Oberkreide ...........2.22222200.- 324 4.1 !CenOmManlum ae aneereratea md areas rev arerara te een rer mene Biedersnnse ie sei ndnayar anne Biene rain 324 2 ULONIUNT TE Pte Nee ee ne Bere ea en eye eleen Reset e ereeere reed Bene Eee 326 43. EONIaCHUT era hnlayer arte rer ee ee ee ee er 326 AA San TOTEN N. ee na eg ea Nee er ee ee ee ee 327 4.9..Campanlumeu..ane Semi Boa Do Nee Bere en neeteeheescneikefee seele 329 4.6. Maastrichtrium‘, sosasae sau smaller ee ee een 5, (Rückblick... 00.200 Iesaea a en nee emaeiene Deeiein ee ee 332 6 Anhangıs. Se aelenderserane a ale eleeaeretee eier ea een 333 IFIELETOCONOPEUMN.IB: "are rn arena ar near ever re egal ehe Rune Tareen ehr elefeleesterdielekekee ehsreotidune ne 333 7 ‚Eiteraturverzeichnis „une nennen ee eher ee femme een: 334 1. EINFÜHRUNG Die Bryozoenfaunen der oberen Kreide sind auf der Erde sehr ungleichmäßig verteilt; die weitaus größte Zahl aller be- kannten Taxa stammt aus den kretazischen Schelfmeeren ım Norden der Tethys. Demgegenüber haben die übrigen Kon- tinente nur sehr wenig Bryozoenfaunen geliefert. Angesichts des überaus reichen aus Europa vorliegenden Materials erhebt sich die Frage, ob und wie weit die Bryozoen ebenso wie die Foraminiferen, Korallen, Lamellibranchiaten, Gastropoden und Ammoniten der Oberkreide eine klima- tisch bedingte, unterschiedliche biogeographische Verbrei- tung erkennen lassen, d. h., ob auch hier ‚‚boreale“, bezie- hungsweise „‚mittel“- oder ‚‚nordeuropäische‘‘ Arten oder Gattungen „südlichen“ oder meridionalen ‚‚Tethysformen“ gegenüberstehen. Obwohl sich z. B. die reiche campane Bryozoenfauna der sog. schwedischen Trümmerkreide von der gleichaltrigen Fauna des aquitanischen Beckens in Süd- frankreich auffallend unterscheidet oder die neritische Bryo- zoenfauna des Santonıums am SW-Rand des Pariser Beckens sehr charakteristische Unterschiede gegenüber der äquivalen- ten Fauna der subherzynen Kreide aufweist, ist noch niemals versucht worden, diese Unterschiede näher zu präzisieren und auf ihre möglicherweise biogeographisch, klimatisch oder faziell bedingten Ursachen hin zu untersuchen. Wenn hier erstmalig ein solcher Versuch unternommen wird, so besteht kein Zweifel darüber, daß künftige Arbeiten die hier vorgelegten Ergebnisse, besonders im Hinblick auf die noch weitgehend unbearbeiteten und z. T. gewiß noch unentdeckten Tethysbryozoenfaunen, modifizieren werden. Um den zahllosen nicht nur in der älteren Literatur vor- handenen Irrtümern aus dem Wege zu gehen, beruhen die hier gemachten Angaben sowohl fast ausschließlich auf eige- nen Aufsammlungen und Art-Identifizierungen als auch auf der Kontrolle und auf photographischen Aufnahmen sämtli- cher noch auffindbarer Typen älterer Autoren. Nicht durch einwandfreie Abbildungen belegte Angaben in der Literatur wurden daher nicht berücksichtigt. Den sehr zahlreichen Fachgenossen und Sammlern des In- und Auslandes, die seit 6 Jahrzehnten meine Arbeiten durch Überlassung von Material, das Ausleihen von Originalen oder Führung im Gelände unterstützt haben, und die hier nicht alle namentlich genannt werden können, gebührt mein besonderer Dank. Der DEUTSCHEN FORSCHUNGS- GEMEINSCHAFT bin ich für die langjährige Förderung meiner Bryozoenarbeiten zu besonderem Dank verpflichtet, ebenso wie Herrn Dipl.-Geol. H. Ernst (Hamburg) für die Anfertigung der REM-Aufnahmen. 319 2. BIOGEOGRAPHISCHE PROVINZEN IN DER EUROPÄISCHEN OBERKREIDE Die seit langem übliche Gegenüberstellung einer europäi- schen nördlichen ‚‚borealen‘“ und südlichen ‚‚mediterranen“ Tethysprovinz (JELETZkY 1948) stößt neuerdings hinsichtlich der Bezeichnung ‚‚boreal“ auf Kritik, da mit diesem Aus- druck leicht die Vorstellung eines kühlen Klimas verbunden wird, was für die gemäßigt temperierte bis zeitweise subtropi- sche Oberkreide dieses Gebietes gewiß nicht zutrifft und ark- tische Einflüsse, wie viel weiter im Osten, hier nicht nach- weisbar sind. Ohne auf die Diskussion über die zweckmäßige paläobiogeographische Zonierung der Oberkreideablagerun- gen im einzelnen hier einzugehen, verwenden wir hier den Begriff ‚‚nordeuropäisch‘ im Sinne von Kaurrman (1973: 367) für das außertethydische Oberkreidegebiet. Wenn die Nordgrenze des Tethysreiches auf KAurrmans biogeographi- scher Welt-Karte der Kreide (Kaurrman 1973: 355) SW — NE diagonal die Mitte der Pyrenäen quert und die beiden in der vorliegenden Arbeit wichtigsten Fundstellen der südlichen Pyrenäenkreide Villamartin (Coniacium) und Olazagutia (Maastrichtium) nördlich der Mediterranprovinz zu liegen kommen, so erklärt sich das wohl nur als ein Zeichenfehler. Wie noch ım Detail zu begründen sein wird, entspricht die Nordgrenze der Tethys in dem in dieser Arbeit behandelten Gebiet der Alpen und Pyrenäen jedoch keineswegs auch der nördlichen Verbreitungsgrenze der hier als ‚‚Süd‘“-Arten an- gesehenen Taxa, die z. B. im aquitanischen Becken in Süd- frankreich viel weiter nach Norden reichen und selbst bis zum SW-Rand des Pariser Beckens (Touraine, Dep. Indre-et-Loi- re, Loir-et-Cher) und in der Kreide der Vend&e noch nachzu- weisen sind. Durch das Vorkommen zahlreicher Rudisten, Nerineen und Großforaminiferen und das fast gänzliche Feh- len der Belemniten erweist sich das aquitanische Becken bis an seinen Nordrand ohnehin als stark mediterran beeinflußt. Nach Deırey (1940) war hier das Klıma warm ‚‚chaud, voir tropical‘‘, wenn dieses Becken auch in mancher Hinsicht eine Sonderstellung einnimmt (Freneıx 1960: 751), während das Pariser Becken, besonders im Norden, unter ‚‚borealem‘“ a EN «Gensac IC. Villamartın N ) R yeyboume „Vigny "Predboj ® Meudon DE Ruille- ‚.'*st Calais Ponce &endöme en e sVilledieu .. Le Mans IR Becken) Ye Non y% ni Sardal \ (& Bästad PN 4 D \ SP ER Cköstnst- Becken ns SE [\} : ar u e Lägerdorf Hemmoor “Lüneburg Misbur Ilten eyes Becken) Maastyicn\® * “Aachen Djesden-Plauen Cipl 6 ( *Strehlen — ——= Kossen > . ® ajosau an Liechtenstein ® Martigues Abb. 1. Karte der wichtigsten im Text angegebenen Bryozoen-Fundorte (Auswahl). Von Kreisen umgebene Punkte bedeuten die Lage zahlreicher eng benachbarter Lokalitäten. Die Linie be- zeichnet die ungefähre Grenze zwischen dem hier unterschiedenen südlichen und nördlichen faunistischen Bereich (vgl. S. 320), ihre Ausbuchtung nach S folgt etwa dem S-Rand des Anglo-Pariser Beckens und der Mitteleuropäischen Insel der Oberkreidezeit. Angesichts der stark wechselnden Meeresverbreitung wäh- rend der Oberkreide mußte auf die Eintragung paläogeographischer Grenzen verzichtet werden. 320 Einfluß stand. Demgegenüber sind die Vendee und das Ge- biet der Basse Loire nicht boreal beeinflußt (BAsse de MENOR- vaı 1960: 799). Das reiche Bryozoenmaterial, das ich von Herrn J. M. VıauD (Angers) von bisher unbekannten Bryo- zoenfundstellen der Vendee erhalten habe und sehr enge Be- ziehungen zum SW-Rand des Pariser Beckens, nicht jedoch zur nordeuropäischen Provinz aufweist, spricht auch für diese Auffassung. Die Maastrichtium-Fauna des isolierten kleinen Kreidege- bietes der Halbinsel Cotentin (Manche) ist hinsichtlich der Ammoniten - obwohl verarmt - vom ‚‚Type aquıitaın“ (SOR- navy in Basse de Menorvar [1960: 801]) und weist, was die Bryozoenfauna betrifft, ebenso wie die Fauna der Maastrich- ter Tuffkreide mehr ‚südliche‘ oder ‚‚atlantische‘“ Züge auf (Tab. 1). So zeichnet auch CHRisTEnsen (1976: 114, Fig. 1) das aqui- tanische Becken in engster Verbindung mit der Tethys-Re- gion, und nach WırDmann, Butt & Eınsere (1982: 367. Abb. 1) öffnet sich das aquitanische Becken direkt nach $ über das vascogotische in das präsubbetische Becken. Da sich im obersten Unter-Campanium die Belemniten- faunen der zentralrussischen Subprovinz und der zentral- europäischen Subprovinz vermischen, nımmt CHRISTENSEN (1976: 121) für Südschweden eine Überschneidung beider Provinzen an. Ob die Besonderheit der dortigen campanen Bryozoenfauna damit zusammenhängt oder endemisch zu erklären ist, bleibt mangels ähnlicher Bryozoen-Faunen in- nerhalb der zentralrussischen Subprovinz eine offene Frage. Hinsichtlich der Paläogeographie dieses Gebietes sei auf die Darstellungen von Pıazıar (1981) verwiesen. 2.1 DER NÖRDLICHE BEREICH Wenn hier eine zoogeographische Charakteristik einzelner Bryozoenarten beabsichtigt wird, so kann dies bei dem stän- digen Fluktuieren der Verbreitungsgrenzen natürlich nur je- weils im Rahmen der einzelnen noch zu behandelnden Ober- kreidestufen geschehen, aus denen die betreffenden Taxa be- kannt sind. Vorher aber erscheint es notwendig, einiges All- gemeine über die Bryozoenfaunen des nördlichen und südli- chen Bereiches, wie wir der Einfachheit halber die beiden großen Faunenprovinzen künftig nennen wollen, vorauszu- schicken. Die von uns dem einen oder anderen Bereich zuge- ordneten Arten seien daher hier kurz als „Nord“- oder „Süd“-Arten bezeichnet, wobei wir uns durchaus bewußt sind, daß eine derartige Zuordnung nur eine vorläufige sein kann und die betreffenden Arten auch außerhalb ihres hier postulierten Verbreitungsgebietes vorkommen können. Wie bereits gesagt, fällt die Südgrenze des nördlichen Be- reichs nicht mit der Nordgrenze des mediterranen Kettenge- birgsgürtels zusammen, über die die Südfaunen stellenweise weit nach Norden hinausgreifen. In den Nordbereich fallen somit die überaus bryozoenreichen Oberkreidegebiete Eng- lands, Frankreichs (mit Ausnahme des aquitanischen, Rhone- und Provence-Beckens), Belgiens, Hollands, Skandinaviens und der osteuropäischen Plattform. Ob die sächsisch-böhmi- sche Kreide-Bryozoenfauna des Cenomans und Turons noch tethydischen Charakter hat, ist bei dem Fehlen cenoman-tu- roner Bryozoenfaunen im ganzen rein tethydischen Bereich nicht feststellbar. Die Beziehungen zu den westlichen Bryo- zoen-Faunen sind geringer als bisher angenommen, da man- che Identifizierungen in den Arbeiten von Reuss (1846, 1872, 1874, NovAk (1877), Pocta (1892) und Prantı (1938) nicht aufrecht erhalten werden können und ein südlicher Einfluß, der durch das häufige Vorkommen von Rbhynchostreon suborbiculatum Lamarck (= Exogyra columba GoLDFuss), Nerineen, Rudisten und einzelnen Riffkorallen (VoıGT 1964: 279) bezeugt wird, ist unverkennbar, wenn auch nicht so stark wie in der höheren Oberkreide des aquitanischen Bek- kens. Im Ob. Maastrichtium reichte der südliche Einfluß über Holland und Belgien bis selbst über Norddeutschland (Lepi- torbitoides minor, Ompbhalocyclus macroporus, Siderolites calcitrapoides bei Ilten b. Hannover und Lepitorbitoides mi- nor in Bohrungen bei Berlin (Truümrer 1970) sowie in Ge- schieben bei Ahrensburg bei Hamburg (VoiGr 1963) bis in die dänische Schreibkreide (Abb. 3). Neben den längst aus Scho- nen bekannten kleinen Rudisten Agriopleura suecica (LUND- GREN) und andere) kommen dort sogar bereits im Obercam- panium kleine primitive Großforaminiferen (Helicorbitoides voigti VAN GORSEL) vor (VAN GORSEL) 1973 a). Die Erforschung der osteuropäischen Kreidebryozoen- fauna in Polen (MarvanskA 1969) und der USSR (Voigt 1962) steht noch in den Anfängen. Trotzdem haben die bisherigen Untersuchungen ergeben, daß die Schreibkreidefauna der russischen und asiatischen Oberkreide (wie z. B. im Kopet Dagh) den mittel- und westeuropäischen Faunen ähnlich sind (Voir 1967). Die Obermaastrichtium- und Danien-Bryo- zoenfaunen auf der Krim und in Südrußland haben hingegen nordeuropäischen Charakter. Es hat sich immer wieder bestätigt, daß gleichaltrige Schreibkreidefaunen selbst über weite Entfernungen trotz lo- kaler Verschiedenheiten einander ähnlicher sind als diejenigen gleichaltriger küstennaher Ablagerungen. Am deutlichsten wird dies durch einen Vergleich der nordeuropäischen Schreibkreidebryozoenfauna des Obermaastrichtiums und der gleichaltrigen Fauna der Maastrichter Tuffkreide, wo auf relativ kurzer Entfernung außerordentlich große Faunenun- terschiede beobachtet werden, was zweifellos einerseits durch eine Vermischungmit südlichen Formen ($. 331), andererseits aber wohl auch mit einer Einwanderung der Obermaastrich- tıium-Fauna des Cotentin vom Atlantik her erklärt werden kann. Daß der Zustrom südlicher Faunenelemente nach Nor- den in dieser Zeit noch weit über Ilten b. Hannover hinaus bis in das Ostseegebiet erfolgt ist, geht auch aus Geschiebefunden mit Lepidorbitoides bei Ilten und bei Hamburg hervor. Wenn auch TrUMPER (1970) auf Grund seiner Untersuchungen an Lepidorbitoides ein Untermaastrichtium-Alter des Iltener Vorkommens für möglich hält und sich dabei auf ein Zitat JE- LETZKYs stützt, daß die oberen Kunrader Schichten b. Maa- stricht in die Lanceolata-Schichten, d. h. in das Untermaa- strichtium gehören, so ist diese Angabe längst überholt und es besteht heute kein Zweifel mehr über das Obermaastrich- tium-Alter der Fauna von Kunrade (VoıGT 1979a). Unklar bleibt, wie weit die vielen aus der Tuffkreide be- kannten, jedoch noch nicht im Tethysbereich der Pyrenäen- kreide nachgewiesenen Arten endemischen Ursprungs sind. Das von Kaurrman (1973) auf Grund der geographischen Verbreitung von Lamellibranchiaten vorgeschlagene Schema “Juueyaqun yIou AnIe131 J-u9ozoÄig Jap ur puIs (suoW "q sOTuSTuLIeH] "gq 'z) uoune,J ayaurW "ul dunfjjaısI9puog aydsnstune} JUI9 JUIUMU ‘“uadajad suay39g A9StIeJ SOp apuey ule [yOoMgo “uardjog ur suow UOA uoy29g se] usdAloreng puıs uU9WIeN] JU9UILNSIOJUN) "UJOWUIeTS] uadıy99 ur u9y9IS u9JeNITENOT uslIeqyuseuag 3ua uay>raıyez u Aa1gadpun,g Oy>191 SIOPUOSOA "SOy>WIDGPION pun -pnsS sap A1OPUunJ-uaozo4ıg a9dnydım yasıydesänens [yeAsny ou Inu feyIus OPgEL Aa "I "geL SIDIDI '}S 3WDPDW SUDW 97 gl JYNY/wIayınW uUass3 JyNY/wIayınW salzD- (A1DYJSUD]d) 9INDW34S »bnos (J9U3A0Jd) [oYoP TR awalnoßuy alıny y sanduyupw [SUDNO]] anor PJojDas aydors1uyg 4s = (Ad) }JoP.o6D7] wDUIDUYI SnoL SDUb05 UNIDWDJIA dwp994 naıpaılıA us > IDUBIJII d DPJDS LoJyBlug [132938 ; [uadıy] Yousajaßuıy „op.86D7 Jaw's JoJaHDA | SauAausaygns] SUDDIEN suod NDSOg a}DBpn sa]uDs [3UBop.og außo}uIDS 3puoJl9] ODSSOoJg ODIyaJYy JUoW)D| UDAoY a113}9qNY Bi Et ae ToouEom Leon [104J0N] Eng woyBumwmu] JooWWÄOH }uod np yaug saiznjaßson, pBJsgpußl| „JaA0H P-JO„WDJg UWDUS]JDY „Bungsın UMOPS}JOI O4 auynoqAaM ay4>9AlsBumwuwaH JOOWSUO.JY Aubıy pDISpg }opJsßn] uopnaW JooWWSH "Yu ee WNNYINSDDW AquJpAyY ug}]] 9PDJUNY ! EITIDEERE July SUAaJS J42I4SDDW | ualJoydwAS 45 Snanak DNNEDZDIO 4>SINOPPJON uayaag ee F 1D4459M pupjulayy USPamMyaS | VEPaMUIS-S E usya9ag “JS}N-PJoN YDWwaung |?S14Dd-o1Buy ee Bınquı en UNUSJ0I TETEISERNESEITEITERS IN-PNS gps ySsıWapus 1 Z "YNyUII WEUSNPNS J3}UN YII3J98 (£) J3Y9sıyupj}Y y218J9g JayS1]PJON y21319g Jay21pNS SPISINISAO JBP UBUND--U90ZOAJIZ JaySIPJoU pun Jeysıjpns Bunyaugquay 3797 für die Definition von biogeographischen Arealen, wonach Reiche (realms) mindestens 75%, Regionen 50-75%0, Provin- zen 25-30% endemische Taxa aufweisen sollen, würden bei einem Anteil von ca. 25% der nur von dieser Lokalität be- kannten, großenteils allerdings noch nicht beschriebenen Bryozoen die Annahme einer Subprovinz erforderlich ma- chen. Zur prozentualen Verteilung der rezenten Bryozoen- fauna auf verschiedene Provinzen siehe ScHorr (1979). Die- selbe Frage stellt sich auch für die reiche, bereits von D’ORrbı- GNY beschriebene Bryozoenfauna des unteren Obermaa- strichtiums des Cotentin, die sowohl Beziehungen zur Fauna der Maastrichter Tuffkreide als auch einen wohl atlantischen Einfluß von W her vermuten läßt, obwohl keinerlei Bezie- hungen zu der kleinen, aber charakteristischen Bryozoen- fauna der Ripley-Formation in Tennessee (USA) (Canu & BassLer 1936) erkennbar sind. Angesichts dieser Befunde muß vorerst offenbleiben, ob man die Mehrzahl der Arten beider Gebiete als mehr nördlich oder südlich, als atlantısch orientiert oder als endemisch anse- hen soll. Die Bryozoenfauna der Maastrichter Tuffkreide, die z. Z. vom Verfasser revidiert wird, muß daher hier noch weitgehend unberücksichtigt bleiben. Nicht in den Kreis der Betrachtung gezogen werden hier ebenfalls die merkmalsarmen und uncharakteristischen Cy- clostomata-Genera wie Stomatopora, Proboscina, „Entalo- phora“ bzw. Mecynoecia, Berenicea, Plagioecia, Diaperoe- cia, Diastopora, Lichenopora, Actinopora, Ceriopora, Hete- ropora und andere, die oft keine sichere Bestimmung erlau- ben. Unter den Cheilostomata bleiben hier vorerst auch die zahllosen, großenteils noch unbeschriebenen inkrustierenden „Membranipora‘‘-Arten und Cribrimorpha (LanG 1920, 1921) unberücksichtigt, bei denen eine sichere Idenufizierung und ein Vergleich mit den gewöhnlich viel schlechter erhal- tenen Südarten oft sehr schwierig ist. 2.2 DER SÜDLICHE BEREICH Der südliche Bereich umfaßt nach unseren Erfahrungen, die wir aus der Verbreitung nicht weiter im Norden nachge- wiesener Südarten gewonnen haben, außer dem ehemaligen Geosynklinalmeer der Tethys auch das nördlich davon gele- gene Oberkreidegebiet des aquitanischen Beckens. Auch das Rhonebecken und das Provengalische Becken sind nach Nor- den gerichtete Ausbuchtungen dieses Meeres, das im Süden auf die afrikanische Plattform übergreift (Tabelle 1). Im Gegensatz zu den altbekannten, überaus reichen und gut erhaltenen Bryozoenfaunen des nördlichen Bereiches sind die Bryozoen des eigentlichen Tethysraumes nicht nur sehr viel schlechter bekannt, sondern auch anscheinend viel arten- ärmer und meist viel ungünstiger erhalten. Da sie im Gegen- satz zu den meisten ungestörten Sedimenten des nördlichen Bereichs aus tektonisch stark beanspruchten oder alpidisch gefalteten Gebieten stammen, läßt ihr Erhaltungszustand sehr zu wünschen übrig. Sofern sie in die harten mediterranen Kalke eingebettet sind, sind sie meist unbestimmbar, weil für ihre Identifizierung die Kenntnis ihrer differenzierten, zarten Oberflächenstrukturen notwendig ist. Leicht schlämmbare Sedimente, aus denen im Nordbereich Bryozoen mühelos in bester Erhaltung gewonnen werden können, sind hier selten, und selbst isolierte Stücke oder auf anderen Fossilien sitzen- de, inkrustierende Arten sind schwer von anhaftenden Sedi- mentpartikeln zu reinigen oder korrodiert wie häufig in der Gosau. Sie bieten unter diesen Umständen weniger Anreiz zur Bearbeitung. Es gibt daher nur wenig Veröffentlichungen über oberkre- tazische Tethysbryozoen. Sie sind z. T. älteren Datums und revisionsbedürftig. Die Arten, soweit überhaupt abgebildet, sind oft kaum wiederzuerkennen und z. T. sicher falsch be- stimmt, so daß ein Vergleich mit anderem Material kaum möglich ist. Folgende Arbeiten, auf die später im einzelnen noch einzugehen sein wird, sind hier zu nennen: Aus der südlichen, spanischen Pyrenäenkreide nennt Faura vSans (1917) einige von F. Canu bestimmte Arten und Barroso (1944) beschreibt erstmalig eine kleine Maastrich- tium-Fauna von Puerto de Olazagutia (Navarra), wo inzwi- schen von uns reiches Material gesammelt werden konnte (S. 330). Weder aus der Schweiz noch aus Italien sind oberkre- tazische Tethys-Bryozoenfaunen bekannt. Aus dem Liech- tensteiner Kreideflysch liegen kleine, kaum bestimmbare Bruchstücke aus einem Turbidit vor (VoıGT 1960), die für un- sere Fragestellung bedeutungslos sind. Aus dem österreichi- schen Gosau-Becken (Santon) beschreibt Reuss (1854) 14 Ar- ten, die er damals für Turon hielt. Eine weitere kleine Fauna liegt vom Taubensee bei Kössen vor (VoıGT 1928). Weiteres Gosaumaterial wurde von uns kürzlich bei Kössen und im Edelbachgraben b. Gosau und von H. Hacn (München) an anderen Fundstellen auf benachbartem bayerischen Gebiet bei Oberaudorf gesammelt und uns dankenswerterweise überlassen. Aus Jugoslawien, Albanien, Griechenland und der Türkei sind m. W. bisher keine Bryozoen bekanntgeworden. Erst aus dem Iran (VoıGr 1977) und dem Kopet Dagh, der Halbin- sel Mangyschlak am Kaspischen Meer und vom Steilhang des Plateaus von Ust Urt und anderen Gebieten der asıatischen USSR weiter im Osten liegen heute reichere Faunen vor (Voigt 1967; Favorskaja 1980a, 1980b), unter denen sich auch viele europäische, bis dahin nur aus dem Nordbereich bekannte Arten befinden. Von Mangyschlak beschreibt T. FavorskAja (1980) einige Cheilostomata. Da jedoch dieses Gebiet zur asiatischen medi- terranen Subprovinz gehört (Kaurrman 1973: 354), kann es hier außer Betracht bleiben. Wenn dies auch formal für den nordafrikanischen Tethys- bereich gelten mag, so erscheint es doch geboten, kurz auf die über dieses Gebiet erschienene Literatur einzugehen und sie daraufhin zu überprüfen, ob europäische Süd-Arten auch hier eine Rolle spielen. Die von MorEr (1938) aus Marokko von abgebildeten, angeblichen ‚‚Hippoporinidae“, „‚Membraniporideen“ „‚Ellisina“ und ‚Osthimosia concen- trica (MicH.)“ sind u. E. unbestimmbar. Skoura AuL£Gre (1931) beschreibt einige untypische Membranipo- ra-Arten aus Algerien. Die von ihm behauptete Synonymie von der von uns (S. 323) als Süd-Art deklarierten Membrani- pora janieresiensis Canu 1903 (= Heteroconopeum janiere- siense siehe $. 333) mit Reptoflustrina involvens THomas & Peron (1890) aus Tunesien ist unrichtig, wie durch eine Un- tersuchung des Typus der letzteren festgestellt wurde. Aus Tunesien beschreiben THomas & PERON (PErON 1890) Bryo- zoen vom Cenoman bis zum Danıum, deren im Museum d’Histoire naturelle in Paris aufbewahrte Originale, soweit vorhanden, untersucht und photographiert werden konnten. Die S. 349 neu aufgestellte Gattung Globulipora mit Globu- lıpora africana THomas & PErRoN (Cenoman) erwies sich als Kalkalge. Ceriopora letourneuxi Tuomas & Peron (Ceno- man) ist eine Kalkspongie. Ob sich unter den übrigen Arten solche befinden, die mit europäischen verglichen werden können, ist bei dem z. T. ungünstigen Erhaltungszustand nicht sicher feststellbar. Aus Tunesien bildet Canu(1903a) 5 Membraniporen (Cenoman-Senon) ab. Von demselben Autor (CAnu 1904) werden weiterhin einige ägyptische Kreide- und Tertiärbryozoen beschrieben, ferner von Dacau£ (1903) eine Ceriopora von Abu Roash b. Kairo, nachdem bereits Wan- NER (1902) aus der weißen Kreide der libyschen Wüste nörd- lich der Oase Dachel 3 Bryozoenarten abgebildet hatte, von wo 1557 in denen sein neues Genus Lobostoma mit L. ramosum Wan- NER eher an eine Hydrokoralline als eine Bryozoe erinnert. Die meisten Arten (32) werden von ZUFFARDI-CoMERCı (1927) aus Libyen beschrieben. Sie stammen aus dem Coniacıum bis Maastrichtium. Sie bieten wenig Vergleichsmöglichkeiten mit den von uns hier behandelten Taxa, zumal die Abbildungen einen zu kleinen Maßstab aufweisen. Die von DE STErFANI be- reits 1913 aus Libyen angegebenen wenigen Bryozoen sind nicht abgebildet. Soweit ersichtlich, handelt es sich bei den Tethysbryozoen aus Nordafrika meist um Einzelfunde, die größtenteils inkrustierend auf anderen Fossilien aufgewach- sen sind und fast sämtlich einer Revision bedürfen, soweit sie nach D’Orsıcnys Abbildungen ohne Vergleich mit seinen Originalen bestimmt worden sind. 3.KRITERIEN ZUR UNTERSCHEIDUNG VON „NORD“- UND „SÜD“-ARTEN Ohne nähere Kenntnis des Sachverhaltes könnte man an- nehmen, daß ein einfacher Vergleich der im Nord- und Süd- bereich angetroffener Faunen statistisch bereits zu einer be- friedigenden Antwort auf die Frage, welche Arten als ‚‚süd- lich“ oder ‚‚nördlich“ zu bezeichnen sind, führen müßte. Leider aber stößt ein solcher Vergleich auf erhebliche Schwie- rigkeiten, die auf folgenden Tatsachen beruhen: 1. Ein solcher Faunenvergleich, womöglich noch durch statistische Erhebungen untermauert, setzt zunächst voraus, daß die Faunen beider Bereiche hinreichend gut bekannt und daher miteinander leicht vergleichbar sind. Das ist jedoch nir- gends der Fall, und selbst unter den außerordentlich reichen Faunen des nördlichen Bereiches befinden sich noch zahllose unbeschriebene Arten; noch gibt es ganze Faunen, wie z. B. diejenige des Untercenomans vom Kassenberg bei Mül- heim-Broich (Ruhr), die größtenteils aus neuen Arten be- steht, und für welche Frıes (1981: 23) allein aufgrund der Ko- rallenfauna Temperaturen von 25°-30° C annimmt. Reich an neuen Arten sind auch die großenteils noch unbekannten Te- thysfaunen, wie die Coniacium-Fauna von Villamartın (Bur- gos) und die Maastrichtiumfauna von Olazagutia (Navarra) in Spanien, die im einzelnen noch unbearbeitet sind, so daß von ihnen bisher nur wenige als echte „‚Tethys“-Arten bezeichnet werden können. 2. Wenn man, wie hier geschehen, die Bryozoenfauna des aquitanischen Beckens ım Gebiet der Charentes, Saintogne und der Gironde zwar nicht als echte Tethysfauna, aber doch als stark tethydisch oder wenigstens südlich beeinflußt an- sieht, so bleibt dennoch die Frage ungeklärt, wieweit es sich bei solchen Arten, die weiter im Norden nicht mehr gefunden werden, nicht ebenso gut um endemische aquitanische wie auch atlantische Warmwasserformen handeln könnte, die gar nicht in der Tethys selbst beheimatet waren, ein Problem, das nicht nur die Bryozoen betrifft. Als südliche Arten bezeich- nen wir daher nur solche Arten, die bisher entweder allein im Tethysbereich oder auch nur im aquitanischen Becken, in der Vendee und im oben genannten SW-Zipfel des Pariser Krei- debeckens, nicht aber außerhalb dieses Gebietes gefunden wurden. Daß zwischen diesem Gebiet und dem übrigen Pari- ser Becken keine scharfe Trennungslinie gezogen werden kann und z. B. im Obermaastrichtium Südarten weit nach Norden (Abb. 3) vorstoßen, zeigt die Schwierigkeiten, mit denen bei einer biogeographischen Zonierung immer zu rechnen ist. Es kann demnach nicht die Aufgabe dieser Arbeit sein, zwischen Arten zu unterscheiden, die auf die eigentliche Tethys beschränkt sind, und solchen, die nur außerhalb der Tethys vorkamen. Die Grenze zwischen Nord- und Südarten ist vorläufig vielmehr dort zu suchen, wo das bisher festge- stellte Verbreitungsgebiet der betreffenden Arten endet. Die Feststellung, wie weit die Verbreitungsgrenzen der einzelnen vorerst als Nord- oder Südarten aufgefaßten Taxa innerhalb der einzelnen Oberkreidestufen schwanken, muß späteren Untersuchungen vorbehalten bleiben. Vor der Entdeckung der Fauna von Villamartin und Olazagutia war die kleine san- tone Gosaubryozoenfauna im Salzkammergut die einzige Te- thysbryozoenfauna der Oberkreide. Die Hoffnung, diese Fauna durch Neuaufsammlungen wesentlich vermehren zu können, hat sich bisher nicht erfüllt. Unter dem bisherigen, z. T. bereits von Russ (1854) beschriebenen Material gibt es außer Meliceritites magnıfica (D’Orsıcny) (Taf. 3, Fig. 2-3) leider keine Arten, die als typische Gosau- oder Tethysfor- men bezeichnet werden könnten. Auch sind die Arten, wie alle alpinen Bryozoenfaunen, meist schlecht erhalten. 3. Eine besondere Schwierigkeit beim Vergleich nördli- cher und südlicher Faunen besteht darin, daß nicht nur alters- gleiche Faunen miteinander verglichen werden dürfen, son- dern daß sie auch die gleiche oder zum mindesten ähnliche Fazies aufweisen und unter ähnlichen oder gleichen Bedin- gungen gelebt haben. Wie faziesabhängig die Bryozoen sind, zeigt sich z. B. bei einem Vergleich der Bryozoenfauna der Lägerdorfer Campanium-Schreibkreide mit der reichen Fauna der neritisch-litoralen schwedischen Trümmerkreide am Nordufer des Schreibkreidemeeres in Schonen. Trotz gleichen Alters und einer Entfernung von nur 300 km gibt es nur relativ wenig gemeinsame Gattungen und Arten, und es wäre absurd, auf Grund solcher Faziesdifferenzierungen eine biogeographische Grenze ziehen zu wollen. Es bleibt unbe- kannt, wie weit die südschwedische Flachwasserbryozoen- fauna noch in das Maastrichtium hinaufgereicht hat oder wie die entsprechende Campan-Bryozoen-Fauna an der S-Küste 324 dieses Meeres beschaffen war. Ein ebensolcher drastischer Faunenunterschied besteht auch zwischen dem Obercampan der Schreibkreide des Pariser Beckens (Fauna von Meudon) und dem Ob.-Campanıum am Nordrand des aquitanischen Beckens. Es ist sehr wahrscheinlich, daß die Südarten des aquitanischen Beckens z. T. noch bis in die jetzt abgetragenen küstennahen Randbildungen des Campaniums ım Pariser Becken hineingereicht haben. Leider sind die bryozoenfüh- renden Tief- und Flachwassersedimente der europäischen Oberkreide nicht mehr gleichmäßig im Süden und Norden vorhanden, sondern z. T. abgetragen. Da z. B. - von einzelnen Arten abgesehen — keine Bryozo- enfauna cenomanen oder turonen Alters aus der Tethys be- kannt ist, kann nicht festgestellt werden, welche Arten dieser Stufen der sächsisch-böhmischen Kreide auch in der Tethys gelebt haben. Das gleiche gilt für die Cenomanfaunen von Le Mans oder von Mülheim-Broich in Westfalen; denn die weni- gen Arten, die z. B. aus dem Cenoman von der Ile Madame im aquitanischen Becken bekannt sind und daher als südliche Arten (z. B. Discocytis eudesi [MicHELIN]) angesehen wer- den, bezeichnen wir solange als Südarten, wie sie nur in der Tethysregion, im aquitanischen Becken, in dem oben charak- terisierten SW-Zipfel der Kreide des Pariser Beckens und in der Vend&e gefunden werden. Als Nordarten definieren wir daher vorerst allein solche, die nur außerhalb, d. h. im Nor- den oder Osten dieser Gebiete bekannt sind. Daß beı einer solchen, gewiß zu stark generalisierenden Auslegung de facto fast die gesamte europäische Schreibkreidebryozoenfauna, mit Ausnahme der im ganzen Gebiet verbreiteten ubiquitären Arten, vorläufig der Nordfauna zugerechnet werden müßte, muß zunächst in Kauf genommen werden, da nur so eine vor- läufige Übersicht über die derzeitig bekannte Verbreitung der Arten gewonnen werden kann. Es bleibt zu hoffen, daß künf- tige Untersuchungen zu einer weitgehend differenzierteren Beurteilung des Verbreitungsgebietes der einzelnen Arten führen werden. Dies wird aber erst dann möglich sein, wenn nicht nur aus dem eigentlichen Tethysbereich, sondern auch aus den an diesen nördlich angrenzenden, oben umrissenen Gebieten vom Cenoman bis zum Maastrichtium und Danium in durchgehenden Profilen reiche und gut erhaltene Bryozo- enfaunen in vergleichbarer Fazies vorliegen werden. Für den Nordbereich ist hier bereits ein erfolgversprechender Anfang im Rahmen des DFG-Schwerpunktprogramms ‚‚Geologi- sche Korrelationsforschung‘“ gemacht. Die Auswertung der Großproben, die aus dem durchgehenden Kreideprofil von Lägerdorf-Kronsmoor (Coniacium — Maastrichtium) von Dipl.-Geol. H. Ernst (Hamburg) entnommen worden sind, und die Fortsetzung dieser Probennahme bis ins Obermaa- strichtium von Hemmoor (Niedersachsen) durch Fr. SCHMID (Hannover) wird über die regionale und feinstratigraphische Verbreitung der Nordfauna weitere gesicherte Daten liefern, nachdem ein Teil dieser Proben schon für die vorliegende Ar- beit wertvolles Material ergeben hat. Zu bemerken ist noch, daß die isolierten klassischen Maa- strichtiumfaunen des Cotentin (VoıGT 1968), des Tuffeau de St. Symphorien (Voıct 1957) im Becken von Mons und von Maastricht in Südlimburg vorerst außer Betracht bleiben sol- len, da ihre Herkunft - entweder Einwanderung aus dem At- lantık oder endemische Entstehung - einerseits noch unge- klärt ist, andererseits aber auch eine südliche Faunenkompo- nente unverkennbar ist (siehe Tabelle 1). Für die Abbildungen auf den Tafeln 1-5 wurden nur solche Arten ausgewählt, die leicht kenntlich sind und deren biogeo- graphische Zugehörigkeit gesichert erscheint. Daß Arten aus dem Cenomanium und Turonium kaum vertreten sind, liegt in der Natur der Sache (siehe $. 324-326 und Tabelle 1). 4. DIE BIOGEOGRAPHISCHE VERBREITUNG DER BRYOZOEN IN DER OBERKREIDE In den folgenden Kapiteln werden die bisher für die einzel- nen Oberkreidestufen gemachten Erfahrungen hinsichtlich der geographischen Verbreitung der betreffenden Bryozoen- arten zusammengestellt. Daß dafür nur wenig Daten aus der Tethys selbst vorliegen und zumeist auf die nördlich der Te- thys gelegenen Faunen, soweit sie südlichen Charakter auf- weisen, zurückgegriffen werden muß, wurde bereits mehr- fach betont. Ein Beispiel für die Verbreitung von ‚‚Nord“- und ‚‚Süd“-Arten der Fam. Onychocellidae gibt Abb. 2. 4.1 CENOMANIUM Der südliche Bereich Abgesehen von einigen von THOMAS & PEroN (PERON 1890) aus Tunesien beschriebenen Einzelfunden sind cenomane Bryozoenfaunen aus dem eigentlichen Tethysbereich noch unbekannt. Wir sind somit hier ganz auf eine kleine Fauna des Cenomans auf der Ile Madame am N-Rand des aquitanischen Beckens angewiesen, das durch seine Rudistenbänke mit Ichthyosarculites einen starken mediterranen Einfluß verrät. Zu den bereits von D’Orsıcny von hier beschriebenen Arten kommen noch einige weitere aus einer Bohrung der Erdöl- firma Elf Aquitaine hinzu, die mir von Dr. A. Prestart (Bous- sans) zur Bestimmung übersandt worden waren. Die auch von Le Mans und St. Calais (Sarthe) nachgewiesenen Arten Discocytis eudesi (MicHELın), Spirentalophora cenomana (D’Orsıcnv), Meliceritites semiclausa (MiCHELIN) und die charakteristische Cenomangattung Corymbosa D’ORB. mit C. menardi (MicHELin) reichen nicht über die genannten Fundorte hinaus und werden vorerst als Südarten angesehen. (Die von Prantı 1938 als Discocytis [nicht Discooystis!] eu- desi bestimmte Art von Predboj b. Prag ist nicht diese Art.) Die zylindrischen Foricula-Arten kommen vom Cenoman bis zum Campanium vorwiegend im SW vor, wie z. B. Fori- cula pyrenaica D’Orsıcny (Taf. 3, Fig. 4) im nördlichen Py- renäen-Vorland bei Rennes les Bains (Aude) und Le Mans (Sarthe). Die reiche klassische Mittelceenomanfauna von Le Mans (Sarthe) samt derjenigen von St. Calais (Sarthe) entzieht sich Abb. 2. Regionale Verbreitung von Onychocellidae-Arten (Auswahl) „Südliche“ Arten sind durch Kreise, ‚‚nördliche’‘ durch Quadrate bezeichnet. Der jeweilige Fundort für die in horizontalen Reihen nebeneinander angegebenen Arten stammt jeweils von derselben Lokalität, de- ren Lage durch die erste Nummer angegeben ist. Vergl. dazu Abb. 1. Onychocella aegon (D’ORB.) Onychocella aegle (D’ORB.) Onychocella girondina (D’ORB.) Onychocella royana (D’ORB..) Onychocella cyntia (D’ORB.) Onychocella danae (D’ORB.) Onychocella clito (D’ORB.) Onychocella nerei (D’ORB.) oo urn zwar bisher der Beurteilung, da nicht bekannt ist, wie weit die dortigen Bryozoen-Faunen nach Norden oder Süden reichen. Die Vergesellschaftung der Bryozoenfauna des Cenomans von Le Mans (Dep. Sarthe) mit zahlreichen Rudisten und hermatypen Korallen (Liste bei VoıGr 1964: 279), der südli- chen Cnidarier-Gattung Acanthochaetetes am W-Rand des Pariser Beckens (Fischer 1970) würde mehr dafür sprechen, auch diese Bryozoenfauna trotz ihrer nördlichen Lage am W-Rande des Pariser Beckens noch als stark tethydisch beein- flußt zu betrachten. Eine Differenzierung zwischen Nord- und Südarten ist jedoch nicht möglich, weil bisher noch keine cenomanen Bryozoenfaunen vom N-Ufer des Cenomanmee- res bekannt sind. Während die übrige Fauna von Le Mans derjenigen von Saint-Laurent bei Fortcalcier (Provence) sehr ähnlich ist und beide an der Nordgrenze des cenomanen Riff- gürtels liegen (Deırey 1940: 16), erscheinen im Mittelceno- man nach Sıcar und MArıE (BassE DE MENoRVAL 1960: 802) 9 Onychocella eryx (D’ORB.) 10 Onychocella pockrandti (VOIGT) 11 Onychocella rowei BRYDONE 12 Onychocella incarcerata BRYDONE 13 Onychocella congesta (MARSSON) 14 Onychocella decipiens VOIGT 15 Solenonychocella hennigi VOIGT boreale Foraminiferen. Die Bryozoenfauna des Unterceno- mans vom Cap de la Heve bei Le Havre zeigt kaum Beziehun- gen zur ältesten, größtenteils noch unbeschriebenen reichen Fauna vom Kassenberg b. Mülheim-Broich (Ruhr) und der- jenigen des Essener Grünsandes in Westfalen.Allein die Ko- rallenfauna von Mülheim läßt auf Temperaturen von 25°-30° € schließen (Fries 1981: 23). Da im Cenoman die Orbituli- nen bis in das Pariser Becken, ja selbst bis Litauen und bis Bel- fast in Irland und bis England, wo bei Cambridge sogar 0,5 m lange Rudisten vorkamen und fast überall in der nordeuropä- ischen Provinz südliche Faunenelemente auftraten (VoIGT 1964: 277-282), kann das Klima in diesem Gebiet nicht so kühl gewesen sein wie Ersteım & LOwEnstam (1953) anneh- men. Die nördlich des 52. Breitengrades befindlichen Fund- stellen des Cambridge-Grünsandes, die noch mehr als 1 Brei- tengrad nördlich der westfälischen Lokalitäten Essen und Mülheim gelegen sind, liegen am W-Rand des Londoner Bek- 326 kens und liefern keine Repräsentanten eines nördlichen Be- reichs. Man wird so nicht fehlgehen in der Annahme, daß viele Cenoman-Arten Warmwasserbewohner waren, und daß dies auch in gewissem Grade für die sächsisch-böhmische Bryo- zoenfauna, die von Reuss (1846, 1872, 1874), NovAk (1877), Pocra (1892) und Prantı (1938) beschrieben wurde, zutrifft. Bevor dies jedoch nicht durch echte Tethys-Bryozoenfaunen im Süden dieses Gebietes kontrolliert werden kann, möchten wir die sächsisch-böhmische Bryozoenfauna, die manche ei- genen Züge aufweist, hier unberücksichtigt lassen. Im ober- sten Cenomanium (inkl. Plenus-Zone) sind Beziehungen zu einernoch unbeschriebenen Fauna von St. Calaıs (Sarthe) und besonders zur Fauna von Predboj b. Prag (Prantı 1938) un- verkennbar. Der nördliche Bereich Vom Nordufer des Cenomanmeeres sind keine Bryozoen bekannt. Die nördlichsten reichen Flachwasserfaunen befin- den sich in Westfalen (Mülheim-Broich-Ruhr und Essener Grünsand). Sie zeigen nur sehr wenig Beziehungen zu den französischen und englischen Faunen. Bohrungen in der Plä- nerkalkfazies in Norddeutschland haben jedoch den Nach- weis von Clinopora lineata (B£ısser), (Taf. 5, Fig. 1), Sıpho- niotyphlus tennis (v. Hac.) und Kvarnbyella ornata (Reuss), (Taf. 5, Fig. 5-7), bereits zu Beginn der Oberkreide erbracht. Diese Arten sind demnach vom Cenomanium bis zum Maa- strichtium im nördlichen Bereich weit verbreitet, reichen al- lerdings gelegentlich bis nach Sachsen und Böhmen. Sie zäh- len zu den langlebigsten Cyclostomenarten in der Oberkrei- de. 4.2 TURONIUM Der südliche Bereich Im Turonium ist die Unterscheidung von Nord- und Süd- arten noch problematischer als im Cenomanium, da hier brauchbare Turonfaunen nıcht nur aus der Tethys, sondern auch aus dem aquitanischen Becken, mit Ausnahme einiger weniger Arten von Angouleme, nicht bekannt sind. Die in der älteren Literatur noch als Turonium angesehene Gosaubryo- zoenfauna hat jedoch im wesentlichen ein Santonıum-Alter. Aus dem Angoumien der Touraine (craie jaune) erwähnen wir als südliche Arten Euritina eurita D’OrBıGNY, Euritina welschi Canu (Taf. 2, Fig. 9), Onychocella turonica (Canu), Diaperoecia turonica Canu & BassLer und Heteroconopeum janieresiense (Canu) (Taf. 1, Fig. 6-11). Letztere kommt auch in der Vendee (Coll. Vıaup [Angers]), im obercenoma- nen Sable du Perche bei Grecz du Roc (Sarthe) und im Ceno- man von Tunis (Canu 1903 a) und Nigeria vor. (Siehe S. 333). Großwüchsige Rhynchostreon suborbiculatum (= Exogyra columba), Rudisten wie Sanvagesia cornn pastoris und der Ammonit Sphenodiscus requieni bezeugen den südlichen Charakter des Turons der Touraine und benachbarter Ge- biete (Denızot 1948). Aus dem Turonium des Provence-Bek- kens nennen wir von Martigues (Bouches du Rhöne) Ony- chocella eryx (D’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 5). Eine kleine, ca. ein Dutzend Arten umfassende, noch un- bearbeitete Tethys-Bryozoenfauna aus Frankreich wurde von mir bei Dieulefit (Provence) gesammelt. Die schlechte Erhal- tung gestattet bisher noch keine Auswertung. Die in der Regensburger Kreide meist nur selten vorkom- menden Bryozoen sind, von einigen veralteten Angaben Gunmseıs (1968) abgesehen, noch unbearbeitet. Die kleinen schlecht erhaltenen Faunen aus dem oberturonen Großberger Sandstein und dem Betzensteiner Kreidekalk lassen zwar noch keine klare Zuordnung zum südlichen oder nördlichen Faunenbezirk erkennen, dürften angesichts der Verbindung der Regensburger Kreide mit dem helvetischen Bereich der Alpen jedoch mehr südlich als nördlich orientiert gewesen sein, zumal da auch die planktonischen Foraminiferenfaunen (Weiss 1982) eine enge Verbindung zur Tethys erkennen las- sen. Der nördliche Bereich Die nördlichste bekannte, aber noch unbearbeitete kleine turone Bryozoenfauna aus dem Soester Grünsand, ehemals als Emscher-Gründsand angesehen und später mit dem Bo- chumer Grünsand parallelisiert, stammt von Mülheim/Ruhr (ehemalige Ziegelei Becker). Mit der oben genannten Tu- ron-Fauna aus der Touraine besteht keine Übereinstimmung; die Mülheimer Fauna hat daher wohl vorwiegend Nord-Cha- rakter. Aus den ım Norden verbreiteten turonen Plänerkal- ken liegen nur Einzelfunde vor. Die auch hier meist in Boh- rungen angetroffenen Arten Clinopora lineata (BEısseL), Si- phoniotyphlus tennis (v. Hac.) und Kvarnbyella ornata (Reuss) (Taf. 5, Fig. 5-7) haben zwar nordischen Charakter, doch wurde die erstgenannte Art auch im Turon von Cuclin (CSSR) und die beiden letzteren im Turonpläner von Strehlen bei Dresden angetroffen. (Dort von Reuss 1874 als Lanceo- pora striolata und Fıilisparsa ornata beschrieben.) Kvarn- byella typica Broop, 1972 aus der Maastrichtium-Schreib- kreide von Kvarnby in Schonen ist von Filisparsa ornata Reuss nicht verschieden. Diese Formen (Cenomanıum — Maastrichtium) reichen demnach in der Plänerfazies bis in die sächsisch-böhmische Kreide hinein und könnten für eine ehemalige direkte Meeresverbindung zwischen Nord- deutschland und der sächsischen Kreide sprechen. 4.3 CONIACIUM Der südliche Bereich Aus dem Tethysraum der nordspanischen Pyrenäenkreide liegt nunmehr eine auf einer Exkursion der ‚‚Coniacian-Maa- strichtian Working Group“ unter Führung von J. WIEDMANN 1981 gesammelte Fauna von ca. 80 Arten von der Lokalität Villamartin (Burgos) vor. Dieser noch nicht bearbeiteten Fauna kommt als ältester echter Tethys-Bryozoenfauna aus der oberen Kreide eine besondere Bedeutung zu. Sie enthält eine Reihe von Arten, die auch über das aquitanische Becken hinaus bis in die Vend&e und das westliche Pariser Becken hinein verbreitet, sonst aber unbekannt sind. Sie können also mit Sicherheit als Südarten gelten. Dazu zählt neben einer Anzahl neuer Arten, die hier noch nicht genannt werden können, auch eine Reihe inkrustierender, jedoch meist un- günstig erhaltener Cheilostomata (Membranimorpha und Cribrimorpha). Auffallend ist gegenüber den nördlichen Faunen die ungewöhnlich große Häufigkeit der Meliceniti- tes-Arten, z. B. Melicerititesroyana WATERS (Taf. 3, Fig. 1), (= Melceritites arbuscula [Levymerie]), M. magnifıca (D’ORrs.) (Taf. 3, Fig. 2-3), M. tuberosa D’Ors., die den längst gehegten Verdacht bestätigen, daß die Fam. Meliceriti- didae, die freilich auch in allen anderen Oberkreidefaunen vertreten ist, ein vorwiegend südliches Faunenelement dar- stellt, zumal sie bis zum Maastrichtium in allen Südfaunen be- sonders häufig vertreten ist. Gemeinsame Arten mit dem aquitanischen Becken und dem SW-Rand des Pariser Beckens in der Fazies der ‚‚Craie de Villedieu“ sind Onychocella aegon (D’Ors.) (Taf. 2, Fig. 3), ©. aegle (D’Ors.) (Taf. 2, Fig. 4-5), ©. cyntia (D’Ors.) (Taf. 2, Fig. 2), Rhynchotella frondosa (D’Ors.) (Taf. 1, Fig. 4), Semicavea variabilis D’ORB. und andere. Trotzdem ist die Zahl gemeinsamer Arten mit dem aquita- nischen Coniacium geringer als erwartet. Das hat seinen Grund auch darin, daß gegenüber den jüngeren Kreidestufen hier Bryozoenfaunen des Coniaciums weniger verbreitet sind. Die wenigen uns vorliegenen Coniacium-Bryozoen der Typlokalität Cognac vom ‚‚Park Frangois I“ sind schlecht er- halten und uncharakteristisch. Eine von Canu (1903 b: 267) veröffentlichte, 42 Arten umfassende Faunenliste von Les Phelippeaux b. Jonzac (Char. mar.) entspricht nach diesem Autor ganz der klassischen Coniacium-Fauna von Villedieu (Indre-et-Loire). Er schließt daraus, daß damals die Meeres- verbindung vom aquitanischen Becken zum Pariser Becken über die Straße von Poitiers ganz geöffnet war. ALLEGRES nicht illustrierte Arbeit (32 Coniacium-Bryozoenarten des aquitanischen Beckens) (ALt£Gre 1936) ist offenbar nicht frei von Fehlbestimmungen (z. B. Angabe der neokomen Hete- ropora arborea (Koch & Dunker) und Membranipora ellip- tica (v. Hac.), die im Coniacium noch nicht vorkommt. Cha- rakteristische, von uns als Südarten angesehene Arten wie Meliceritites magnifica (D’ORB.), Semicytis (heute = Semicy- tella) disparilis D’Ors., Lichenopora elatior (D’Ors.), Pletho- pora (heute = Plethoporella) cervicornis D’Ors. und Onycho- cella santonensis (D’ORrs.) sind nach ALL£cre bereits im aqui- tanıschen Becken vertreten. Die klassischen Fundorte Villedieu, Tours, Joue-les- Tours, St. Christophe (Indre-et-Loire) führen außer diesen Arten zahlreiche weitere nur aus diesem Raum bekannte Spe- zies, von denen besonders die charakteristische Onychocella nerei (D’ORB.) genannt sei, die ein Zähnchen am Distalrand der Opesie besitzt, sowie Cytis lanceolata D’Ors. und Unicy- tis falcata D’Ore. (Taf. 3, Fig. 7) sowie Diplodesmepora op- posita Canu & BassLer (Taf. 3, Fig. 8-9), dienunmehr auch in der Vendee von J. M. Vıaup (Angers) gefunden wurden. Der nördliche Bereich Wie im Cenomanium und Turonium fehlt im Coniacium eine faziell vergleichbare Bryozoenfauna am Nordufer des Kreidemeeres. In Norddeutschland finden sich Bryozoen aus dem Coniacium im Flachwasserbereich nur als wenig charak- teristische Einzelfunde in der östlichen subhereynen Kreide- mulde (Koeneni-Mergel bei Halberstadt). Die neuerdings ins untere Coniacium gestellten obersten Plänerkalke (Schloen- bachi- bzw. Deformis-Zone) in Westfalen lieferten bisher fast nur untypische inkrustierende Arten. Auch die noch unbear- beitete Coniacium-Schreibkreide von Lägerdorf (Holstein) ist vergleichsweise bryozoenarm, während in der Schreib- 327 kreide Englands (Chatham [Kent], Seaford [Sussex] u. a. Lo- kalitäten) und Nordfrankreichs an der Kanalküste (z. B. Fe- camp und benachbarte Fundorte wie Vaucotte und Vattetot sur Mer) reiche Bryozoenfaunen vorkommen, die von denje- nigen des Südbereichs recht verschieden sind. Wenn man hier auf die Gegenüberstellung von Nord- und Südarten nicht gänzlich verzichten will, so muß man auf die allein auf die Schreibkreide beschränkten Arten zurückgreifen, die im Sü- den fehlen. Dabei muß man sich bewußt bleiben, daß dieser Faunenun- terschied weniger auf einer klimatischen Distanz als auf Fa- ziesunterschieden beruhen dürfte, da im Schreibkreidemeer ruhigeres Wasser in größerer Tiefe, verbunden mit anderen Sedimentationsbedingungen als im küstennäheren südlichen Bereich in der Touraine und im Gebiet der Loire anzunehmen ist. Da aber die Bodentemperaturen des tieferen Schreibkrei- demeeres in jedem Fall niedriger waren und der Schreibkrei- degürtel von England bis Rußland stets im Norden der Tethys gelegen war, so erscheint es doch einigermaßen gerechtfertigt, gewisse charakteristische Schreibkreidearten vorerst als Nordarten den typischen Südarten am SW-Rande des Pariser Beckens gegenüberzustellen. Da sich dieses Problem ebenso auch in den folgenden Oberkreidestufen vom Santonium bis zum Maastrichtium stellt, könnte man de facto mehrere hun- dert bisher nur aus der Schreibkreidefazies bekannte Arten als Nordarten bezeichnen. Solange jedoch die südlichen Faunen nicht besser bekannt sind, beschränken wir uns darauf, nur einige charakteristische Arten des Schreibkreidemeeres unter den Nordarten zu nennen. So wurden — neben zahlreichen anderen Spezies - bisher im anglopariser Becken Bicavea ur- nula D’Ore., Meliceritites durobrivensis GrEGoRY, Onycho- cella hersilia BryDonE und die erekte cribrimorphe Art Escharipora filiformis D’Orsıcny angetroffen. Die keulen- förmige Clausa globulosa D’Ore. findet sich vom Cenoman bis zum Maastrichtium im ganzen Gebiet, ab Santonium auch in Norddeutschland. 4.4 SANTONIUM Der südliche Bereich Lange Zeit war die von Reuss (1854) aus der Gosau des Nefgrabens bei Rußbach (Salzkammergut) beschriebene kleine Fauna die einzige klassische mediterrane Bryozoen- fauna aus dem Alpenraum. Ehemals als Turon eingestuft und so auch noch in der späteren Literatur behandelt, besteht diese fast ausschließlich aus auf Korallen aufsitzenden inkru- stierenden, biogeographisch bisher nicht verwendbaren For- men von Stomatopora, Proboscina, Berenicea, ‚Membrani- pora“, Pyripora, Onychocella (Genus-Namen nach derzeiti- ger Systematik) und einer cribrimorphen, von Reuss Celle- pora scutigera benannten, sonst nicht bekannten Art, deren Original leider nicht auffindbar ist. Die einzige erekte Art Eschara biserialis Reuss ist Petalopora costata (D’ORrs.), eine vorwiegend im Senon Englands und Frankreichs beheimatete cyclostome Art. Die später vom Taubensee b. Kössen (Tirol) von VoıGT (1928) entdeckte Gosaubryozoenfauna bereicherte diese um 5 erekte cyclostome Arten der Genera Mecynoecia, Reticulipora (= Reticrisina), Semicytis, Meliceritites und Fo- ricula (1943 durch Kriegseinwirkung zerstört). Weiteres Ma- 328 terial fand ich 1979 am Wetterkreuzberg bei Kössen und im Edelbachgraben b. Gosau. Prof. Hacn (München) überließ mir dankenswerterweise eine kleine Fauna von Oberaudorf auf benachbartem bayerischem Gebiet mit Homoeosolen gamblei Grec., Crisisina carinata (Rorm.)und anderen erek- ten Formen. Leider handelt es sich bei fast allen diesen For- men um weit verbreitete Arten, die nicht für die Gosau bzw. für die Tethys charakteristisch sind. Diejenigen wenigen Ar- ten, die möglicherweise als Südarten gelten können, sind ent- weder zu schlecht erhalten oder nicht charakteristisch genug. Allein ein kleines, mit einiger Sicherheit zu Meliceritites ma- gnifica (p’ORrs.) (Taf. 3, Fig. 2-3) zu stellendes Bruchstück, das vom Verfasser kürzlich im Nefgraben gefunden wurde, ist eine echte Südart. Bei dem bisherigen fast gänzlichen Fehlen bezeichnender tethydischer Santonium-Bryozoen und der zu geringen Kenntnis gleichalteriger Faunen aus dem aquitanischen Bek- ken sind wir hier besonders auf die klassische Santonium- Fundstelle von Vendöme (Loir-et-Cher) am SW-Ende des Pa- riser Beckens angewiesen, wo eine tuffkreideartige Fazies, ähnlich wie im Oberturon der Touraine oder im Coniacıum von Villedieu, eine reiche Bryozoenfauna vorhanden ist, die sich von derjenigen der Schreibkreidefazies des Santonıums im nördlichen und östlichen Pariser Becken durch das Auftre- ten gewisser, nur hier beobachteter Arten deutlich unter- scheidet. Von Vendöme sei hier D’Orsıcny’s Original von Micro- pora undata (v’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 3) und von Les Roches dasjenige von Filicea rhomboidalıs D’Orsıcny (Taf. 3, Fig. 11) abgebildet. Die D’Orsıcnvschen Santonıum-Lokalitäten Saintes, Peri- gnac, Pecine, St. Leger u. a. im aquitanischen Becken ergaben nur wenig brauchbares Material oder existieren heute nicht mehr. Die bei Gresory (1899-1909) als Santonıum angege- bene Fundstelle Pons lieferte 1981 in einem Straßenanschnitt N Pons eine reiche, ihrer Zusammensetzung nach jedoch eher als Coniacium anzusprechende Fauna mit sehr engen Bezie- hungen zur ‚‚Craie de Villedieu“. Die hier vorkommende Fauna ist derjenigen des Coniaciums in diesem Gebiet sehr ähnlich. Sie enthält neben Meliceritites magnifica (D’Orsı- any) (Taf. 3, Fig. 2-3), Meliceritites tuberosa (D’ORBIGNY), Foricula aspera (D’Orsıcny) Diplodesmepora opposita CAnU & Bassıer (Taf. 3, Fig. 8-9), Ceata lamellosa (D’OrsıcnY), Spirentalophora ligeriensis (D’Orsıcnv) (Taf. 3, Fig. 16-17), die Cheilostomata „‚Flustrina“ spatulata D’Orsıcny (Taf. 1, Fig. 1), Rhynchotella frondosa (D’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 4), Onychocella danae (vD’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 13), O. aegea (D’Orsıcny), O. santonensis (D’ORrBIGNY) und zahlreiche weitere, anscheinend auf den Südbereich beschränkte Arten. Das Genus Sulcocava, das nach unseren Erfahrungen wohl mehr in der Nordfauna zu Hause ist und im aquitanischen Becken und in der Tethys im Coniacium und Santonıum zu fehlen scheint — $. lacryma D’Ors. von Royan ist eine zwei- felhafte Art - ist jedoch im Raum Tours-Villedieu-Vendöme recht häufig und reicht hier mit der Art $. sulcata D’ORBIGNY (Taf. 5, Fig. 3) (nach Canu & BassLer 1922: 174 und VoıGr 1973: 126) identisch mit $. cristata D’OrB.) in die tethydisch beeinflußte Region des Pariser Beckens hinein. Bemerkens- wert ıst, daß im südlichen Bereich, besonders im Coniacıum und Santonium, eine Anzahl eigenartiger bilamellärer (escha- riformer) Cheilostomata auftritt, die D’ORBIGNY unter dem heute für diese Formen ungültigen Namen Flustrella (z. B. Flustrella frondosa, (= Rhynchotella frondosa (D’ORrsıcnY) (Taf. 1, Fig. 4), pobymorpha, regularis, polypora, irregularıs, inversa) und Flustrina beschrieben hat, die ın der nördlichen Region nicht vorkommen und daher hier unter den Südarten aufgeführt werden. Von ihnen seien Rhynchotella frondosa (D’Orsıcny) Taf. 1, Fig. 4) (= Fl. polypora D’OrBıcnY) und „Flustrina“ spatnlata D’Orsıcny (Taf. 1, Fig. 1) hier abge- bildet. Ganz allgemein fällt auf, daß blattförmige bilamelläre Ana- sca, wie sie D’ORBIGNY in großer Zahl beschreibt, an den ge- nannten französischen Fundorten sehr viel häufiger als in den Nordfaunen zu finden sind. Der nördliche Bereich Vom Nordufer des Santon-Meeres in Schonen (Lokalität Ringelesnätt) gibt Broop (1972: 88 ff) 20 Cyclostomata-Arten an, die sämtlich auch in das Campanıum fortsetzen. Clansa globulosa D’ORBIGNY, „Hornera“ sparsıpora HENNIG, Peta- lopora pulchella (ROEMER) und Sulcocava sulcata gehören zu den hier als Nordarten betrachteten Formen. Eine kleine, noch unbearbeitete Fauna wurde erst kürzlich bei Särdal in Schweden am Ostufer des Kattegatts gefunden, von der BErG- STROM (in BERGSTROM et al. 1973) 6 Cyclostomata-Arten an- gibt. Die reiche Flachwasser-Bryozoen-Fauna des subherzynen Kreide-Gebietes, von VoıGr (1924) monographisch bearbei- tet, weist eine gegenüber den übrigen Oberkreide-Bryozoen- faunen erheblich abweichende Zusammensetzung auf und fällt auch durch die Tracht der oft sehr dicken, massıven und knolligen Zoarien ganz aus dem Rahmen. Obwohl im nördli- chen Harzvorland am Südufer des norddeutschen Kreide- meeres beheimatet, so ist sie dennoch mit der Südfauna durch zahlreiche ubiquitäre Arten verbunden. Ob der Charakter dieser Fauna auf Endemismus beruht oder allgemein nördli- che Züge offenbart, ist unklar. Da aber doch manches an die Fauna der campanen schwedischen Trümmerkreide erinnert, scheint es gerechtfertigt, charakteristische Vertreter dieser subherzynen Fauna als Nordarten aufzufassen. Die verschiedenen Lokalitäten dieser z. T. in konglomera- tischer Trümmerfazies entwickelten Unter- und Mittelsan- ton-Schichten waren zum großen Teil jetzt stillgelegte Eisen- erzschächte und Tagebaue, wie Grube Gr. Bülten, Grube Barbara bei Barbecke, Lengede-Broistedt, Vallstedt, ferner Aufschlüsse bei Gehrden b. Hannover, Salzberg bei Qued- linburg u. a. (Situationskärtchen [Abb. 1] bei Voigt 1979). Arten wie Pachyteichopora verrucosa (RorMmeEr) (Taf. 5, Fig. 2), Spiropora ingens Voict, „Fasciculipora“ hustedti Voıcr (Taf. 5, Fig. 8-11), „F.“ constricta VoıGt, Filicea cincta VoıGT, Semimultelea polytaxis VOIGT, $. cannı VOIGT, Ceriocava incrustata (ROEMER) (Taf. 5, Fig. 12), ‚‚Repto- multicava“ caespitosa (ROEMER), Lichenopora suecıca HEN- nıG (oft über 10 cm groß bei Gr. Bülten), Sulcocava sulcata D’Ore. (Taf. 5, Fig. 3), Foricula nodulifera VoıGT und Fori- cula acuminata Voıict, Floridina multilamellosa VOGT, Onychocella decipiens VoıGT, an der jetzt erstmalig die Nar- ben von Oralspinae nachgewiesen wurden (Taf. 4, Fig. 2-3). Lunulites martini (Voıcr), Volviflustrellaria volvox (QUEN- stepr) (Taf. 4, Fig. 9-12) (= Lunularıa incrustata VoiGT) sind besonders charakteristische Repräsentanten dieser Fau- na, die offensichtlich ehemals weiter in der nordeuropäischen Provinz verbreitet war, wie das Vorkommen von Pachytei- chopora verrucosa (ROEMER) auch im Santonıum von Bottrop (Westfalen) oder ein Fund von „Fasciculipora“ hustedti Voigt in der Maastrichtium-Tuffkreide von St. Symphorien bei Ciply b. Mons beweist. In der Santonium-Schreibkreide von Lägerdorf sind die als Nordarten anzusprechenden Arten Onychocella hermione Brypone (Taf. 4, Fig. 5), Woodipora disparılis (D’ORrs.) (Taf. 4, Fig. 7) und Meliceritella verticillata (D’Ors.) häufig. Die beiden letzteren sind in der Campanıum- und Maastrich- tium-Schreibkreide des mitteleuropäischen Bereiches, nicht aber südlich davon anzutreffen. 4.5 CAMPANIUM Der südliche Bereich Bryozoenfaunen des Campaniums sind aus dem alpidi- schen Tethysraum bisher nicht bekannt. Es ist daher ein gün- stiger Umstand, daß im aquitanischen Becken (Charente, Charente marit., Dordogne, Gironde) zahlreiche Fundstellen liegen, von denen bereits D’Orsıcny viele Bryozoen-Arten beschrieben hat, und über die eine neuere ungedruckte These von Ducasse (1958) speziell über das Gebiet der Saintogne und des westlichen Perigord vorliegt. Faunenlisten gaben Canu sowie GILLARD (1940). Ein Teil dieser ganz oder teil- weise dem Maastrichtium beziehungsweise Dordonien sensu ARrNAUD zugerechneten Lokalitäten wie Royan, Aubeterre, Archiac, Meschers, Talmont, Le Caillaux u. a. wird heute aufgrund der Foraminiferen (NEUMANN 1980), (VAN HINTE 1966, 1979) bes. der Orbitoiden (van Gorser 1973b) in das Campanium (sensu CoQUAND) eingestuft, während SERO- NIE-Vivien (1972a, 1972b), Arnauo folgend, ein Maastrich- tium-Alter der Orbitoides media und Siderolites vidalı füh- renden Schichten vertritt. Da die typischen Maastrichtium- Großforaminiferen wie Omphalocyclus macroporus und Sı- derolites calcitrapoides sowie Lepidorbitoides minor hier noch fehlen, betrachten wir diese Schichten noch als Cam- panıum. Wenn diese Auffassung richtig ist, so treffen wir hier be- reits charakteristische Bryozoen der Maastrichter Tuffkreide des Obermaastrichtiums wie die Südarten Zonopora spiralıs (Goıpr.) (Taf. 3, Fig. 10), /dmidronea ramosa (D’ORs.) (Taf. 3, Fig. 12-14), Stichopora clypeata v. Hac. (Taf. 2, Fig. 10) Escharifora muelleri (v. Hac.) und andere an, was durch den Temperaturanstieg im oberen Maastrichtium (Voıst 1964) erklärt wird, der sich auch im Vordringen der Großforaminiferen, Rudisten, Riffkorallen und anderer süd- licher Organismen äußert. GıLLarD (1939) hatte daraus den umgekehrten Schluß gezogen, daß damals nördliche Arten in dieser Zeit nach Süden vorgedrungen seien. Diese Annahme verbietet sich allein schon daraus, daß es sich hier im Camp- anium um im Süden ansässige Formen handelt, die erst im Maastrichtium auch im Norden gefunden werden. Damit steht durchaus im Einklang, daß sich im Campanıum der Charentes und Gironde Rudisten wie Orbignya lapeyrousı und Praeradiolites hoeninghausi finden, die erst später in der Maastrichter Tuffkreide erscheinen, deswegen aber nicht lei- tend für das Maastrichtium sein müssen. 329 Weitere Südarten, die ın der nördlichen Schreibkreide des Campaniums und in Schweden völlig fehlen, sind u. a. die Cyclostomata Spiropora verticillata forma laevigata D’ORrs., Osculipora royana D’ORs., Bicrisina cultrata D’Ors., Reti- crisina girondina (D’OR».), ‚„‚Reteporidea“ royana D’ORrs., Chilopora cretacea Canu & BassLER, Grammanotosoecia contorta Canu & BassLer, Fasciculipora prolifera (v. HaAce- NOW), Meliceritites royana WATERs, Meliceritites magnifica (D’Ore.), Foricula aspera D’Ors., Foricula spinosa D’ORs., Semicrescis tubulosa D’Ors. und die Cheilostomata Discoflu- strellaria doma D’Ors., Biflustra regularıs D’Ore. (Taf. 2, Fig. 11), Biflustra prolifica D’Ors., Onychocella royana (D’OrB.), Onychocella arborea (D’ORrs.),Onychocella giron- dina (v’Ors.) (Taf. 2, Fig. 1), Frurionella polymorpha (D’ORre.) (Taf. 2, Fig. 6-8), Escharifora circe D’ORrB., Acoscı- nopleura artemis (D’Ors.), Pachythecella fıliformis (D’Ors.) (non = Pachytheca fıliformis bei Marsson 1887). Wenn auch die Schelfkarbonate des aquitanischen Beckens (Plattformfazies nach Pıazıar 1981) keine echte Schreibkreide darstellen, sondern meist etwas gröber, mehr detritisch (z. B. bei Royan) reicher an Quarz und bioklastischem Material und gewöhnlich auch härter sind, so lassen sie doch faziell am ehe- sten noch einen Vergleich mit der Schreibkreide zu, in der ähnliche ökologische Bedingungen geherrscht haben mögen (siehe hierzu die Lithofazieskarten und Profile bei SERONIE- Vivien 1972b). Es wurden daher die sehr bryozoenreichen Schichten am Steilufer der Gironde bei Talmont und Le Cail- laud und anderen Fundorten, die großenteils ganze Zoarien enthalten, auf ihren Bestand an Bryozoen und deren Ver- gleichbarkeit mit der Campanıum-Schreibkreide von Läger- dorf-Kronsmoor und dem Campanıum von Misburg unter- sucht. Dabei ergab sich, sowohl hinsichtlich der inkrustie- renden als auch der erekten Formen, eine große Verschieden- heit der Faunen. Leider bereitet die Identifizierung der z. T. noch unbe- schriebenen Arten beider Gebiete Schwierigkeiten, da die rei- chen Gironde-Fundstellen, mit Ausnahme von Royan, wo die grob detritische Fazies auf flacheres und bewegteres Was- ser schließen läßt, merkwürdigerweise D’OrBıGnY unbekannt geblieben sind. Aber selbst die klassische, von D’Orsıcny re- latıv vollständig untersuchte obercampane Bryozoenfauna von Meudon (einschließlich der von Vigny b. Paris) zeigt mit den gleichaltrigen Fundstellen in der Charente maritime we- nig gemeinsame Südarten wie z. B. Retecava clathrata (Gorpruss) (Taf. 3, Fig. 15), Fasciculipora prolifera (v. Hac.), Unicytis falcata D’Orsıcny (Taf. 3, Fig. 7) und Sti- chopora clypeata v. Hac. (Taf. 2, Fig. 10), die aus dem nörd- lichen Campanium in England, Frankreich und Deutschland unbekannt sind. Der nördliche Bereich Das Campanium ist die einzige Oberkreide-Stufe, aus der eine echte Flachwasserfauna vom Nordufer des Oberkreide- meeres in Schweden bekannt ist. Trotz der Arbeiten von Hennig (1892, 1894) Voigt (1930) und Broon (1972), sind viele der charakteristischen Arten dieses Gebietes, besonders Cyclostomata, noch nicht beschrieben, von den zahlreichen, meist auf Geröllen inkrustierenden Cheilostomata-Arten ganz abgesehen. Die neuen Arten können daher hier nicht aufgeführt werden. 330 Als Nordarten nennen wir hier die Cyclostomata Petalo- pora pulchella (RoEMER), Petalopora arasloevensis BROOD (Taf. 5, Fig. 13), Reptomulticava uva HEnniG, Lichenopora suecica HEnniG, Pachyteichopora punctata VOIGT, Spiridmo- nea lundgreni Hennic, Plethoporella malmı (Hennıc), „Hornera““ sparsipora HENNIG, Ceriopora bovista v. Hac.; von Cheilostomata seien Beisselina pachyphylla Voict, In- versaria flabellula (v. Hac.) und die hier überall in der schwedischen Trümmerkreide überaus häufig vorkommende Solenonychocella hennigi Voıct (Taf. 4, Fig. 6) genannt. Auf den litoralen oder sublitoralen Nordbereich be- schränkt ist auch Spiropora suecica VoIGtr & Fror (Taf. 5, Fig. 15-17), die sich von der ubiquitären Sp. verticıllata (Goıpr.) (Taf. 5, Fig. 14) durch viel dickere Zoarien, gele- gentlich auftretende Kenozooecien und das vielfach verästelte Gonozooid unterscheidet und keineswegs ein Synonym der letzten Art (Broop 1972: 309) ist. Angehörige der Fam. Si- phoniotyphlidae mit Sıphoniotyphlus, Clinopora und Kvarnbyella und der Lunulitidae sind im Gegensatz zur Schreibkreidefauna ebenso wie der Coscinopleuridae hier sehr selten oder fehlend; auch sind die Melicerititidae hier sel- tener als in der Südfauna. Viel häufiger sind hingegen große Ceriopora-, Reptomulticava- und Lichenopora-Arten, ähn- lich wie in der Santonıumfauna des subherzynen Beckens, die in der Tracht und Größe der Zoarien an die nördliche Küsten- fauna des Campaniums erinnert. Diese hier nur sehr unvollständig aufgeführte nördliche Li- toralfauna weist nur geringe Beziehungen zur gleichaltrigen Schreibkreidefauna in Norddeutschland und im Anglo-Pari- ser Becken auf, wenn man von inkrustierenden und ubiquitä- ren Formen absieht, welche hier nicht berücksichtigt werden können. Während in der Schreibkreidefauna des Campani- ums von Meudon b. Paris, Vigny und Longuesse (Seine et Oise) bereits vereinzelt echte Südarten wie Fascicnlipora pro- lifera v. Hac., Zonopora (= „‚Spiroclansa“) spiralıs (GoLDF.) (Taf. 3, Fig. 10), Unicytis falcata (Taf. 3, Fig. 7), Retecava clathrata (Goıpr.) (Taf. 3, Fig. 15) und weitere zahlreiche andere sonst in diesem Niveau bisher nicht angetroffene Ar- ten vorkommen, welche diesem Gebiet eine Sonder- oder Übergangsstellung verleihen, hat die nördliche Schreibkrei- defauna dieser Zeit einen eigenen Charakter. Die weitaus meisten der von BryDone (1929-1936) in Eng- land beschriebenen erekten Cheilostomata des Campanıums und Maastrichtiums sind bisher aus dem Südbereich unbe- kannt. Dasselbe gilt für die Campanium-Fauna von Misburg und Höver b. Hannover und Lägerdorf-Kronsmoor in Hol- stein, wo eine horizontierte Großprobenserie, die von H. Ernst (Hamburg) entnommen wurde, zur Zeit bearbeitet wird. Die Fauna von Misburg (VoıGr 1975) ist inzwischen durch Neuaufsammlungen von Herrn W. POCKRANDT, Frau U. SCHNEEMILCH (Hannover) und Frau I. Krause (Wennigsen) erheblich vermehrt worden, die die Unterschiede gegenüber der Campanium-Fauna des aquitanischen Beckens noch deut- Jicher hervortreten lassen. Wir nennen hier vorerst nur die z. T. schon aus älteren Oberkreide-Stufen im Nordbereich bekannten Cyclostoma- ta-Arten Apatotervia minuta VOIGT, Siphoniotyphlus tennis (v. Hac.), Clinopora lineata (Beısser) (Taf. 5, Fig. 1) und Kvarnbyella ornata (Reuss) (Taf. 5, Fig. 5-7), die zuerst aus dem sächsischen Turonpläner beschrieben wurde, Meliceriti- tes eleoides VoiGT, Melicerititesmendonensis D’Ors., Melice- rıtella verticillata (D’Ors.) und die erekten Cheilostomata „Membranipora“ weybournensis BRYDONE, ‚,Vincnlaria“ grania BrYDONE, Onychocella hermione (Bryvone) (Taf. 4, Fig. 5), O. pockrandti Voigt, (Taf. 4, Fig. 1), O. inelegans (LonspALe), O. clito (D’Ore.), Onychocella (?) quadrilatera Voir (Taf. 4, Fig. 4), O. allas BryDone, Pavolunulites cos- tata D’Ors., Tremocoscinopleura holsatica VoıGr, Woodi- pora („Vincularia“) disparilis (D’Ors.), (Taf. 4, Fig. 7), Pnictoporopsis pontifera Voıct (Taf. 4, Fig. 14-15), und Po- rına portuosa BRYDONE. 4.6 MAASTRICHTIUM Der südliche Bereich Erst aus dem oberen Maastrichtium liegt uns wieder eine reichere Tethys-Bryozoenfauna von Puerto de Olazagutia (Navarra) (südliche Pyrenäenkreide) vor, die mit sehr zahlrei- chen südlichen Großforaminiferen wie Lepidorbitoides und Siderolites vergesellschaftet ist. Die diesbezügliche Arbeit von Barroso (1944), die 27 schlecht abgebildete Arten und zahlreiche Fehlbestimmungen aufweist, ist durch Neuauf- sammlungen überholt und umfaßt wenigstens 90 Arten. Von ubiquitären Formen abgesehen, wurden hier folgende Arten angetroffen, die auch in der Maastrichter Tuffkreide des obe- ren Maastrichtiums vorkommen und wohl größtenteils als Südarten anzusehen sind: /dmidronea ramosa (D’ORBIGNY) = Idmonea macilenta v. HaGENow (Taf. 3, Fig. 12-14), Oscu- lıpora repens (v. Hac.), Idm. dorsata v. Hac. (Taf. 3, Fig. 5-6), Retecava clathrata (GowDr.) (Taf. 3, Fig. 15), Sticho- pora clypeata v. Hac. (Taf. 2, Fig. 10), Dimorphocellaria goldfussi (Reuss), Coscinopleura lamourouxi (v. Hac.) (Taf. 1, Fig. 2), Onychocellariarhombea (v. Hac.), ‚, Vincu- larıa““ canalıfera (v. Hac.), Escharifora muellerı (v. Hac.), Onychocella cylindrica (v. Hac.), O. stigmatophora (GoLpr.), O. piriformis (GoLDF.), O. normani (PERGENS), Taenioporina arachnoıdea (Goıwpr.) (Taf. 1, Fig. 12), Ubagbhsia reticulata (UsacHs) und Fissuricella vermicularis Voıist. Von einem weiteren Fundort aus der Pyrenäenkreide (Salinas y Monte Perdido [Alto Aragon]) hatte Faura y Sans (1917) bereits 10 Arten, wenn auch meist nur mit cf. oder ge- nerisch bestimmte Arten genannt. Reiche Bryozoenvor- kommen in der oberen Bona-Formation (Santon-Mittl. Maa- strichtium) erwähnt Morrı (1977: 213) aus den Zentral-Pyre- näen, so daß künftigmehr über oberkretazische Bryozoen des Tethys-Raumes zu erfahren sein wird. Die nordspanischen Vorkommen erfahren eine wichtige Ergänzung durch die bereits durch LEymekıe (1851) bekannte Bryozoen-Lokalität vom Bois de Barade bei Gensac (Petites Pyrenees, Haute-Garonne) am S-Rande des aquitanischen Beckens, von wo eine reiche, größtenteils noch nicht bearbei- tete Fauna des Ober-Maastrichtiums vorliegt. Wie bereits von Canu (1920: 209) festgestellt, ist die hier besonders häufige Art Escharites arbuscula LEYMERIE identisch mit Meliceritites royana Waters 1891 (Taf. 3, Fig. 1), einer ausgesprochenen Südart. Da jedoch die Art alleın nach Leymeries Figur nicht wiederzuerkennen ist, geben wir dem Namen M. royana den Vorzug. Auch bei Gensac gibt es zahlreiche Arten der Maastrichter Tuffkreide; doch zeigt die Fauna auch Verschiedenheiten ge- 0606) ISO Abb. 3. Vorkommen von ‚‚Südarten (Nr. 1-6) im Obermaastrichtium des Nordbereichs. Der Pfeil bezeichnet ihre mutmaßliche Ausbreitung nach Norden. Fundortangaben wie in Abb. 1. 1 Stichopora clypeata v. HAc. 2 Taenioporina arachnoidea (GOLDF.) 3 Coscinopleura lamourouxi (v. HAG.) genüber der Bryozoenfauna von Olazagutia, besonders hin- sichtlich der inkrustierenden Spezies. Wieviele davon Canu (1920) aus der nördlichen Pyrenäen-Maastrichtium-Kreide der Haute Garonne beschriebenen neuen Arten als Südarten gelten dürfen, bleibt noch zu untersuchen. Der nördliche Bereich Da im Obermaastrichtium, wie bereits mehrfach erwähnt, viele südliche Faunenelemente weit nach Norden vordringen (vgl. Abb. 3), wodurch eine Vermischung von Süd- und Nordfaunen stattfindet, stößt die Unterscheidung von Nord- und Südarten hier z. T. auf Schwierigkeiten. Dies gilt beson- ders für die überaus reiche Fauna der Maastrichter (ein- schließlich der Kunrader) Tuffkreide in Südholland (Voigt 1979a) und der Cotentin-Kreide in der Normandie. Beide enthalten zahlreiche südliche Bryozoen neben einer großen Anzahl von Arten, welche entweder endemisch oder vom At- lantik her eingewandert sind, im Süden jedoch noch nicht ge- funden wurden. Das gilt ebenso für die zwischen beiden Vor- kommen liegenden Fundstellen des Tuffeau von St. Sympho- rien und der Phosphatkreide von Ciply bei Mons (Belgien). Es erscheint daher geraten, die genannten Faunen vorerst bei 4 Zonopora spiralis (GOLDF.) 5 Idmonea dorsata v. HAG. 6 Idmidronea ramosa (D’ORB.) unserer Untersuchung solange nicht zu berücksichtigen, bis darüber gesicherte Daten vorliegen. Es kommt hinzu, daß im Gegensatz zum Campanium im Maastrichtium keine litoralen oder sublitoralen Küstenfaunen vom Nordufer bekannt sind, sofern man von Einzelfunden im Ähus-Sandstein oder Kö- pingesandstein oder von Balsvik in Schonen (Hennig 1892, 1894) absieht. Letztere unterscheiden sich kaum von den Bryozoen des Campaniums. Demnach bleibt man im Maa- strichtium vorläufig allein auf die Fauna der baltischen und der englischen Maastrichtium-Schreibkreide (Trimingham) angewiesen, wenn man ausgesprochene Nordarten als solche herausstellen will. Dies aber würde bedeuten, daß man de facto die meisten Arten der Maastrichtium-Schreibkreide als Nordarten bezeichnen müßte, weil sie im Süden nicht vor- kommen oder - besser gesagt — noch nicht gefunden wurden. Unseren Untersuchungen dieser Schreibkreidefaunen beru- hen auf folgenden Fundstellen: Untermaastrichtium von Aachen, Hemmoor, Rügen (DDR), Moen, Kongslev auf Seeland (Dänemark), Triming- ham (England) und dem Obermaastrichtium von Hemmoor, Stevns Klint und benachbarten Aufschlüssen und zahlreichen Gruben in Jütland sowie aus hunderten von Schreibkreide- schollen und nordischen Geschieben. Von diesen Lokalitäten haben v. HAGENow (1839, 1840), Beisser (1865), Marsson (1887), HEnniG (1892, 1894), LEVIN- sEn (1925), BRYDoneE - in zahlreichen Arbeiten — besonders 1929, 1930 und 1936, VoıcT (1930), BRooD (1972) u. a. insge- samt viele hundert Arten beschrieben, die freilich z. T. heute der Revision bedürfen. Es fällt schwer, hier eine Auswahl be- sonders charakteristischer Formen zu treffen. Es seien daher nur folgende aufgeführt: Von Cyclostomata: Petalopora retı- culata (Marsson), Eohornera langethalıi (v. Hac.), Desme- pora semicylindrica (Roem.), Canalıpora articulata (v. Hac.) (Taf. 5, Fig. 4), von Cheilostomata; Stichopora pentasticha v. Hac. (Taf. 4, Fig. 13), Onychocella congesta (Marsson), O. incarcerata (BrYDonE), ©. gibbosa (Marsson), Onycho- cella (?) quadrilatera (VoıGr) (Taf. 4, Fig. 4), Inversaria crassipes (Marsson), Lunnlites beissell Marsson (Taf. 4, Fig. 8), L. sella Marsson, L. semilunaris v. Hac., Systeno- stoma asperulum Marsson, Columnotheca crıbrosa MARSSON (Taf. 4, Fig. 16), Beisselinopsis marginata (v. Hac.) (Taf. 4, Fig. 17), Porina pachyderma Marsson, Bathystomella cordi- formis (v. Hac.). Onychocella rowei BryDonE, Woodipora disparilis (D’Ors.) (Taf. 4, Fig. 7) und Systenostoma asperulum (Marsson) erscheinen bereits im Campanıum. Die ım Maastrichtium in großer Artenzahl im Nord- und Südbereich auftretenden Porina- und Beisselina- Arten (WıE- SEMANN 1963) bedürfen noch einer weiteren monographischen Bearbeitung, ehe sie für eine biogeographische Bearbeitung herangezogen werden können. Sie sind im Süden besonders häufig. Die Genera Columnotheca (Marsson), Beisselinopsis (Voıct), Nephropora Marsson und Bathystomella sowie wahrscheinlich viele andere sind ganz auf den Nordbereich beschränkt. Die reiche Bryozoenfauna des unteren Ober-Maastrich- tiums von Ilten bei Hannover (VoıGt 1951) enthält zahlreiche nur aus der Maastrichter und Kunrader Ober-Maastrich- tium-Tuffkreide bekannte Arten neben deren charakteristi- schen südlichen Großforaminiferen (Lepidorbitoides minor, Siderolites calcitrapoides und Omphalocyclus macroporus). Ob dieses ganz isolierte Vorkommen harter Kalkarenitbänke mit mürberen, bryozoenreichen Lagen, ähnlich den Kunra- der Kalken in Südlimburg, die normale südliche Randfazies des norddeutschen Schreibkreidegebietes oder eine lokale Fa- zies am West-Rande des Sarstedt-Sehnder Salzstockes dar- stellt, ist ungewiß. In jedem Falle beweist es aber das Vor- dringen südlicher Arten weit nach Norden im Ober-Maa- strichtium (Abb. 2 und 3). Die mit der nördlichen Maastrichtiumfauna trotz des Aus- sterbens zahlreicher Taxa eng verbundene Daniumfauna muß einer späteren Analyse vorbehalten bleiben, da eine tethydi- sche Bryozoenfauna des Daniums — von den wenigen unsi- cheren von Kühn (1930) aus der Klippenzone bei Wien be- schriebenen Arten abgesehen — noch unbekannt ist. Die rei- che Bryozoenfauna aus dem Danien der Krim, die erst zum kleinen Teil bearbeitet ist (Vıskova 1972), hat trotz ihrer süd- lichen Lage durchweg nordischen Charakter, da sie der balti- schen Danıumfauna sehr ähnlich ıst. Die Bryozoen des Daniums stehen denjenigen der Kreide viel näher als denen des Tertüärs. 5>RÜCKBLICK Ein Rückblick auf die bisherigen Kapitel läßt keinen Zwei- fel darüber, daß die Bryozoenfaunen der Oberen Kreide in Europa auf relativ engem Raum von nur ca. 1600 km Länge erhebliche Differenzen aufweisen. Da diese Differenzierung im wesentlichen in SN-Richtung erfolgt, ıst die Annahme ge- rechtfertigt, daß sie klimatisch bedingt ist, zumal sich die Bryozoen hier nicht anders verhalten als viele andere Bewoh- ner des Oberkreidemeeres auch, für die eine klimatisch be- dingte Zonierung längst bekannt ist. Dennoch erhebt sich immer wieder die Frage, wie weit ökologische, die Fazies be- dingende Verhältnisse die stark faziesabhängigen Bryozoen in ihrer biogeographischen Verbreitung beeinflußt haben und eine temperaturbedingte Zonierung vortäuschen können, wie dies besonders im Gegensatz zwischen der Schreibkreide- fauna und den sie randlich begleitenden Litoral- oder Sublito- ralfaunen in höher energetischem Milieu und unter dem Ein- fluß terrigener Sedimentzufuhr zum Ausdruck kommt. Solange wir aber einer Kreidebryozoenart noch nicht a priori ansehen können, unter welchen klimatischen Bedin- gungen sie gelebt hat, bleibt uns bei einem ersten Versuch ei- ner biogeographischen Analyse nichts anderes übrig, als die derzeit bekannte regionale Verbreitung der einzelnen Arten zu registrieren und dann besonders charakteristische Taxa, ihrem Vorkommen entsprechend, als ,Süd“- oder „Nord“-Art zu bezeichnen, wohlwissend, daß eine solche Zuordnung als allzu schematisch kritisiert und jederzeit durch neue Funde überholt werden kann. Wenn wir dabei für die einzelnen Stufen jeweils einen ,„Süd“- und einen „Nord‘-Bereich unterschieden haben, so bedeutet das ledig- lich, daß in dem einen Bereich gewisse charakteristische — ne- ben vielen anderen beide Bereiche bevölkernden — Arten gefunden werden, die in dem anderen Bereich fehlen oder sehr selten sind. Daß eine diesbezügliche Trennungslinie (Abb. 1) zwischen Süd- und Nordbereich nur eine breite, in ständiger Oszillation begriffene Zone, abhängig von Meeres- strömungen und klimatischen Veränderungen, darstellen kann, erscheint selbstverständlich. Die hier vorgeschlagene Gruppierung in nördliche und südliche Faunenelemente ist auch nur unter der Vorausset- zung zu verstehen, daß das Klima im Bereich des europäi- schen Ober-Kreidemeeres zwischen dem skandinavischen Festland und der Tethys trotz erheblicher Schwankungen (VoıGt 1964) im ganzen warm, mindestens warm-gemäßigt bis subtropisch gewesen ist und kaum ein sehr starkes Tempe- raturgefälle geherrscht hat, daß aber andererseits auch neben anderen ökologisch wirksamen Faktoren von der Meerestiefe abhängige Temperatur-Unterschiede zwischen der Boden- Temperatur des tieferen Schreibkreidemeeres und der flache- ren Küstenregionen zu berücksichtigen sind. Bei alledem darf auch nicht übersehen werden, daß für die biogeographische Analyse tertiärer Bryozoenfaunen (Davın & Pouyer 1978, Pouver & Davıp 1979) sehr viel günstigere Voraussetzungen bestehen als für die Kreidezeit, aus der Bryozoenarten als lebende Klimazeugen nicht oder kaum mehr vorhanden sind. Zahlreiche Familien mit sehr charakte- ristischen Genera und Spezies, die hier als Nord- oder Südar- ten angesprochen werden, wie die Cheilostomata-Familien Siphoniotyphlidae Voısr, Celluliporidae Buse & VoiGT, Leiosoeciidae Canu & BassLEr, Clausidae D’OrBıcnY, Cavi- dae p’Orsıcny, Cytisidae D’OrBiGnY, Corymboporidae D’OrsıcnY, Eleidae D’Orsıcny (= Meliceritidae PERGENS), Ceidae D’Orsıcny sind erloschen. Die in der Kreide dominie- rende Gattung Onychocella JuLLıen ist heute nur noch mit wenigen Reliktarten vertreten. Von den etwa 70 Cheilosto- mata-Familien, unter denen sich im Tertiär manche wichtigen Klimazeugen befinden, sind 26 erst postkretazisch entstanden und 9 bereits am Ende der Kreide ausgestorben (vgl. Lar- wooD etalii im ‚‚Fossil-Record“ 1967). So befinden sich zwar unter den vorherrschenden tertiären und rezenten Cheilo- stomata-Arten gute Zeugen für äquatoriales oder tropisches Klima, wie z. B. Metrarabdotos (CHEETHAM 1967), Stegino- porella (Pouver & Davm 1979), Herentia (Davın & PouvEr 1978) oder Celleporina (Morris 1979); aber die bisher in die- ser Hinsicht untersuchten tertiären und rezenten Taxareichen nicht bis in die Kreide zurück. ScHoprs Beobachtung (ScHopr 1973), daß bei Cheilosto- mata die frontalen oder lateralen Avicularien bei niederen Temperaturen zu rundlicher, bei höheren hingegen zu spitzer Gestalt neigen, wäre ein wichtiges Kriterium, konnte aber an Kreidebryozoen bisher noch nicht kontrolliert werden, da wir ausgesprochene Kaltwasserbryozoen aus der Kreide noch nicht kennen. Weitere von SCHOPF aus der Literatur zitierte Kriterien über die Entwicklung und die Zahl von Avicularien in Abhängigkeit von der geographischen Breite verdienen weitere Nachprüfung, ebenso wie die Angaben von Morkıs (1979), daß an der pazifischen Küste der USA die Mündungen der Zooecien des rezenten Genus Celleporina in kühlerem Wasser an Größe abnehmen. Eine weitere Aufgabe wird es sein, über die hier vorläufig vorgenommene Abgrenzung eines Süd- und Nord-Bereiches 333 in Europa weitere kleinere biogeographische Regionen aus- zuscheiden, was die Grenzen dieser Arbeitüberschreitet. Das betrifft insbesondere die Untercenomanfauna von Mül- heim-Broich/Ruhr, die santone Bryozoenfauna des sub- herzynen Beckens und die sächsisch-böhmische Kreide- Bryozoenfauna, die hier kaum berücksichtigt werden konnte. Die Sonderstellung der Cotentin-Fauna des Unteren Ober- maastrichtiums in der Normandie mit ihren Beziehungen zur Maastrichter Tuffkreide-Bryozoenfauna und die eng damit verbundene Frage eines atlantischen Einflusses von Westen her im Obermaastrichtium, ist ein Problem für sich. Unklar bleibt ebenfalls, ob ein Großteil der Fauna der Maastrichter Tuffkreide mit ihren ca. 300 Arten endemisch ist. Noch ist es kaum möglich, über den hier behandelten Raum hinaus die Beziehungen zu den außereuropäischen Kreidebryozoenfaunen aufzuhellen, die im Gegensatz zu Eu- ropa recht unbedeutend und weit voneinander getrennt sind. (Einige relativ artenarme Faunen in den USA, Argentinien, Südafrika, Indien und den asiatischen Gebieten der USSR.) Arktische oder antarktische Kreidefaunen sind bisher unbe- kannt. Im Vergleich zu der kosmopolitischen Verbreitung etwa der karbonischen und permischen Bryozoenfauna, über die neue biogeographische Studien von Charles Ross & J. R. P. Ross (1981) sowie von Ross (1978, 1979, 1981a, 1981 b) vor- liegen, und von der allein im Perm Chinas (Jıns-ZHı Yang & Lin-Huang Lu [1981]) 9 Provinzen unterschieden werden, befindet sich die Kenntnis der biogeographischen Verbrei- tung der Kreidebryozoen noch sehr im Rückstand. Auffal- lend ist, daß nach J. R. P. Ross die Entwicklung der spätpa- läozoischen Bryozoenfaunen hauptsächlich im Tethys-Raum erfolgt. Auch heute ist die Formenmannigfaltigkeit der Bryozoen in den Tropen am größten und nimmt polwärts allmählich ab (ScHorr 1979: 456). Für die Oberkreide trifft dies jedoch of- fensichtlich nicht zu, da die überaus reichen Bryozoenfaunen dieser Zeit im Norden des Tethysgürtels beheimatet sind. 6. ANHANG HETEROCONOPEUM n. g. Derivatio nominis: Kombination von heteros (griech.) = ver- schieden und Conopeum Generotypus: Membranipora janieresiensis CANU 1897, Ceno- man-Turon (Taf. 1, Fig. 6-11) Stratigraphische Verbreitung: Obere Kreide Diagnose: Heteroconopeum n. g. unterscheidet sich von Conopeum Gray 1844 durch den Dimorphismus seiner Zooecien. Das erekte Zoarıum besteht aus einem achsialen Stamm mit großen Zooecien und peripheren konzentrischen Lagen kleinerer, durch frontale Knospung entstandener Zooecien. Keine Avicularien oder Vibracularien, Ooecien und Dietellae. Kleine polygonale interzooeciale Lücken (La- cunae) zwischen den Zooecien konstant vorhanden. Diskussion: Die rezenten Conopeum-Arten, über die eine spezielle Arbeit von Bosın & PrEnAnT (1962) vorliegt, sind meist unilamellär inkrustierend, können jedoch auch mehrschichtig oder erekt-bilamellär werden, besitzen jedoch niemals die Größen-Heteromorphie zwischen inneren und äußeren Zooecien. Canu (1897: 150, Taf. 5, Fig. 1-3) hat die großen achsialen Zooecien zwar abgebildet, sie jedoch in seiner sehr kurzen Diagnose nicht erwähnt. Die enge Verwandtschaft mit der re- zenten Gattung Conopeum ergibt sich aus dem Fehlen der Ooecien, Avicularien und Dietellae und dem Vorhandensein der kleinen Lacunae zwischen den Zooecienrändern, die kleine Avicularien oder Nanozooecien vortäuschen können. Die Ähnlichkeit zwischen H. janieresiense und den von Canu & Basster (1936) aus der jung-oberkretazischen Ri- pley-Formation in Tennessee beschriebenen Conopeum-Ar- ten C. ovatum und prismaticum, die wohl nur einer einzigen Spezies angehören, ist nur äußerlich. Wie die Untersuchung 334 eigenen Materials dieser Arten ergab, ist hier keine achsiale Partie mit größeren Zooecien vorhanden. Die spitzen ‚‚inter- opesial Cavities“ sind Nanozooecien mit eigener Wand und Dietellae, welche auch die Zooecien aufweisen. Außerdem kommen große interzooeciale Avicularien vor, alles Merkma- le, die Conopeum nicht besitzt. Es ist daher zweifelhaft, ob Conopeum überhaupt bereits in der Kreide auftritt. Auch Conopeum congestum (VoıGt 1924: 197, Taf. 6, Fig. 12, hier fälschlich C. varians genannt) aus dem subherzynen Santo- nıum gehört ebenso wenig hierher wie Conopeum damicornis Canu & Basster (1920: 87, Taf. 3, Fig. 3-8) aus dem Mid- wayan von Arkansas, die einen sehr verschiedenen Innenbau besitzt und von mir (1967: 40) zu Dysnoetocella VoıGT 1964 gestellt wurde. Vorkommen: Der Generotypus Heteroconopeum janie- resiense (Canu) ist eine charakteristische Art des Turons in der Touraine und kommt bereits im oberen Cenomanıum vor. Es handelt sich um eine typische Südart, die offenbar auch in Tunis und in gleichaltrigen Schichten von Nigeria auf- tritt, von wo ich sehr ähnliche Stücke von Dr. E. Wozny (Za- ria, Nigeria) erhalten habe. 7. LITERATURVERZEICHNIS ALLEGRE, R. (1931): Quelques Membraniporides du Cretace de l’Aures (Algerie). - Bull. du Musee de l’Histoire Naturelle Pa- ris 2. ser. 11: 163-166, Paris. — — (1936): Les Bryozaires du Coniacien des Charentes (sensu lato). - Bull. Soc. geol. de France. Notes et Memoires: 5. Ser. 6: 87-107, Paris. AZEMA, C. & VIAUD, J. M. (1979): Sur l’existence d’une flore du Se- nonien infer. (Santonien) dans le Bassin de Commequiers (Vend&e).-C.R. Acad. Sc. Paris 288, Ser. D: 815-817, Paris. BARROSO, M. G. (1944): Briozoos dei Maestrichtiense de Olazagutia (Navarra). -Bolet. de la Real Soc. espanola de Historia Natu- ra. 42: 287-297., Taf. 30-31, Madrid. BASSLER, R. S. (1953): Treatise on Invertebrate Paleontology. Pt. G. Bryozoa. -R. C. MOORE (Ed.): 1-253, 175 Abb. Geol. Soc. of America & Univ. of Kansas Press, Lawrence. BEISSEL, I. (1865): Über die Bryozoen der Aachener Kreidebildung. — Natuurkundige Verhandelingen van de Hollandsche Maat- schappij der Wetenschappen te Haarlem. 11.22 . Deel: 1-92, Taf. 1-10, Haarlem. BERGSTRÖM, J., CHRISTENSEN, W. K., JOHANNSEN, Chr. & NOR- LING, A. E. (1973): An extension of Upper Cretaceous rocks to the Swedish west coast at Särdal. - Bull. Geol. Soc. of Den- mark 22/2: 1-154, 12 Taf., Copenhagen. BROOD, Kr. (1972): Cyclostomatous Bryozoa from the Upper Cre- taceous and Danıian in Scandinavia. — Acta Universitatis stockholmiensis. Stockholm, Contr. Geol.: 1-404, 148 Abb., 78 Taf., Stockholm. BRYDONE, R. M. (1929-1936: Further notes on new or imperfectly known chalk Polyzoa I.: 1-40, Taf. 1-14, London 1929. Pt. II.: 39-60, Taf. 15-29, London 1930. Pt. III.: 61-90, Taf. 30-42, London 1936. BOBIN, G. & PRENANT, M. (1962): Les especes frangaises du genre Conopeum GRAY (Bryoz. chilostomes). — Cahiers de Biologie marine 3: 375-389, 5 Fig, Roscoff. CAnNU, F. (1897): Bryozoaires du Cenomanien des Janieres (Sarthe). - Bull. Soc. Geol. deFrance3 Ser. 25: 146-157,1 Taf., Paris. — — (1903 a): Contributions ä l’etude des Bryozoaıres fossiles. II. Description de quelques Membranipores de Tunisie. — Bull. Soc. G£&ol. de France, 4. ser. 3: 659-661, Parıs. — — (1903 b): Note sur la constance de la faune de Villedieu. — Bull. Soc. Geol. de France, 4. ser. 3: 265-267, Parıs. — — (1904): Les Bryozoaires fossiles d’Egypte. - Bull. Inst. egyp- tien 4. ser. IV. 1-8, Taf. 1-2, Le Caire. — — (1920): Bryozoaires cretaces des Pyrenees. - Bull. Soc. Geol. de France, 4. ser. 19: 186-211, Taf. 4-6, Parıs. — — & BASsSLER, R. $. (1920): North American early Tertiary Bryozoa. — Smiths. Inst., U.S. Nat. Museum, Bull. 106: 1-879, Taf. 1-162, 279 Fig., Washington. — — & — — (1926): Bryozoa in WADE, Br., The fauna of the Ri- pley Formation on Coon Creek, Tennessee. — U.S. Geol. Sur- vey, Profess. Paper 137: 32-39, Taf. 4-6, Washington. CHEETHAM, A. H. (1967): Palaeoclimatic Significance of the Bryo- zoan Metrarabdotos. - Transact. Gulf Coast Assoc. Soc. 17: 400-407. 6 Fig. CHRISTENSEN, W. K. (1976): Palaeobiogeography of Late Cretace- ous belemnites of Europe. — Paläont. Z. 50: 3-4: 113-129, 2 Fig., Stuttgart. DACQUE, E. (1903): Mitt. über den Kreidekomplex von Abu Roash bei Kairo. — Palaeontographica 30 (II): 337-392, Stuttgart. Davip, L. & PoUYET, $. (1978): Le genre Herentia GRAY, 1848. (Bryozoa, Cheilostomata). Systematique et Phylogenese, Biostratigraphie et Biog&ographie. - Docum. Lab. Ge£ol. Fac. Sci. Lyon. H. $. 4: 167-193, 5 Fig., 2 Taf., Lyon. DELPEY, G. (1940): Paleogeographie du Sud-Ouest de la France au Cretace superieur. — Bull. Soc. d’Histoire naturelle de Tou- louse, 73, 3 trimestre: 250-266 (2-18), 7 Fig., Toulouse. DENIZOT, G. (1949): La Craie dans l’Anjou et la vallee du Loir. — Bull. de la Carte geologique de France, Nr. 225, 47 (1948): 67-78, 1 Fig., Paris. EPSTEIN, $. & LOWENSTAM, H. A. (1953): Temperature-Shell- Growth Relations of Recent and Interglacial Pleistocene Sho- al-Water Biota from Bermuda. — Journal of Geology, 61: 424-438, Chicago. Ducäasse, J. (1958): Les Bryozoaires maestrichtiens et campaniens de la Saintogne et du Perigord occidental: Repartition et valeur stratigraphique. — Ungedruckte These 3 cycle Univ. Borde- aux. No. d’ordre 152: 1-167, Taf. 1-25, Bordeaux. FAURA YSans, M. (1917): Caracterizacıön de la faune Bryozoaria del Maestrichtiense en el Monte Perdido (Pireneos centrales) del Alto Aragön. — Sociedad Espanola de Historia natural 17, 191-194, Madrid. FAVORSKAJA, T. A. (1980a): Neue spätkretazische Bryozoen aus Turkmenistan. — In: Neue Arten fossiler Pflanzen und Inver- tebraten der USSR. Paläont. Institut, Akad, d. Wissensch. der USSR; Wissensch. Arbeitsgr. über Probleme, Wege u. Ge- setzmäßigkeiten historischer Entwicklung pflanzlicher und tierischer Organismen. 5: 47—49, Taf. 15. (russisch), Moskau. — — (1980b): Bestand und Verteilung cheilostomer Bryozoen im Maastricht des östlichen Turkmenistan und des westlichen Usbekistan. — Bull. d. Moskauer Vereinigung der Naturfor- scher, Abt. Geologie 1980, 55: 70-75. (russisch), Moskau. FISCHER, J. Cl. (1970): Revision et essai de classification des Chaete- tida (Cnidaria) postpaleozoiques. - Ann. Paleont. Inverte- bres, 56: 1-72, 35 Fig. (151-220), Taf. A-F, Paris. FRENEIX, $. (1960): Lamellibranches du Cretace superieur de France. (Protobranches, Prionodontes, Dysodontes [Pars]). - Comp- tes rendus du Congres des departements, tenu ä Dijon 1959. Section des Sciences, Colleque sur le Cretace frangais 1959: 175-248, Paris. FRIEG, Cl. (1980): Paläogeographische und ökologische Bedeutung von Korallenfaunen des Untercenoman und Unterturon am Kassenberg bei Mülheim/Ruhr. — Paläont. Z. 56, 1/2: 19-37. 4 Abb, Stuttgart. GILLARD, P. A. (1939): Sur la presence de Bryozoaires dans le ‚,pile marin‘ de la Vienne. -C.R. Soc. G&ol. de France, 5. ser. 9: 86-89, Parıs. — — (1940): Sur les Bryozoaires n&ocretaces des environs de Royan. 1. Cheilostomata. -C. R. somm. Soc. geol. de France 5. ser. 10: 14-16, 2. Cyclostomata: 59-61, Paris. — — (1942): Sur la stratigraphie des calcaires cretaciques de la foret de Touvois. -C. R. Soc. geol. de France, 5. ser. 12: 78-79, Parıs. GoLDFUSS, G. A. (1820-1833): Petrefacta Germaniae. — I. 1826, pt. I: 1-76, Taf. 1-25; 1829; pt. II: 77-164, Taf. 26-50; 1831, pt. III: 165-240, Taf. 51-71; 1833 pt. IV: 241-252, Düsseldorf. II. Auflage (mit anderer Paginierung!) Leipzig 1862). GORSEL, J. T. van (1973): Helicorbitoides from southern Sweden and the origin of the Helicorbitoides — Lepidorbitoides lineage. — Koninkl. Nederl. Akad. van Wetenschappen. Proceedings, Ser. B, 76, 4: 273-286. 4 Taf., Amsterdam. — — (1973 a): The type Campanian and the Campan-Maastrichtian boundary in Europe. Geol. en Mijnbow. 52, 3: 141-146. GREGORY, J. W. (1899): Catalogue of the Fossil Bryozoa in the De- partment of Geology. — Brit. Museum (Nat. History), the Cretaceous Bryozoa. 1: 1457, 64 Abb., 17 Taf., London. — — (1909): 2.: 1-346, 75 Abb., 9 Taf., London. GUMBEL, C. W. (1868): Geognost. Beschreibung des Ostbayerischen Grenzgebirges. — 968 S., 5 Karten, Gotha. HAGENOW, F. v. (1839-1840): Monographie der Rügenschen Krei- de-Versteinerungen. Abt. 1, Phytolithen und Polyparien. — Neues Jb. f. Min. 1839: 253-296, Taf. 455. Abt. 2: 643-649, Taf. 9 (1840), Stuttgart. HAGENOW, Fr. v. (1851): Die Bryozoen der Maastrichter Kreidebil- dung. — 1-111, Taf. 1-12, Cassel 1851. HENNIG, A. (1892): Studier öfver Bryozoerne i Sveriges Kritsystem I. Cheilostomata. - Lunds Univ. Ärskrift, 28: 1-48, Taf. 1-2, Lund. — — (1894): II. Cyclostomata. - Lunds Univ. Ärskrift, 30: 1-46, 25 Fig., Lund. HILTERMANN, H. (1941): Ein litorales Paläozän in Norddeutschland. — Z. deutsch. Geol. Ges. 93, 6: 250-269, Taf. 8-9, Stuttgart. HINTE, J. E. van (1966): Orbitoides from the Campanian type sec- tion. Pt. I-II. - Koninkl. Nederl. Akad. van Wetensch. Am- sterdam. Proceedings, Ser. B, 69, 1:79-110, 14 Fig., 18 Tab., 2 Taf., Amsterdam. — — (1979): The Coniacian, Santonian and Campanian Stratoty- pes. — Lethaea 12: 183-186, Oslo. JELETZKY, J. A. (1948): Zur Kenntnis der Oberkreide der Dnjepr- Donetz-Senke und zum Vergleich der russischen borealen Oberkreide mit derjenigen Polens und Nordwesteuropas. — Geol. Fören. Förhandl. 70: 4: 583-602, Stockholm. JınG-ZHI YANG & LIN-HUANG Lu (1981): Geographical and strati- graphical distribution of Permian Bryozoa in China. — Recent and Fossil Bryozoa. LARWOOD, G. P. & NIELSEN, Cl. (Edi- tors): 305-307, 3 Fig., Fredensborg. KAUFFMAN, E. (1973): Cretaceous Bivalvia. — In: Atlas of Palaeo- geography. HALLAM, A. (Editor). Elsevier Scientific Publis- hing Company: 353-383, 10 Fig., Amsterdam - London — New York. KuURn, ©. (1930): Das Danien der äußeren Klippenzone bei Wien. — Geol. u. Paläont. Abh., N. F. 17, 5: 495-576 (1-83), Jena. LARWOOD, G. P., MEDD, A. W., OWEN, D. E. & TAVENER-SMITH, R. (1967): Bryozoa. - In: HARLAND, W.B. etal. „The Fossil Record“. - Geol. Soc. of London: 379-395, London. LECOINTRE, M. G. (1960): Le Turonien dans sa region type: La Tou- raine-Comptes rendus du Congres des societes savantes de Pa- ris et des departements tenu ä Dijon 1959. Section des Scien- ces. Colloque sur le Cretac& superieur frangais: 415423, 3 Fig., Paris. LEVINSEN, G.M.R. (1925): Undersoegelse over Bryozoerne in den Danske Kridtformation. — NIELSEN, K. B. & MORTENSEN, Th. (Editors). Kgl. Danske Videnskabs Selskabs Skrifter, Na- turvidensk. ogMathem. Afd. 8, Raekke7, 3: 1-165 (283445), 28 Fig., Taf. 1-8, Kopenhagen. LEYMERIE, A. (1851): M&moire sur un nouveau type Pyreneen paral- lele ä la craie proprement dite. - Mem. Soc. G£ol. de France, ser. 2, vol. 4, 3: 177-202. Taf. 9-11, Paris. MaRrsson, Th. (1887): Die Bryozoen der weißen Schreibkreide der Insel Rügen. — Paläont. Abhandl. 4, 1: 1-112, Taf. 1-10, Ber- lin. MARYANSKA, T. (1969): Bryozoa from the Uppermost Maastrichtian and Palaeocene Deposits of the Middle Vistula Gorge near Pu- lawy.— Prace Muzeum Ziemi 14: 85-129, Taf. 1-13, Warsza- wa. 335 MENORVAL, E. Basse de (1960): Le domaine d’influence boreale. — Colloque sur le cretace superieur frangais Sous-section de Geologie. Section des Sciences. 84. Congres des sciences sa- vantes a Dijon: 799-814, Dijon. MIDDLEMISS, F. A., RAwsoN, P. F. & NEWALL, G. (1971): Faunal provinces in space and time. — Liverpool, See House Press: 1-236, Liverpool. MOERı, E. (1977): Oberkretazische Schelfsedimente in den Zentral- pyrenäen zwischen Rio Segre und Llobregat. — Eclogae Geo- logicae Helvetiae 70, 1: 193-234, 11 Fig., Taf. 1-2, Basel. MORET, L. (1938): Contribution ä la Paleontologie des couches creta- cees et eocenes du Massif sud de l’Atlas de Marrakech. — Ser- vice des Mines et de la carte geol. du Maroc, M&m. 49: 1-76, Taf. 1-12, Rabat. MORRIS, P. A. (1979): Pacific coast Celleporina GRAY (1848). — Fos- sil and Recent System. Association Spec. Vol. 13: „‚Advances in Bryozoology“: 467490. LARWOOD, G. P. & ABBOTT, M. B. (Editors), Acad. Press, London and New York. NEUMANN, M. (1980): Observations micropaleontologiques A pro- pos du Campanien et du Maestrichtien.-N. Jb. Paläont. Mh. 7: 417427, Stuttgart. NOVAK, ©. (1877): Die Bryozoen der böhmischen Kreideformation. — Denkschr. Kais. Akad. Wissensch. Wien, 37, 2: 79-118, Taf. 1-10, Wien. ORBIGNY, A. d’ (1851-1854): Pal&ontologie francaise, Terrain Creta- ce, T. 5 Bryozoaires: 1-1192, 200 Taf., Paris. PERON, A. (1889-1890): Description des mollusques fossiles des ter- rains cretaces de la region sud des Hauts-Plateaux de la Tuni- sie, recueillis en 1885 et 1886 par M. Phil. THOMAS. — Explora- tion scientifique de la Tunisie S. 1-405, 31. Taf., Paris. PLAZIAT, J. Cl. (1981): Late Cretaceous to late Eocene palaeogeogra- phic evolution of southwest Europe. — Palaeogeography, Pa- laeoclimatology, Palaeoecology 36: 263-320, 24 Fig., Am- sterdam. PoCTa, F. (1892): O Mechovkäch z. Korycanskych vrstev pod Kan- kem u Kutne Hory. - Ceskä Akad. Cisare Frant. Josefa: 1-40, Taf. 14, (mit deutschem Text), Prag. PoUYET, $. & DaviD, L. (1979): Revision systematique du genre Ste- ginoporella SMITT, 1873 (Bryozoa Cheilostomata). — Geobios 12, 6-7: 763-817, 9 Fig., 4 Taf., Lyon. PRANTL, F. (1938): Lower Turonian Bryozoa from Predboj (Bohe- mia). - Rozpravy statniho geologicke bo Ustavu. 8: 1-71, Taf. 1-2. (Tschechisch mit engl Text.), Prag. Reuss, A. E. (1845-1846): Die Versteinerungen der böhmischen Kreideformation. Abt. I. 1845: 1-58, Taf. 1-13. Abt. II. 1846: 59-148, Taf. 14-51, Stuttgart. — — (1854): Beitr. zur Charakteristik der Kreideschichten in den Ostalpen, besonders im Gosauthale und am Wolfgangsee. — Denkschrift Kais. Akad. d. Wissenschaften, Wien, 7: 158 S., 31 Taf. (Bryoz. $. 133-138). Taf. 28, Wien. — — (1872): Die Bryozoen des unteren Quaders. - In: H. B. GEI- NITZ, Das Elbthalgebirge in Sachsen. I. Teil: Der untere Qua- der. — Palaeontographica 20, 1: 97-144, 10 Taf., Cassel. — — (1874): Die Foraminiferen, Bryozoen und Östracoden des Pläners ebenda. II. Teil: Der mittlere und obere Quader. — Pa- laeontographica 20, 2: 73-157, Taf. 20-28, Cassel. Ross, J. R. P. (1979): Permian Ectoprocts in Space and Time. - In: Historical Biogeography, Plate Tectonics and the Changing Environment. GRAY, J. & BOUCOT, A. J. (Editors), Oregon State Univ. Press: 259-276, Corvallıs. — — (1978): Biogeography of Permian Ectoproct Bryozoans. — Pa- laeontology 21, 2: 341-356, 5 Fig., London. — — (1981a): Late Palaeozoic ectoproct Biogeography. Recent and Fossil Bryozoa. LARWOOD, G. P. & NIELSEN, Cl. (Editors): 213-220, 3 Fig., Fredensborg. — — (1981 b): Biogeography of Carboniferous ectoproct Bryozoa. Palaeontology 24, 2: 313-341, 10 Fig., London. Ross, Ch. & Ross, J. R. P. (1981): Biogeographical influences on late Paleozoic faunal distributions. — Recent and Fossil Bryozoa. LARWOOD, G. P. & NIELSEN, Cl. (Editors): 199-212, 8 Fig., Fredensborg. SCHOPF, Th. J. M. (1970): Taxonomic diversity gradients of ecto- procts and Bivalves and their geol. implication. — Geol. Soc. Am. Bull. 81: 3765-3768, Chicago. 336 — — (1973): Ergonomics of Polymorphism: Its Relation to the Co- lony as the Unit of Natural Selection in Species of the Phylum Ectoprocta. In: Animal Colonies, BOARDMAN, R. $., CHEE- THAM, A. H. & OLIVER, W. A. (Editors): 247-294, Strouds- burg. — — (1979): The Role of Biogeographic Provinces in Regulating Marine Faunal Diversity through Geological Time. In: Histo- rıcal Biogeography, Plate Tectonics and the Changing Envi- ronment. GRAY, J. & BOUCOT, A. J. (Editors), Oregon State Univ. Press: 449-457, Corvallıs. SERONIE-VIVIEN, M. (1972a): Les Biozones du Senonien en Aqui- taine septemtrionale. - Bull. Soc. linneenne de Bordeaux, 2, 1: 20-24, 1 Taf., Bordeaux. — — (19726): Contribution & l’etude du Senonien en Aquitaine septentrionale. Ses Stratotypes: Coniacien, Santonien, Cam- panien.- Comite frangais de Stratigraphie. Centre National de la Recherche scientifique: 195 S., 44 Fig., Paris. STEFANI, de, C. (1913): Fossili della creta superiore raccolti da Mi- chele Storza in Tripolitania. — Palaeontologica Italica 19, Pisa. TRUMPER, E. (1970): Die Großforaminifere Lepidorbitoides SILVE- STRI aus Bohrungen westlich Berlin und damit verbundene stratigraphische Probleme der höheren Oberkreide. — Jahrb. f. Geol. 1967: 251-273, Berlın. UBAGHS, J. G. (1865): Die Bryozoen-Schichten der Maastrichter Kreidebildung. - Nat. Hist. Ver. Preuss. Rheinlande u. West- falen 22: 31-62, Taf. 2-3, Bonn. VISKOVA, L. A. (1972): Late Cretaceous cyclost. Bryozoa of the Wolga-river region and the Crimea. (russisch). - Academy of Sciences of the USSR. Transactions of the Palaeontological In- stitute 132: 1-36, Taf. 1-18, Moskau. VOIGT, E. (1924): Beiträge zur Kenntnis der Bryozoenfauna der sub-herzynen Kreidemulde. — Paläont. Z. 6, 2: 93-173, 192-247, 11 Fig., Taf. 3-8, Stuttgart. — — (1928): Bryozoen aus dem Gosauvorkommen am Taubensee bei Kössen in den Nordtiroler Kalkalpen. - Centralbl. f. Min. etc. 1928, Abt. B, 7: 443-448, Stuttgart. — — (1949): Cheilostome Bryozoen aus der Quadratenkreide Nordwestdeutschlands. — Mitt. Geol. Staatsinstitut Hamburg 19: 1-49, Taf. 1-11, Hamburg. — — (1951): Das Maastricht-Vorkommen von Ilten bei Hannover und seine Fauna, mit besonderer Berücksichtigung der Groß- foraminiferen und Bryozoen. — Mitt. Geol. Staatsinstitut Hamburg 20: 15-109, 10 Taf., Hamburg. — — (1957): Bryozoen aus dem Kreidetuff von St. Symphorien bei Ciply (Ob. Maastrichtien). - Bull. Inst. royal des Sciences nat. de Belgique. 33, No. 43: 148, Taf. 1-12, Bruxelles. — — (1960): Bryozoen und andere benthonische Kleinfossilien aus dem Liechtensteiner Kreideflysch. - Abh. deutsche Akad. der Wissenschaft, Berlin Kl. III, 1:225-234. Taf. 2, (KRAUS-Fest- schrift), Berlin. — — (1962): Oberkreidebryozoen des Europäischen Teils der UdSSR und einiger anliegender Gebiete. — Verlag Moskauer Universität: 1-66, Taf. 1-28 (russisch), Moskau. — — (1963): Orbitoidenführendes Kieselgestein als nordisches Ge- schiebe aus der Umgebung von Hamburg. (Ober-Maastrichti- en, Obere Kreide.) Zur Paläoklimatologie der Oberkreide. — Geol. Jb. 80: 495-512, 2 Taf., Hannover. — — (1964): Zur Temperatur-Kurve der oberen Kreide in Europa. — Geol. Rdsch. 54: 270-317, 12 Abb., Stuttgart. — — (1967): Oberkreide-Bryozoen aus den asiatischen Gebieten der UdSSR. - Mittl. Geol. Staatsinstitut Hamburg 36: 5-95, 2 Abb., Taf. 1-34, Hamburg. — — (1968): On the Cretaceous age of the so-called Jurassic Chei- lostomates Polyzoa (Bryozoa). A contribution to the know- ledge ofthe Polyzoa-Fauna of the Maastrichtian in the Coten- tin (Manche). — Bull. of the Brit. Museum (Nat. History). Geology 17, 1: 1-45, 2 Fig., Taf. 1-8, London. — — (1973): Bryozoen aus dem Santon von Gehrden b. Hannover. I. Cyclostomata. — Ber. Naturhist. Ges. 117: 111-147, Taf. 7-14, Hannover. — — (1975): Bryozoen aus dem Campan von Misburg bei Hanno- ver. - Ber. Naturhist. Ges. 119: 235-277, Taf. 1-6, Hanno- ver. — — (1977): Infundibulipora huckriedei n. sp. (Bryoz. Cyclosto- mata) from the Upper Cretaceous of Iran and western Europe. (With remarks on the genus Infundibulipora BROOD 1942. — J. Palaeont. Soc. India, 20: 230-236 (for 1975), Lucknow. — — (1979 a): Bryozoen der Kunrader Schichten in Süd-Limburg. — Grondboor en Hamer 33, 2: 33-88, Taf. 1-14. Oldenzaal. — — (1979 b): Vorkommen, Geschichte und Stand der Erforschung der Bryozoen des Kreidesystems in Deutschland und benach- barten Gebieten. In: Aspekte der Kreide Europas. JUGS Series A, 6: 171-210, 7 Abb., 1 Tab., Stuttgart. WANNER, J. (1902): Die Fauna der obersten weißen Kreide der liby- schen Wüste. — Paläontographica 30. II. 1883-1903: 91-152. Tab. 13-19, Stuttgart. Weiss, W. (1982): Planktonische Foraminiferen aus dem Cenoman und Turon von Nordwest- und Süddeutschland. - Palaeonto- graphica A, 178: 49-108, 9 Abb., 6 Taf., Stuttgart. WIEDMANN, J., BUTT, A. & EINSELE, G. (1982): Cretaceous strati- graphy, environment and subsidence, history atthe Moroccan continental margin. —- In: Geology of the Northwest African Continental Margins, v. RAD, V., HINZ, K., SARNTHEIM, M. & SEIBOLD, E. (Eds.): 366-395, 18 Fig., Berlin, Heidelberg, New York. WIESEMANN, G. (1963): Untersuchungen an der Gattung Beisselina Canu 1913 und ähnl. Bryozoen (Maastrichtien, Danien, Montien). — Mitt. Geol. Staatsinstitut Hamburg 32: 5-70, Taf. 1-12, Hamburg. ZUFFARDI-COMERGCI, R. (1927): Fauna del ne-cretacio della Tripoli- tanıa. — Bolletino del R. Uffic. Geolog. d’Italia 52, 12: 11(1)-28(12), Roma. Bemerkungen zu den Tafelerklärungen: Die Originale zu den Figuren befinden sich, soweit nicht anders angegeben, in der Coll. VoıGr des Geologisch-Paläon- tologischen Instituts und Museums der Universität Ham- burg. Die Nummern beziehen sich zugleich auf den Photoka- talog der Coll. Voıcr. Die Genusnamen, unter denen die Art zuerst beschrieben wurde, sind in eckigen Klammern [ ] hinzugefügt. Die mit * versehenen Figuren sind REM (Scan)-Aufnah- men. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 6-11.* Tafel I Südarten (Cheilostomata) „„Flustrina“ spatulata D’ORBIGNY. Bruchstück des bilamellären Zoariums, die kleinen paarigen Avicularien zwischen den Aperturae und vereinzelte große interzooeciale Avi- cularıen zeigend. Santonium, Vendöme (Loir-et-Cher, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9638, X 20. Coscinopleura lamourouxi (v. HAGENOW) [Eschara], bilamelläres Bruchstück, die kleinen Cavernen zwischen den Zooecien und die randlichen,*schlecht sichtbaren Vibracularien zeigend. Ob. Maastrichtium, Olazagutia (Navarra, Spanien). Coll. VOIGT Nr. 9623, x 20. Micropora undata (D’ORBIGNY) [Vincularia] Zylindrisches Bruchstück. Santonium, Vendöme (Loir-et-Cher, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY Nr. 7750, Mus. d’Histoire Naturelle, Paris. X 20. Rhynchotella') frondosa (D’ORBIGNY) [Flustrella]. Bilamelläres Bruchstück, mit kleinen frontalen Avicularien und großen randlichen Avicularien, die den gezackten Rand bilden. Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY Nr. 7852, Mus. d’Histoire Naturelle, Paris, X 20. Onychocella eryx (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück. Turonium, Martigues (Bouches du Rhone, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY Nr. 7881, Mus. d’Histoire Naturelle, Paris, X 20. Heteroconopeum janieresiense (CANU) [Membranıpora]. Fig. 6. Längsschnitt des zylindrischen multilamellären Zoariums, das achsiale Bündel großer Zooecien, umgeben von den äußeren Lagen der kleinen Zooecien, zeigend Coll. VOIGT Nr. 9705, X 10. Fig. 7. Distal-Ende des Zoariums, die großen Zooecien der Achse zeigend. Coll. VOIGT Nr. 9717, x 18. Fig. 8. Ähnliches Exemplar mit den großen inneren Zooecien. Coll. VOIGT Nr. 9720, x 20. Fig. 9. Bruchstück mit den kleinen äußeren Zooecien. Coll. VOIGT Nr. 9727, x 20. Fig. 10. Querschnitt eines jungen Zoariums, die großen Zooecien des achsialen Bün- dels umgeben von der ersten äußeren Lage kleiner Zooecien. Coll. VOIGT Nr. 9704, x 45. Fig. 11. Querschnitt eines alten Zoariums mit vielen äußeren Zooecienlagen. Coll. VOIGT Nr. 9635, X 30. (Fig. 6, 8-11 Ob. Turon, La Chartre sur le Loir; Fig. 7 Ob. Turon, Souge£ (Loir-et-Cher, Frankreich)). Taenioporina arachnoidea (GOLDFUSS) [Eschara]. Ausschnitt des bilamellären Zoariums mit zahlreichen Ooecien. Ob. Maastrichtium, Maastricht. Holotypus. Coll. Paläont. Institut Universität Bonn, x 20. Onychocella danae (D’ORBIGNY) [Eschara] Teilansicht des bilamellären Zoariums mit einigen Avicularien. Holotypus. Coll. D’ORBIGNY Nr. 7847, Mus. d’Histoire Naturelle Parıs. Coniacıum, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich), X 20. ') Das von CAnU (1900) eigens für diese Art errichtete Genus (Subgenus) Rhynchotella wird für diese eigenartigen bilamellären Formen hier vorerst beibehalten und nicht als Synonym der rezenten Gattung Rhamphonotus NORMAN 1894 (BASSLER 1953 im Treatise S. G 166) angesehen, die auch keine großen, den gezackten Rand bildende Avicularien besitzt. Zitteliana 10, 1983 Tafel 1 Fig. Fig. Fig. Fig. 11:3 Tafel 2 Südarten (Cheilostomata) Onychocella girondina (D’ORBIGNY) [Eschara].Bilamelläres Bruchstück mit Ooecien und Avicularien. Ob. Campanium, Royan (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9631, X 20. Onychocella cyntia (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück mit Avicularium oberhalb der Mitte. Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Holotypus. Coll D’ORBIGNY, Paris, Nr. 7842, x 20. Onychocella aegon (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück mit Avicularien und Ooecien. Coniacium, Villedieu (Indre-et-Loire, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 4534, X 20. Onychocella aegle (D’ORBIGNY) [Eschara]. Fig. 4. Bilamelläres Bruchstück mit kleinen Avicularien, X 15. Fig. 5. Vergrößerter Ausschnitt mit Avicularium, X 50. Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9626. Frurionella polymorpha (D’ORBIGNY) [Flustrella]. Fig. 6-7. Verschiedene Ansichten des bilamellären Zoariums mit kleinen frontalen Avicularien. are Fig. 6. Coll. VOIGT Nr. 9630, X 20. Fig. 7. Coll. VoIGT Nr. 9702, x 36. Fig. 8. Innenansicht der Zooecien, die massive Frontalwand zeigend. Ob. Campa- nium, Royan, (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9725, X 50. Euritina welschi Canu. Bilamelläres Zoarium mit Avicularien und Ooecien. Ob. Turon, Bois de Gareau (Sarthe, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9629, x 20. Stichopora clypeata v. HAGENOW. Oberseite des schildförmigen Zoariums. Ob. Maastrichtium, St. Pietersberg b. Maastricht (Niederlande). Coll. VOIGT Nr. 9703, x 20. Biflustra regularis D’ORBIGNY. Bilamelläres Bruchstück. Campanium, Brossac (Charente, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9722, x 20. Zitteliana 10, 1983 Voigt, E. Tafel 2 Fig. 115% Fig. 2- 3.* Fig. 4. Fig. 5- 6.* Fig. % Fig. 8- 9.* Fig. 10.* Fig. 11. Fig. 12-14. Fig. 15. Fig. 16-17. Tafel 3 Südarten (Cyclostomata) Meliceritites royana WATERS. Mit spitzem Avicularium unterhalb der Bildmitte. Coniacium, Villamartin (Burgos, Spanien). Coll. VOIGT Nr. 9622, x 25. Meliceritites magnifica (D’ORBIGNY) [Multelea] Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Fig. 2 Coll. VOIGT Nr. 9628, x 12; Fig. 3, X 25. Foricula pyrenaica D’ORBIGNY. Cenomanium, Source salee bei Rennes les Bains, (Audes Frankreich), Holotypus, Coll. D’ORBIGNY, Mus.d’Histoire Naturelle Paris, Nr. 6566, X 12. Idmonea dorsata v. HAGENOW. Ob. Maastrichtium, Olazagutia (Navarra, Spanien). Fig. 5 Frontalansicht, Fig. 6 Dorsal- ansicht. Coll. VOIGT Nr. 9618 au. b, X 12. Unicytis falcata D’ORBIGNY. Coniacium, Joue-les-Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Lateralansicht. Coll. VOIGT, Nr. 4453, x 12. Diplodesmopora opposita CANU & BASSLER. Fig. 8 Frontalansicht X 25; Fig. 9 Lateralansicht, die gut erhaltenen, weit abstehenden Faszikel zeigend X 20; Coniacium, Tours (Indre et Loire, Frankreich). Coll. VOIGT, Nr. 9627. Zonopora spiralis (GOLDFUSS) [Ceriopora]. Ob. Campanium, Royan (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT, Nr. 9624, x 12. Filicea rhomboıdalis D’ORBIGNY. Santonium. Les Roches (Loir-et-Cher, Frankreich). Holotypus. Coll. D’ORBIGNY, Mus. d’Histoire Naturelle, Parıs, Nr. 8378, x 12. Idmidronea ramosa (D’ORBIGNY) [/dmonea] (= Idmonea macılenta v. HAGENOW). Ob. Maastrichtium, Grube Curfs, Gem. Berg b. Maastricht (Niederlande). Fig. 12* Lateralansicht, Coll. VOIGT, Nr. 9723, x 20. Fig. 13 Frontalansicht mit Gonozoid. Coll. VOIGT, Nr. 9724, X 12. Fig. 14 Basis mit Gonozoid, Coll. VOIGT, Nr. 4165, X 12. Retecava clathrata (GOLGFUSS) [Retepora]. Ob. Maastrichtium, Maastricht (Niederlande). Holotypus, Coll. Paläont. Inst. Univ. Bonn, X 12. Spirentalophora ligeriensis (D’ORBIGNY) [Spiropora]. Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Fig. 16 Dichotomes Stück; Coll. VOIGT Nr. 5498, x 12. Fig. 17_ Fragment mit Gonozoid. Coll. VOIGT Nr. 4700, x 12. (Fig. 16-17 nach VOIGT & FLOR 1970). Zitteliana 10, 1983 15 Tafel 3 Fig. Fig. Ei 8 Fig. Fig. :.9=12: Tafel 4 Nord-Arten (Cheilostomata) Onychocella pockrandti VOIGT, bilamelläres Zoarium, die spitzen Avicularien und einige Oecien zeigend. Unt. Maastrichtium, Grube Saturn b. Kronsmoor (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9706, x 20. Onychocella decipiens VOIGT. Fig. 2 bilamelläres Zoarium, X 20; Fig. 3 vergrößerter Ausschnitt, X 45, die punktförmigen Spinalmarken über der Apertura zeigend. Santonium, Grube Broistedt b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9634. Onychocella (?) quadrilatera VOIGT [Vincularia], dichothomes Bruchstück. Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 4558, X 20. Onychocella hermione BRYDONE, 2 schmale Bruchstücke mit spitzen Avicularien. Ob. Maastrichtium, Grube Saturn bei Kronsmoor (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9710, x 20. Solenonychocella hennigi VOIGT, Bruchstück des zylindrischen Zoariums mit kleinen Avicularien und ringförmig die Opesien umgebenden Cavernen. Ob. Maastrichtium, Hemmingslycke (Schonen, Schweden). Coll. VOIGT Nr. 9633, X 20. Woodipora disparilis (D’ORBIGNY) [Vincularia], mit großen spitzen Avicularien. Ob. Campanium, Vigny b. Paris (Seine et Oise, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9711, x 20. Lunulites beisseli MARSSON. Scheibenförmiges Zoarıium mit schmalen Vibracularien am Anfang neuer Zooecienreihen. Unt. Maastrichtium, Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9715, X 15. Volviflustrellaria volvox (QUENSTEDT) [Cellepora]. Fig. 9* Teilansicht des spiral eingerollt gewachsenen kugeligen Zoariums. Coll. VoIGT Nr. 9714, x 20. Fig. 10-11 Zoarien nat. Größe. Fig. 10, Coll. VOIGT Nr. 8816; Fig. 11 Coll. VOIGT Nr. 8817 Fig. 12 Zoarium aufgebrochen, im Inneren ein Eisen-Erzgeröll als Substrat zeigend. Santonium, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 8818, x 1. Stichopora pentasticha v. HAGENOW, schildförmiges Zoarium, Oberseite. Ob. Maastrichtium, Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 4495, X 20. Pnictoporopsis pontifera VOIGT. Fig. 14 schlecht erhaltenes Bruchstück, X 14; Fig. 15 Bruchstück mit erhaltener Brücke über der Apertura, X 15. Unt. Campanium, Grube Breitenburg b. Lägerdorf (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9718 u. 9730. Columnotheca cribrosa MARSSON. Altes zylindrisches Stämmchen mit von kleinen Heterozooecien inkrustrierter Stockoberfläche. Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 9729, X 20. Beisselinopsis marginata (v. HAGENOW) [Eschara]. Fächerförmiges bilamelläres Zoarium. Unt. Maastrichtium, Rügen (DDR). Coll. VOIGT Nr. 9712, x 20. Zitteliana 10, 1983 16 Voigt, E. Tafel 4 Fig. 1 Fig. 2 Fig. 3 Fig. 4 Fig. 5- 7.* Fig. 8-11. Fig. 12 Fig. 13 Fig. 14-15. Fig. 16-18. Tafel 5 Nord-Arten (Cyclostomata) Clinopora lineata (BEISSEL) [Entalophora], die charakteristische Längsstreifung zeigend. Ob. Campanium, Basbek b. Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9707, x 35. Pachyteichopora verrucosa (ROEMER) [Pustnlopora], die charakteristischen Warzen und die Granulation der Stockoberfläche zeigend. Santonium, Broistedt b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9625, X 15. Sulcocava sulcata D’ORBIGNY (forma cristata D’ORBIGNY). Santonıum Vendöme (Loir et Cher, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9636, x 25. Canalipora articulata (v. HAGENOW) [Ceriopora], Aperturae durch Diaphragmen ver- schlossen. Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 9701, x 20. Kvarnbyella ornata (REUSS) [Fılisparsa], die feine Längsstreifung zeigend. Ob. Campanium, Gr. Alsen b. Lägerdorf (Holstein). Fig. 5-6 Frontalseite; Fig. 7 Dorsalseite Coll. VOIGT Nr. 9728, 9719 und 9709. Fig. 5 x 20, Fig. 6 x 25, Fig. 7 x 30. „„Fasciculipora “ hustedti VOIGT. 4 pilzförmige Zoarien; Fig. 8- 9 vonder Unterseite, 10-11 in Seitenansicht, Fig. 9-11 die Knospung mehrerer Subkolonien zeigend. Santonium, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen), ca. X 2,5. Ceriocava incrustata (ROEMER) [Escharites]. Santonıum, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 4464 II, x 7. Petalopora arasloevensis BROOD, Mesoporen zwischen den Aperturae zeigend. Ob. Campanıum, Hemmingslycke (Schonen, Schweden). Coll. VOIGT Nr. 9720, X 20. Spiropora verticıllata (GOLDF.) [Ceriopora]. Fig. 14 in der Mitte das sich in 2 Arme teilende Gonozooid mit Ooeciostom zeigend. Santonıum, Hannover. Coll. VOIGT Nr. 3633, X 25. Fig. 15 Querschnitt des zylindrischen Stämmchens, an der Peripherie das rings um das Zoarıum ziehende, aufgebrochene Gonozooid zeigend. Ob. Maastrichtium, Maastricht. X 12, (Nach VOIGT & FLOR 1970). Spiropora suecica VOIGT & FLOR. Fig. 16 Gegabeltes dickes Stämmchen, Holotypus. Coll. VOIGT Nr. 5338, X 12. Fig. 17_ verdicktes Distal-Ende mit aufgebrochenem, um das Stämmchen ziehendem Gonozooid. Coll. VOIGT Nr. 5340, x 12. Fig. 18 Mit Heterozooecien zwischen den Wirteln der Aperturae. Coll. VOIGT Nr. 5186, x 12. Ob. Campanium, Hemmingslycke (Schonen, Schweden), sämtlich X 12. (Fig. 16-18 nach VOIGT & FLOR 1970), X 12. Zitteliana 10, 1983 Te a a EZ München, 1.Jal 198 ISSN 0373 _9027 349 Trends in Early Cretaceous clay mineralogy in NW Europe CHRISTOPHER PETER SLADEN“) With 12 text figures and 1 table ABSTRACT Distinct trends occur in the clay mineralogy of fine-grained sediments from the Portlandian to Aptian in NW Europe. In many instances, these trends reflect variations in the weathe- ring conditions that existed in the source-areas and can be used to help reconstruct the source-area environment. The following general trend in clay mineralogy can be recognised in most areas of NW Europe. From the Portlandian, through the Berriasian and into the Valanginian, kaolinite increases in abundance whilst the mixed-layer minerals decrease and change in composition. This reflects a transition in the sour- ce-areas from low relief beneath a hot semi-arid climate, to- ward relatively high (re-emphasised relief) beneath a warm humid-temperate climate. The soils and saprolites changed from alkaline and poorly-leached (‘pedocals’) to acid and well-leached (‘podsols’). From the Hauterivian, through the Barremian and into the Aptian, kaolinite gradually declines whilst the mixed-layer minerals increase and their composi- tion again changes. This trend reflects gradual submergence of the land-masses beneath shallow shelf-seas which effectively lowered source-arearelief, so making leaching less severe, and also perhaps in part a climatic amelioration. KURZFASSUNG In den feinkörnigen Sedimenten des Portland bis Apt in NW Europa lassen sich Unterschiede in der Zusammenset- zung der Tonminerale feststellen. Solche Entwicklungsten- denzen spiegeln öfters die Verwitterungsbedingungen in den Ursprungsgebieten wider und helfen bei der Rekonstruktion ihrer Umweltsbedingungen. Folgende Veränderungen und allgemeine Entwicklungstendenzen in der Tonmineralogie können in den meisten Gebieten NW Europas aufgezeigt werden: Vom Portland, während des Berrias bis in das Va- langin wächst der Gehalt an Kaolinit, während die Wechsel- schicht-Minerale (“mixedlayer minerals”) abnehmen und ihre Zusammensetzung ändern. Die zeigt den Übergang von einem flachen Relief unter heißem semiariden Klima zu einem relativ ausgeprägten Relief unter warmem, feuchttemperier- tem Klima an. Die Böden und Verwitterungsdecken wechsel- ten von alkalisch und schwach ausgelaugt (“pedocals”) zu sauer und stark ausgelaugt (“podsols”). Vom Hauterive, durch das Barreme bis in das Apt nimmt der Kaolit allmählich ab, während die Wechselschicht-Minerale zunehmen und auch in der Zusammensetzung sich verändern. Diese Ent- wicklung zeigt stufenweises untertauchen vom Land unter ei- nem flachen Schelfmeer an, dies hatte eine Verflachung des Reliefs im Ursprungsgebiet zur Folge; so wird die Auslau- gung abgeschwächt. Vielleicht steht hiermit auch eine Kli- ma-Verbesserung im Zusammenhang. INTRODUCTION Clay minerals that have recently been transported and de- posited on continents, on continent margins and in the ocean basins frequently carry characteristics inherited from their source-areas. Often, there is a correlation between the sour- ce-area weathering environment and clay mineral assemblages *) C. P. SLADEN, BP Petroleum Development (UK) Ltd., Aberdeen AB2 OPB, Scotland. (WEIR et al. 1975; FEuILLET & FLEiscHEr 1980; Scott 1975). The weathering environment (or type of leaching that occurs) is the interactive result of the climate (particularly tempera- ture and rainfall), the topography, the types of vegetation and organisms, the parent rock composition and length of time involved. This paper examines the origins of clay minerals in the Early Cretaceous sediments of NW Europe with particu- lar emphasis on the weathering environment in source areas. Due to a coincidence of features, the weathering environment 350 can be deduced for sediments supplied to many areas e. g. Lower Saxony, the Weald and Wessex. Samples of clays and fine-grained silts from each of the areas studied (Fig. 1) have been analysed using X-ray diffrac- tion techniques which allow a precise identification and semi-quantification of the clay minerals present (SLADEN, 1980). Analysis of hundreds of samples coupled with the use of trends in relative clay mineral abundances prevents overin- terpretation of data which are known to be only semi-quanti- tative. Careful, reliable analyses are required because varia- tions in the assemblages, which are dominated by kaolinite, il- lite and mixed-layer minerals, are often quite subtle. The techniques used were designed to recognise these variations. TRANSPORT, DEPOSITION, DIAGENESIS AND RECENT WEATHERING FIG.1. SIMPLIFIED PALAEOGEOGRAPHY OF NW EUROPE KEY TO NUMBERS Moray Firth Central North Sea Yorkshire East Midlands Lower Saxony Bornholm Wessex Weald Boulonnais Mons Pays de Bray EN = OO NO U BRUWN —+ _ m Haute Marne IN THE EARLY CRETACEOUS AND AREAS WHERE THE SEDIMENTS HAVE BEEN STUDIED PARAMETERS INDICATING DIAGENETIC GRADE ıllite sharpness ratio %o 2M ıllite polymorph maxımum buria temperature DIAGENETIC erystallinity index 31 |11 11/40 YORKSHIRE 25 11:38 45 BORNHOLM BOULONNAIS TABLE 1. DIAGENETIC GRADE OF EARLY CRETACEOUS FINE-GRAINED SEDIMENTS FOR VARIOUS AREAS OF OUTCROP IN NW EUROPE Unveiling the origins of clay minerals in clay sediments must proceed in a methodical order because they are extre- mely sensitive to environmental changes. The first feature to consider is the effect of recent weathering. Borehole samples and fresh outcrop samples from similar horizons usually show similar assemblages even of very sensitive mixed-layer minerals and this indicates that there is little alteration occur- ring near the surface (full discussion in SLADEN, 1980). The next effect to consider is diagenesis. Various parame- ters of the illites and mixed-layer illite-smectites, together with organic maturation levels, indicate an immature diagene- tic grade and thus little alteration due to burial (Table 1). Cal- culating a maximum burial depth also indicates that condi- tions were not sufficient to alter the clay minerals (even with a high geothermal gradient). (Some alteration has occurred in the more deeply buried areas, particularly some parts of the North Sea, but these samples are not considered here). Early diagenesis has also left the clay minerals generally unaltered. Siderite ironstones formed prior to significant burial and hy- dromorphic gleys developed sphaeorsiderite and iron oxide ww un mottles but these horizons show little change in the clay mine- rals (SLADEN, 1980 & in press.). Rare volcanogenic horizons were transformed into smectite-rich bentonites (O’B Knox & FLETCHER, 1978). The various clay mineral assemblages that are found all oc- cur in fresh water, brackish and marine sediments and this in- dicates that halmrolysis did not markedly affect them during transport and deposition. Also, size-grading of the clay mine- rals during transport was very limited. This was because there were only small differences in the particle sizes of the kaolini- te, illite and mixed-layer minerals and also, the distance of transport was often very short (less than 500 km in many in- stances). The discussion above indicates that, in many samples, the clay minerals survived transportation, deposition and diage- nesis without significant modification to their structures or relative abundances. In these samples, the clay mineralogy must closely reflect the products of the weathering environ- ment in their source areas. NSSEMBEAGES-AND TRENDS’EREATED BY SOURCE-AREA WEATHERING In this, and the following sections, only the clay minera- logy of samples unaffected by transport, deposition and dia- genesis is considered. This mineralogy is taken to be the pro- duct of source-area weathering environments. GENERAL FEATURES Upward, from the late Portlandian through to the early Aptian, a distinct trend in clay mineral abundances occurs. From the late Portlandian into the Berriasian, kaolinite in- creases and mixed-layer minerals decrease. Kaolinite reaches a maximum during the late Berriasian and Valanginian and then from the Hauterivian onwards, kaolinite gradually declines and mixed-layer minerals increase. The decline in kaolinite content continues at least into the early Aptian. In areas where the sequence is fairly complete, the above trend is well-deve- loped (Figs. 2-5). In other areas, where the sequences are in- complete parts of the trend can still be recognised (Figs. 6-11). At the same time that the abundance of clay minerals was changing, so too was the nature of many clay minerals, parti- cularly the mixed-layers. Also, the various clay minerals ma- king up an assemblage often varied slightly from area to area across NW Europe and so this creates an ‘identify’ to many areas. These are described in more detail below. SOUTH OF THE ANGLO-BRABANT MASSIF The increase in kaolinite and decrease in mixed-layers du- ring the late Portlandian and Berriasian is very marked. The more complete sequences in the Wessex-Weald Basin show a rapid increase in kaolinite around the Jurassic-Cretaceous boundary (Fig. 2). As kaolinite increases through the Berria- sian, the mixed-layers decrease and change in character. In se- diments where kaolinite is scarce, the mixed-layer mineral is typically a 10-14Ä illite-smectite with fairly random inter- stratification. Where kaolınite is common or abundant, the main mixed-layer mineral is Al-hydroxy vermiculite with some illite interlayering. These associations are also observed in the ensuing Cretaceous. Thus, as kaolinite decreases through the Hauterivian, Barremian and early Aptian, illite- smectites become more common and Al-hydroxy vermiculi- tes gradually disappear. The general trend in clay minerals oc- casionally shows slight variations. Notably in the Weald, there are temporary reductions in kaolinite (and the reappea- rance of illite-smectites) at those times in the Valanginian do- minated by argillaceous sediments. Apart from illite-smectite and Al-hydroxy vermiculite, ot- her mixed-layer minerals are generally scarce. Occasionally, there is vermiculite-smectite and chlorite-vermiculite. In the Mons Basin, there are significant amounts of Al-rich smectite (beidellite) and also chlorite-smectite, whilst in Wessex, there are rare trace occurrences of rectorite. In the Pays de Bray, there is often traces of pyrophyllite and this also sometimes occurs in the Haute-Marne. Chlorite, also in trace amounts, occurs sporadically in the Berriasian of the Weald. NORTH OF THE ANGLO-BRABANT MASSIF Unlike sediments south of the massif, there is no sharp in- crease in kaolinite and decrease in mixed-layer minerals where the Jurassic-Cretaceous boundary is conformable (e. g. Lo- wer Saxony and Bornholm, Figs. 5 & 9). However, where there is considerable Portlandian and Berriasian missing, there are markedly higher amounts of kaolinite and less mi- 352 xed-layers in the Cretaceous than in the Jurassic (e. g. the ceeded by illite-smectites. Other mixed-layer minerals are ge- Yorkshire Basın and Moray Firth Basın, Figs. 4 & 6). nerally absent apart from an isolated, but noteworthy, occur- The mixed-layer minerals are dominated by fairly ran- rence of poorly interstratified kaolinite-smectite in the Bar- domly interstratified 10-14Ä illite-smectites everywhere ex- remian Gravenhorst Sst. in Lower Saxony. Chlorite is also cept Lower Saxony. In Lower Saxony, Al-hydroxy vermicu- only found in Lower Saxony where it occurs in trace quanti- lites, often with illite interlayering, are common from the Ber- ties. rıasıan to late Barremian. They were both preceeded and suc- FIG.2. WESSEX-WEALD FIG.3. EAST MIDLANDS = kaolinite DSSN mixed-layers sa] illite Sa chlorite FIG.4. YORKSHIRE FIG.5. LOWER SAXONY no data at present FIGS.2-5. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY MINERALS FOR AREAS OF NW EUROPE FIG.6. MORAY FIRTH FIG.7. PAYS DE BRAY BERR. N I kaolinite zer] illite NÖSSN mixed-layers N chlorite FIG.8. BOULONNAIS FIG.9. BORNHOLM FIGS.6-9. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY MINERALS FOR AREAS OF NW EUROPE FIG.10. MONS FIG.11. CENTRAL NORTH SEA 5 kaolinite gs] illite NSSS mixed -layers RE chlorite FIGS. 10& 11. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY MINERALS FOR TWO AREAS OF NW EUROPE 354 EARLY CRETACEOUS SOURCE-AREA WEATHERING ENVIRONMENTS DEDUCED. FROM CLAY MINERAL ASSEMBLAGES AND TRENDS INFLUENCE OF PARENT ROCK COMPOSITION Reconstruction of the palaeogeology in the Early Cretace- ous indicates that the source massifs surrounding the sedi- mentary basıins had cores of Palaeozoic sediments flanked by Mesozoic sediments (ALLen 1967, 1975, 1981). Igneous and metamorphic rocks were mostly confined to the cores of the massıfs. The mineralogy of these rocks has been described by SLADEN (1980 & in press) and ALıen (1967). They show that the cores were dominated by illite (mostly the 2M poly- morph) and chlorite, whilst the flanks comprised mixtures of illite, kaolinite, mixed-layer minerals and chlorite. All clastic sediments were rich in quartz and fairly low in feldspar; car- bonate rocks were scarce. Sedimentological and stratigraphic studies indicate that, in general terms, the massifs were rapidly uplifted during the Berriasian and then gradualiy submerged, particularly in the Hauterivian, Barremian and Aptian (Arten, 1967, 1975, 1981; Kemper 1973 a, b& c; Kave, 1964). The submergence of the massifs resulted in overstepping of the earlier Mesozoics, with the Cretaceous slowly coming to lie upon older Palaeo- zoic rocks. Gradually then, the extent of kaolinite-bearing source rocks would have diminished. This change in source rock mineralogy cannot however produce the trends (and as- semblages) of clay minerals because: 1. the content of 2M illite throughout the late Portlandian to early Aptian sediments is always very low or often zero, whereas the source rocks, in particular the Lower Palaeo- zoic, had consıiderable 2M illite. N chlorite is usually absent or, if present, it only occurs in trace amounts, whereas chlorite is fairly common in nearly all the possible source rocks. 3. kaolinite-rich sediments occur in areas where kaolınite- rich sources would have been either very minor or non-existent e. g. the Mons Basın which was surrounded by mostly Lower Palaeozoics rich ın illite and chlorite. 4. the late Portlandian and very early Berriasian contain much less kaolınite than the earlier Mesozoics which, at the time, were the main source rocks according to Howırr (1964) and Auıen (1967, 1975). The lack of correlation between the clay mineralogy of source massifs and that of the sediments indicates that exten- sive changes in clay mineralogy occurred in the soils and sa- prolites that covered the massifs. The nature of this mineralo- gical change between source rocks and their soils and saproli- tes can be used to provide considerable insight into the we- athering environment, as shown below. WEATHERING ENVIRONMENTS IN LATE PORT- LANDIAN AND EARLY BERRIASIAN SOURCE AREAS Most of the late Portlandian and early Berriasian contains less kaolinite and chlorite and more illite-smectite and illite than the main source rocks which were mostly earlier Meso- zoies. This difference could be the result of (a) disintegration of muscovite flakes into smaller-sized particles of illite and, (b) neoformation of illite-smectites and illites. Although the breakdown of muscovite must have been occurring, the pro- cess could not have been of great importance because it was il- lite-smectites, not illites, that were major products. The evi- dence therefore suggests considerable neoformation of illite- smectites and possibly illites, in soils and saprolites in the source-areas. Today, the neoformation of illite-smectites and illites ıs commonly recorded in warm, arıd and semi-arid areas e. g. S Europe and N& NE Africa (Dixon & Weep, 1977). In these regions, the rainfall is under 1000 mm, soil moisture moves mainly upwards and cations are retained and accumulate crea- tung alkaline profiles (‘pedocals’). Carbonates become con- centrated close to, and often at the surface, whilst organic matter is oxidised and as a result, organic acid production is low. Similar conditions can be envisaged in the late Port- landıan and early Berriasian source-areas and they agree well with other environmental evidence which indicates very low relief around the basıns and a warm semi-arid ‘subtropical’ environment with very high evaporation, at times sufficient for evaporites to form (Howırr 1964; Schott 1950; WEST 1975). The gradual increase in kaolınite through the late Port- landian and early Berriasian can be interpreted as a reflection of decreasing arıdity and increased leaching in source-areas which were gradually being uplifted. These changing condi- tions slowly introduced a weathering environment in which kaolinite was more likely to be both produced, and preserved. WEATHERING ENVIRONMENTS IN SOURCE AREAS BETWEEN THE LATE BERRIASIAN AND EARLY APTIAN Over large areas of NW Europe, weathering in this period occurred on rocks dominated by illite and containing lesser amounts of kaolınite, chlorite and mixed-layer minerals. The products of the weathering environment were soilsand sapro- lites containing higher amounts of kaolinite, less illite and usually no chlorite. Mixed-layer minerals were usually cha- racterised by the development of either Al-hydroxy vermicu- lites or fairly randomly interstratified illite-smectites. The mineralogical changes which took place require acidic and leaching environments. The quantity and type of mixed- layer minerals produced indicates that they were the weathe- red products of illite, chlorite and other mixed-layer minerals. The weathering of chlorite must have contributed some mi- xed-layer minerals but most of the Al-hydroxy vermiculite is acıd insoluble and therefore formed from illite and ‘illitic’ mi- xed-layer minerals as opposed to chlorite (Rıstorı etal. 1974). Al-hydroxy vermiculite and illite-smectite develop from illite in soils by leaching of interlayer potassium. The abundance of random interstratifications and similarity in particle size of the mixed-layer minerals and illite indicates that leaching of potassium occurred along certain layers of the illite lattice (layer weathering’). On many areas of the massifs, the conditions favoured the formation of Al-hydroxy vermiculite e. g. the Anglo-Brabant and Rheinische Massifs which sourced much ofthe Weald and Lower Saxony. Field studies and laboratory experiments have shown that fairly intensive acid leaching conditions are requi- red to form this mineral with apH around 5 and frequent wet- ting and drying (RıcH 1958, 1968; Doucıas 1965; FEIGENBAUM & SHAINBERG 1975; VICENTE et al. 1977). The present-day soils where these conditions prevail are podzols and Al-hydroxy vermiculite is frequently found in them (Kraces & WHITE 1957; Jackson 1959; MırLor 1970; Dixon & WED 1977). Si- milar podzolic profiles can be envisaged covering large areas of the massifs particularly during the late Berriasian and Va- langinian when Al-hydroxy vermiculite was most common. The less common mixed-layer minerals that developed also indicate acidic and leaching conditions. Vermiculite-smectite can be found in present-day podzols (Gjems 1963). Beidellites and complex chlorite-smectites are found today in poorly- drained acid soils on rocks containing illite and chlorite (Dı- xoNn & Ween 1977). In the Early Cretaceous, these would have formed on areas of poorly-drained Lower Palaeozoic e. g. around the Mons Basin. Kaolinite-smectite which is pre- sentin Lower Saxony is also found forming today in acid pro- files (pH 6.5-5.0) under a warm humid climate (AL TSCHULER et al. 1963) and this suggests that these conditions existed on part of the Rheinische Massif. The few recent reports of pyro- phyllite forming in soils are from podzolic profiles on rocks rich in primary aluminium silicates in areas that are humid with hot summers (Dixon & WEED 1977). These conditions may be envisaged for parts of the Armorican Massif and the late Portlandian / early Berriasian late Berriasian / Yalanginian Hauterivian / Barremian / early Aptian FIG. 12. SUMMARY OF CHANGES DURING THE EARLY CRETACEOUS 102) un un Vosges. The pyrophyllite that developed then found its way into the sediments of the nearby Pays de Bray and Haute- Marne. The development of acıd and leached ‘podzolic’ profiles over large areas of the source massifs seems certain and the climatic implications that this has can be compared to other Ii- nes of evidence on the climate. Palinspastic reconstructions indicate a position about 30-35°N whilst palaeobotanical, geochemical and sedimentological studies indicate a warm humid-temperate climate (equivalent to humid subtropical of some authors). Sound evidence exists to show that conditions were warm, frequently with high humidities, and seasonably wet, although the seasons could have lasted for very different periods than todays (e. g. Arıen etal. 1973; Arıen 1975; Ar- vın etal. 1981; Barren 1975; Sakxs 1975, VACHRAMEEV 1978). Podzols can be found forming today in warm humid-tempe- rate climates that exist in mid-latitudes near the edges of con- tinental land masses that are close to large oceans (e. g. BrıD- Es 1970). The conditions in these areas can be summarised as follows: hot humid summers and short mild winters, rainfall 1250-1500 mm per annum and fairly evenly distributed, average temperature of coldest month around 5°C and war- mest month around 25°C. The existence of similar conditions to these satisfies both the clay mineral features observed here and the climatic evidence of earlier studies (op. cit.). Clearly, NW Europe lay close to large ‘oceanic’ water masses with Te- thystto the south, the opening Atlantic to the westand the Bo- real ocean to thenorth. The high rainfall would have offset the effects of evapotranspiration in the warm temperatures and maintained a leaching environment in the soils and saprolites. Low hills around basins are peneplained remnants of massifs. Climate : warm semi-arid subtropical. High evaporation and low rainfall cause soil moisture to move upward creating alkaline "pedocals’ rich in illite and illite-smectite. Gradual re-emphasis of massifs and a change to more temperate climate leads to greater leaching and the production and preservation of more kaolinite. High hills around basins result from rejuvenation of massifs. Climate: warm humid-temperate. Evaporation fairly high but rainfall also high. Extensive leaching creates acıd soils rich in kaolinite ("podzols'). Hills around basins gradually eroded and submerged beneath shallow shelf-seas. Climate: warm humid- temperate possibly ameliorating as seas spread. Acid leaching "podzol" conditions prevail in soils but the intensity of leaching gradually declines due to the lowering of the massifs. This results in a gradual reduction of kaolinite and increase in illite and mixed-layer minerals. IN CONDITIONS ON SOURCE-AREAS IN NW EUROPE 356 (At the same time, the high evapotranspiration would have created the high humidities that have been recognised). The abundance of coniferous foliage that grew, together with sili- ceous parent rocks, would have helped to establish acidic conditions ın the leached profiles. Gibbsite and other alumi- nıum hydroxides which form in intensively leached soils have not been found. Their formation seems unlikely because they favour parent rocks low in silica and tropical climates. Studies of recent podzolic profiles have shown that Al-hy- droxy vermiculite is characteristic of more intensively leached profiles than illite-smectites and smectites and also that kaoli- nite is more likely to form from mixed-layer minerals as the intensity of leaching increases (Brown & Jackson 1958; GjEMS 1963; Ross & MorTLAND 1966). Consequently, high contents of kaolinite, together with Al-hydroxy vermiculite, indicate more intensely leached podzols than those with illite-smectite and lower contents of kaolinite. This feature is clearly relevant to Early Cretaceous source massifs because, from the Haute- rivian to early Aptian kaolinite content declined and Al-hy- droxy vermiculites gradually disappeared whilst illite-smecti- tes occurred more frequently. These changes must therefore reflect gradually less intensive leaching on the massıfs. Now, at the same time, the massifs were gradually being submerged and this suggests that their topography and elevation was si- gnificant in determining the extent of leaching. It follows that during the late Berriasian and Valanginian, when massifs were relatively high, leaching was faırly effective and so kaolinite and Al-hydroxy vermiculite formed fairly easily. From the Hauterivian to early Aptian, the massifs were being transgres- sed and lowered. Leaching became less effective and so illite- smectites tended to develop together with smaller amounts of kaolinite (Fig. 12). However, there may also have been some climatic amelioration during this period caused by the spread of the oceans and the general lowering of the massifs. The correlation between kaolinite content and type of mi- xed-layer mineral with leaching intensity on the massifs can also explain some of the local changes in clay minerals. For example, in the Weald during the Valanginian, the occurrence of illite-smectite and low kaolınite is seen to correlate with the argillaceous sequences which Arten (1975) has showed were deposited when the massifs were relatively low. Conversely, Al-hydroxy vermiculite and high kaolinite correlates with the more arenaceous sequences which developed when the mas- sifs were relatively high and therefore more easily leached. CONCLUSIONS The clay minerals in many Early Cretaceous fine-grained sediments in NW Europe have often remained unaltered since transportation from their source massifs. They closely reflect the composition of soils and saprolites in the source-areas and can be used to reveal features of the source-area weathering environment. The trends and assemblages of clay minerals reinforce other geological data on the nature of the source-areas. They indi- cate that from the late Portlandian through the Berriasian and into the Valanginian the block-and-basin topography that existed was gradually re-emphasised and NW Europe ‘drif- ted’ from a warm semi-arid subtropical climatic zone into a warm humid-temperate zone. Then, from the Hauterivian to the early Aptian, the relief was gradually lowered and large parts of the massifs were submerged beneath shallow seas. The climate essentially remained warm humid-temperate but may have suffered some amelioration due to the development of large areas of open sea. ACKNOWLEDGEMENT I am indebted to many people too numerous to mention, in parti- cular past and present members of the Geology Department, Univer- sity of Reading and the Institute of Geological Sciences, London. Dr. A. R. HURST (Statoil, Stavanger) kindly provided data on the Moray Firth area from his thesis “The diagenesis of Jurassic rocks of the Mo- ray Firth, NE Scotland.””. Most of my work was carried out whilst in receipt of aNERC stu- dentship. BP Aberdeen have kindly funded much ofthe costs towards presentation of this paper. RERERENGES ALLEN, P. (1967): Origin of the Hastings facies in NW Europe. — Proc. Geol. Assoc., 78, 26-106. — — (1975): Wealden ofthe Weald: anew model. -Proc. Geol. As- soc., 86: 389-438. — — (1981): Pursuit of Wealden models. — J. Geol. Soc. Lond., 138, 375405. — — KeImH,M.L., Tan, F. C. & DEinss, P. (1973): Isotopic ratios and Wealden environments. — Palaeontology, 16, 607-621. ALTSCHULER, Z. $., DWORNIK, E. J. & KRAMER, H. (1963): Trans- formation of montmorillonite to kaolinite during weathering. Science. 141, 148-152. Aıvin, K.L., FRASER, C. J. & SPICER, R. A. (1981): Anatomy and palaeoecology of Pseudofrenolopsis and associated conifers in the English Wealden. — Palaeontology, 24, 759-778. BATTEN, D. J. (1975): Wealden palaeoecology from the distribution of plant fossils. - Proc. Geol. Assoc., 85, 433458. BROWN, B. E. & JACKSON, M. L. (1958): Clay mineral distribution in the Hiawatha sandy soils ofnorthern Wisconsin. - Clays Clay Min., 5, 213-226. Dixon, J. B. & WEED, S. B. (Eds.), (1977): Minerals in Soil Envi- ronments. — Soil Sci. Soc. Amer. Douctas, L. A. (1965): Clay mineralogy of a Sassafras soil in New Jersey. - Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 29, 163-167. FEIGENBAUM, $. & SHAINBERG, 1. (1975): Dissolution of illite- a pos- sible mechanism of potassium release. — Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 39, 985-990. FEUILLET, J. P. & FLEISCHER, P. (1980): Estuarine circulation in con- trolling factor of clay mineral distribution in James River Estuary, Virginia. — Jour. Sed. Petrol., 50, 267-279. GJEMS, ©. (1963): A swelling dioctahedral clay mineral of a vermicu- lite-smectite type in the weathering horizons of podzols. — Clay Min. Bull., 5, 183-193. HOWwITT, F. (1964): Stratigraphy and structure of the Purbeck inliers of Sussex (England). — J. Geol. Soc. Lond., 20, 77-113. JACKsoN, M. L. (1959): Frequency distribution of clay minerals in major Great Soil Groups as related to the factors of soil forma- tion. — Clays Clay Min., 6, 133-143. KAYE, P. (1964): Observations on the Speeton Clay (Lower Cretace- ous). — Geol. Mag., 101, 340-356. KEMPER, E. (1973 a): Das Berrias (tiefe Unterkreide) in NW Deutsch- land. — Geol. Jb., A9, 47-67. — — (1973b): The Valanginian and Hauterivian stages in NW Germany. In: CAsEY, R. and RAwsoNn, P. F. (Eds.): The Bo- real Lower Cretaceous. — Geol. Jour. Spec. Iss. No. 5, 327-344. — — (1973 c): The Aptian and Albian stages in NW Germany. In: CaAsEY, R. and RAWsoN, P. F. (Eds.): The Boreal Lower Cre- taceous. — Geol. Jour. Spec. Iss. No. 5, 345-360. KLAGES, M. G. & WHITE, J. L. (1957): A chlorite-like mineral in In- diana soils. — Soil Soc. Amer. Proc. 21, 16-20. MILLOT, G. (1970): Geology of clays. - Springer-Verlag, New York. 429 pp. O’B Knox, R. W., & FLETCHER, B. N. (1978): Bentonites in the Lower D Beds (Ryazanian) of the Speeton Clay of Yorkshire. - Proc. Yorks. Geol. Soc., 42, 21-27. RıcH, €. I. (1958): Muscovite weathering in a soil developed in the Virginia Piedmont. — Clays Clay Min., 5, 203-212. — — (1968): Hydroxy interlayers in expansible layer silicates. — Clays and Clay Min., 16, 15-30. RısTORI, G. G., CECCONI, $., VIDRICH, V. & PAcırIcı, G. (1974): Selective dissolution and formula derivations of clay vermicu- lite from some Tuscan soils. - Clay Minerals, 10, 279-287. 357 Ross, G. J. & MORTLAND, M.M. (1966): A soil beidellite. - Soil Sci. Amer. Proc., 30, 337-343. Saks, V.N. (Ed) (1975): The Jurassic- Cretaceous boundary and the Berriasian stage in the Boreal Realm. — Keterpress Ent. Jerusa- lem. 319 pp. SCHOTT, W. (1950): Der obere Weiße Jura und die tiefste Unter- kreide im Deutsch-Holländischen Grenzgebiet. — Geol. Jb.., 65, 213-270. SCOTT, M.R. (1975): Distribution of clay minerals on Belize Shelf. — Amer. Assoc. Petrol. Geol., Studies in Geology, No. 2, 97-130. SLADEN, C. P. (1980): The clay mineralogy of pre-Aptian Cretaceous sediments in NW Europe. -Ph.D. Thesis, Univ. Reading. U. K. 365 pp. (unpubl.). SLADEN, C. P. (in press): Clay mineralogical aspects of the Hastings Beds and Purbeck Beds. IGS 1:50000 Sheet Memoir, G. Brit. VACHRAMEEV, V. A. (1978): The climates of the northern hemisphere in the Cretaceous in the light of palaeobotanical data. — Pala- eont. Jour., 2, 143-154. VICENTE, M. A., RAZZAGHE, M. & ROBERT, M. (1977): Formation of aluminium hydroxy vermiculite (intergrade) and smectite from mica under acıdic conditions. - Clay Minerals, 12, 101-112. WEIR, A. H., ORMEROD, E. F. & EL MAnsEY, I.M. I. (1975): Clay mineralogy of sediments of the western Nile Delta. - Clay Minerals, 10, 369-386. WEST, I. M. (1975): Evaporites and associated sediments of the basal Purbeck Fm. (Upper Jurassic) of Dorset. - Proc. Geol. As- soc., 86, 205-225. ISSN 0373 — 9627 Über Kalt- und Warmzeiten der Unterkreide EDWIN KEMPER*) Mit 2 Tafeln KURZFASSUNG Für die Beurteilung der Klima-Entwicklung der frühen Kreide sind Beobachtungen an Schichten der Unterkreide in der heutigen Arktis von größter Bedeutung. Auch damals hatten die arktischen Becken nämlich eine ähnlich hocharkti- sche Position wie heute. Wie eigentümliche Kristallaggregate in schwärzlichen Tonsteinen, die Glendonite, beweisen (KEMPER & Schmitz 1981), gab es Kaltzeiten im Valangın und im späten Apt/frühen Alb. Die Wassertemperaturen des Mee- res sanken im damaligen Polargebiet unter 0° C. Zwischen den Kaltzeiten lag eine ausgeprägte Warmzeit, in der bei 80° nördlicher Breite eine üppige Vegetation mit Bäu- men wie Gingko, Elatides (eine Araukarie) und Pityophyl- lum gedieh, aus der sogar Kohlenflöze hervorgingen. Die limnisch-terrestrischen Sedimente dieser Warmzeit waren Sande und Konglomerate, die in allen arktischen Becken auf- treten. Diese ungewöhnlich weite Verbreitung einer Regres- sionsfazies kann sinnvoll nur durch die Annahme einer iso- statischen Hebung der arktischen Kontinentteile nach Ab- schmelzen einer dicken, valanginischen Eiskappe erklärt werden. Dem entspricht der offenbar eustatisch bedingte Meeresspiegelanstieg, der zur Spätvalangin/Frühhauterive- Transgression in Europa führte. Ähnlich waren die Verhält- nisse bei der Apt/Alb-Kaltzeit, doch ist es schwierig, das Re- gressions- und Transgressionsgeschehen eindeutig zu inter- pretieren, da sich tektonisch-epeirogenetische Vorgänge überlagerten. Die Kaltzeiten machten sich auch in der Tethys bemerkbar. Das Riffwachstum des Berrias wurde gestoppt. Im späten Apt und frühen Alb drang die Fazies der dunklen Tonsteine des kälteren Wassers (,‚black shales‘‘) weit nach Süden vor (Kau- kasus, Iran). Sie trennte hier den barremisch-frühaptischen vom transgressiv lagernden mittel- bis spätalbischen Orbito- linenkalk. Die Klimaschwankungen kommen überall in Fau- nenwechseln zum Ausdruck, so daß sie auch stratigraphische Bedeutung haben. Sie führten ferner zu Migrationen, z. B. von arktischen Gattungen (Buchia, Simbirskites) in südliche Becken. Die Temperatur war der entscheidende Primärfak- tor, von dem die meisten anderen Milieufaktoren abhingen. INBSIR AI@IT Observations on the early Cretaceous sediments of the Arctic are important for analysis of climatic development. In the early Cretaceous the Arctic basins had a similar position at high latitudes as they have today. Unusual crystal aggregates in dark marine shales, the so-called glendonites (see Kem- PER & SCHMITZ 1981) found in the Valanginian and in the late Aptian (Clansayesian) / early Albian indicate cool condi- tions. During these times the water temperature in the polar regions dropped in winter to below 0° C. A distinet warm period existed between these two cold pe- riods. A rich and diverse flora including Ginkgo, Elatides (an arakauriid tree) and Pityophyllum grew in latitudes of 80° N. Even coal seams developed. The sediments of this warm pe- *) E. KEMPER, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Stilleweg 2, D-3000 Hannover 51 riod were limnic and terrestrial sands and conglomerates. These were deposited in all Arctic basins. This unusally wide distribution of a regressional facies can best be explained by postulating isostatic uplift of the Arctic as a consequence of melting of a thick Arctic ice sheet. This apparently corresponds to the eustatic rise of sea level which caused the late Valanginian — early Hauterivian trans- gression in Europe. Because of tectonic and epeirogenetic movements, the sea level changes of the late Aptian - early Albian cool period are difficult to interpret. Evidence for these cool periods can also be found in the Te- thys sediments. Reefal growth ceased. In the late Aptian and early Albian the black shale facıes (cool water) extended far into the southern regions (Caucasus, Iran). In Iran the dark shales separate an older Orbitolina limestone (Barremian — Aptian) from a younger one (Middle Albian - Cenomanian). 360 In marginal areas and on platforms these two Orbitolina lı- mestones are only separated by a non-sequence which may easily be overlooked. Climatic changes are clearly mirrored by faunal changes, and are thus of considerable stratigraphic significance. In ad- dition climatic changes can cause migrations, as evidenced by the occurrence of some Arctic genera (Buchia, Simbirskites) in basins situated well to the south. Temperature was the pri- mary factor upon which most other ecological factors depen- ded. 1. KENNTNISSE UND PROBLEME Die Kenntnisse über die Klimaentwicklung der Kreidezeit sind außerordentlich dürftig. Konsultiert man z. B. moderne Spezialliteratur, wie Frak&s’ „‚Climates throughout Geologic Time‘, ein Buch des Jahres 1979, so findet man kaum Kon- kretes und Zutreffendes für die Kreide. Auch Spezialarbeiten sind selten, in denen Klimafragen der Kreide berührt werden. Am ehesten sind es noch Publikationen im Rahmen des DSDP-Programms, die sogenannten ‚‚Initial Reports“, in denen radiometrische Temperaturwerte unter anderem auch gelegentlich für die Kreide mitgeteilt werden. Aber bei den radiometrischen Daten liegt offenbar der Grund dafür, daß niemand mehr den Mut findet, sich mit der Klimaentwicklung der Kreide zu beschäftigen, denn diese Werte varıieren zu sehr und sind zumindest zum großen Teil falsch und damit irreführend. Ein Grund ist sicherlich, daß es immer nur wenige Einzelwerte sind, die keine statistische EI- liminierung der Fehler erlauben. Andere Gründe liegen vor allem in der unzureichenden Probenauswahl und -vorberei- tung. Auch die Vielzahl der Ursachen, die bei dem Isotopen- verhältnis mitwirkt, erschwert die Analyse. Trotz dieser Un- sicherheiten ist für das Tertiär in den letzten Jahren durch die Radiometrie ein einigermaßen realistisches Bild des Klıma- ablaufs entstanden. In der Kreide und auch allgemein im Me- sozoikum sind wir weit davon entfernt, wo auch immer die tiefere Ursache liegen mag. Trotz oder gerade wegen des Fehlens von verläßlichen Da- ten waren der Spekulation und kühnsten Modellrechnungen Tür und Tor geöffnet (vgl. z. B. Donn & SHaw 1977). So kam es wohl auch zu der total irreführenden Legende vom ausge- glichenen Klima der Kreide-Zeit, die bis heute durch die Lite- ratur geistert. Ein ausgeglichenes Klima mag für einige Ab- schnitte der Oberkreide zutreffen, für die Kreide insgesamt kann keine Rede davon sein. Schon der Farbkontrast zwi- schen dunkler Unterkreide und heller Oberkreide weist auf Temperaturgegensätze hin, auch wenn natürlich nicht verein- fachend gesagt werden kann, daß dunkle Sedimente immer Kaltwasser-Ablagerungen sein müssen. Hier sind wir bei dem ersten Kardinalfehler angelangt, der zu Konfusion in der Klimafrage geführt hat: die ständige Ver- allgemeinerung. Sowie Einzeldaten vorlagen, wurden diese sofort auf ganze Stufen oder gar das ganze Untersystem oder System übertragen, ohne an die Möglichkeit zu denken, daß Klimaschwankungen in der Größenordnung von Zonen oder Unterstufen liegen könnten, wie das tatsächlich der Fall ist und wie das auch zu erwarten war. Es gibt kein einheitliches Apt- oder Kreideklima! Der zweite Kardinalfehler ist die schon erwähnte unzurei- chende Materialauswahl. Lange Zeit konzentrierten sich die radiometrischen Untersuchungen auf die Belemniten, die be- vorzugtim warmen Flachwasser lebten. Es ergaben sich somit Temperaturwerte des wärmeren Wassers und auch der wär- meren Klimaphasen. Die zum Beispiel im Apt auf diese Be- lemniten-Mergel folgenden dunklen Tonsteine (des kalten Wassers, wie wir sehen werden) wurden überhaupt nicht un- tersucht, da Belemniten in ihnen fehlen. Trotzdem wurden aber die an den Belemniten ermittelten Temperaturwerte auf das gesamte Apt ausgedehnt. Daß ein solches Vorgehen unzu- lässig ist und in die Irre führt, ist offensichtlich. Denn wer wagt schon für das späte Apt etwa nach faunistischen Befun- den eine Kaltzeit zu postulieren, wenn doch das Apt nach exakten radiometrischen Bestimmungen (die Messungen sind auch exakt, nur Material und Ansatz waren unzureichend) eine warme Epoche gewesen sein soll? Ein weiteres Beispiel, wie an sich richtige Befunde durch Verallgemeinerung zu Fehlschlüssen führen können, liefert die Paläobotaniık. Nach VAKHRAMEYEV (1978) sollen Sibirien und große Teile des nördlichen Nordamerikas in der frühen Kreide einem temperiert-warmen Klimagürtel angehört ha- ben. Temperiert war das Klima tatsächlich im Abschnitt Hau- terive bis Apt. Die Kaltzeiten des Valangin und späten Apt/frühen Alb wurden bei dieser Verallgemeinerung nicht berücksichtigt, obwohl darauf hingewiesen wird, daß das Klima ım Valangin feucht und die Temperaturen im Alb am niedrigsten gewesen seien. Wie eigene Erfahrungen gezeigt haben, ist es schwierig oder gar unmöglich, in den gemäßigten Zonen sichere Kennt- nisse über den Klimaablauf zu gewinnen. Entscheidend sind die Extremgebiete der Erde und insbesondere die hohen Brei- ten, denen zunächst die Aufmerksamkeit gewidmet werden muß. 361 2. GLENDONITE ALS KALTWASSER-INDIKATOREN Glendonite sind Kristallaggregate oder Einzelkristalle von überwiegend Calcit. Es sind Pseudomorphosen, die an ma- rine Ton-Silt-Gesteine gebunden sind. Die ältesten bekannt gewordenen sind die aus dem Perm Südaustraliens. In einigen Stufen von Jura, Kreide und Känozoikum sind sie regional ın großer Häufigkeit beobachtet worden, aber stets nur in hohen geographischen Breiten. Die Abmessung der bräunlichen bis grauen Kristalle reicht von 0,5-80 cm. Die Masse ist kleiner als Faustgröße und die Formenmannigfaltigkeit erheblich. Diese reicht von länglı- chen, bipyramidalen Einzelkristallen über einfache Zwillin- ge, kleine radialstrahlige Bildungen und gröbere Sternver- wachsungen aus Kristallen mittlerer Größe bis zu giganti- schen, säbelartigen Kristallen. Bei den Stachelkugeln und Sternverwachsungen ist der Basalteil deutlich abgeflacht. Die Glandonite sind nicht lagig, sondern unregelmäßig im Sedi- ment angeordnet. Ihre Zahl schwankt von wenigen bis zu hunderten pro Kubikmeter Gestein. Die Glendonite blieben bis vor kurzem unbekannt, da sie nur in entlegenen Gebieten der Erde auftreten und ihre Be- schreibung in Zeitschriften geringer Verbreitung oder Zu- gänglichkeit erfolgte. Sie wurden in jüngster Zeit aber in meh- reren Arbeiten bekannt gemacht (Kemper & Schmitz 1975, 1981; Karran 1978). Für Einzelheiten kann auf diese Arbei- ten verwiesen werden. Schwierig und unsicher war die Bestimmung des Primär- minerals, da die Oberflächen der Kristalle nicht ebenflächig sind. Die Deutungen haben entsprechend geschwankt und erwiesen sich letzten Endes als falsch. Wie Suzss et al. (1982) an rezentem bis subrezentem Material aus dem Antarktischen Ozean zeigen konnten, ist das Primärmineral CaCO; Hexa- hydrat, ‚‚an authigenic, sub-zero temperature precipitate from interstitial solutions of organic-rich sediments undergo- ing microbial decomposition. A change of the polar condi- tions of formation would cause rapıd dehydration and con- version of monoclinic ikaite to orthorhombic calcite. This process would yield the long known peculiar calcitic crypto- erystalline pseudomorphs (glendonites)‘“. Anhand der ö "C Charakteristika des organischen Ausgangsmaterials konnte eine Bildungstemperatur von weniger als 0° C bewiesen wer- den. So wurde das bestätigt, was KEMPEr & Schmitz (1981) auf- grund zahlreicher anderer Indizien postuliert hatten: Glen- donite sind Indikatoren des polarmarinen Ablagerungsmi- lieus. Wie dort gezeigt wurde, entstehen sie jedoch im unter- kühlten Meerwasser nur unter bestimmten Voraussetzungen. Trotzdem ist das Beobachtungsnetz inzwischen so eng, daß die nachgewiesenen Vorkommen sichere Hinweise zur Kli- ma-Entwicklung der Erde zulassen. 3. SCHLÜSSEL-ERKENNTNISSE AN DER ARKTIS UNDEDIESERAGE DERZISOSTASITE Eigene Beobachtungen gehen auf Geländearbeiten im Rahmen eines gemeinsamen Projektes des Geological Survey of Canada und der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe der Jahre 1974 und 1976 im Sverdrup-Becken (Po- lares Insel-Archipel, Nordwest-Territories, Kanada) zurück. Hier gibt es Glendonite (‚‚stellate nodules“, ‚‚euhedral aggre- gates“, „„hedgehog concretions“) in großen Mengen in den dunklen bis schwärzlichen Tonsteinen der oberen Deer Bay Formation (Valangin-Äquivalent) und der Christopher For- mation (Äquivalent des jüngsten Apt und frühen Alb; Profile und Details in Stırer 1981). Diese beiden dunklen Tonformationen werden von einer sandig-konglomeratischen Schichtenfolge getrennt, die im Sverdrup-Becken den Namen Isachsen Formation trägt. Sie zeigt alle Kennzeichen einer Regressionsfazies, denn sie geht über flachneritisch-littorale Sande mit mariner Fauna in lim- nisch-terrestrische Sande über, die Pflanzen und Saurier-Re- ste und sogar Kohleflöze enthalten. Da die unterlagernden Schichten ein spät-valanginisches und die überlagernden Tone ein spät-aptisches Alter haben, muß die Isachsen For- mation im Zeitabschnitt Hauterive bis frühem Apt abgelagert worden sein, wobei Lücken vermutet werden müssen. Eine bedeutsame Tatsache ist nun, daß sehrähnliche, ja fast identische Schichtenfolgen in allen arktischen Becken abgela- gert worden sind (Spitzbergen und alle sibirischen Becken). In Ostgrönland ist die Regressionsfazies ebenfalls vorhanden, doch sind hier bisher noch keine Glendonite beobachtet wor- den. Vom Westspitzbergen-Trog ist die Flora der sandigen Zwischenfolge am besten bekannt. Sie hatte keineswegs einen Tundra-Habitus, sondern wies Bäume wie Gingko, Elatides (eine Araukarie) und Pityophyllum auf. Es ist die Flora, die VAKHRAMEYEV (1978) aus Sibirien erwähnt und einer sibi- risch-kanadischen Region zuordnete, aber trotzdem — zu Recht — als gemäßigt-warm definierte. Betrachtet man nun die modernen paläogeographischen Karten, die unter Berücksichtigung der Kontinentalverschie- bung entstanden sind (z. B. Owen 1976), dann ergibt sich, daß die erwähnten arktischen Becken eine ähnliche geogra- phische Position hatten wie heute, sie lagen ım Bereich des 80° nördlicher Breite. In Anbetracht all dieser Beobachtungen sind daher für die Unterkreide nur folgende Schlüsse möglich: 1. Zur Zeit Hauterive-Barreme/frühes Apt existierte ein warmes und ausgeglichenes Klima bis in die höchsten Breiten. 2. Im Valangin und im Abschnitt jüngstes Apt/frühes Alb lagen Kaltzeiten vor, bei denen zumindest Verhält- nisse herrschten, wie sie heute in der gleichen geogra- phischen Position anzutreffen sind. Es können aber ge- nausogut Eiszeiten mit + starker Eiskappenbildung ge- wesen sein. Bis zu dieser Stelle können die Befunde als eindeutig und gesichert gelten. Die nun folgenden Betrachtungen des 362 Transgressions- und Regressionsgeschehens sind dagegen mehrdeutig und spekulativ. Sie sind regional das Ergebnis verschiedener Prozesse, isostatischer, eustatischer und epei- rogenetisch-tektonischer Art. Trotzdem erscheint der Ver- such lohnend, zwischen den Änderungen der Meeresbedek- kung und den Klimaschwankungen eine Beziehung zu su- chen. Da ist als erstes eines der merkwürdigsten Phänomene der Unterkreide, die Regression des Meeres im späten Valangin und frühen Hauterive in der gesamten Arktis. Die An- nahme einer isostatischen Hebung der Arktis nach Ab- schmelzen einer dicken valanginischen Eiskappe wäre die mit Abstand einfachste und plausibelste Erklärung. Das gilt umso mehr, als dieser Regression in der Arktis eine Transgression in weiten Teilen der Welt gegenübersteht, z. B. in Europa (Ostengland, NW-Deutschland). Weniger offensichtlich sind die Verhältnisse bei der spätap- tisch-albischen Kaltzeit, denn Glendonite gibt es nur in der unteren Christopher Formation. Auch auf die Christopher Formation folgt im Sverdrup-Becken eine sandige Regres- sıonsfazies, die Hassel-Formation, die aber offensichtlich eine weniger weite Verbreitung hatte als die Isachsen Forma- tion. Trotzdem kann auch sie auf Isostasie zurückgeführt werden, wenn man einen langsamen Temperaturanstieg im Verlauf des Alb annimmt. Auch hier würde der Regression in der Arktis eine Transgression in anderen Teilen der Welt ent- sprechen: die Vraconne- und eventuell auch die Cenoman- Transgression. 4. DIE BEFUNDE IN DEN NICHT-ARKTISCHEN REGIONEN UND: DIE'FRAGE DER EUSTASIE Es ist eine auffällige Tatsache, die schon von Kemper & Schmitz (1981) dargestellt wurde, daß in den Zeiten, in denen sich Glendonite in den hohen Breiten bildeten, dunkle Ton- steine besonders weit verbreitet waren. Das gilt besonders für das Borealgebiet. Wie weit Kaltwasserzuflüsse bis in die Te- thys vordringen konnten, wurde wesentlich von der Paläogeographie bestimmt. Im Valangin hielt sich der Kaltwassereinbruch in Maßen. Er führte zwar zum Abster- ben der Berrias-Riffe, doch kam es noch nicht zur Verbrei- tung dunkler Gesteine im Bereich der Tethys. Ein fast weltweites Auftreten von schwärzlichen Tonstei- nen erfolgte im späten Apt und frühen Alb. Als Folge günsti- ger Nord-Süd-Verbindungen sowohl in den Ozeanen als auch in den Neben- und Epikontinentalmeeren kam es jetzt zu einer ausgedehnten Unterschichtung mit kaltem Wasser. Die Verbreitung dunkler Tongesteine erfaßte nun auch die Tethys, z. B. als „‚schwarze und schwefelhaltige Tone des Kaukasus“. In der jüngsten Literatur werden sie aptoalbische „black shales‘“ genannt. Die Bildung der Karbonatplattfor- men wurde mit dem Kaltwasser-Einbruch unterbrochen. Instruktiv sind die Verhältnisse in Zentral-Iran. Hier sind in der jüngsten Unterkreide Orbitolinen- und ‚‚Rudisten“- Kalke verbreitet. Bei Untersuchungen dieser Kalke in den Ko- lah-Qazi-Bergen südlich von Isfahan ergab sich der bezeich- nende Befund, daß ein älterer aptischer von einem jüngeren albischen Orbitolinen-Kalk durch Zwischenschichten ge- trennt wird. Auf den Blöcken liegen beide Orbitolinen-Kal- ke, nur durch einen schwer erkennbaren Hiatus getrennt, übereinander, so daß der irreführende Eindruck einer ge- schlossenen Kalksteinfolge entsteht. An den Blockkanten sind schwärzliche Leymeriellen-Kalke mit nicht-biogener Matrix zwischengeschaltet. Diese sind das höhere, transgres- sive Glied einer dunklen Schichtenfolge, die nur in Spezial- becken entwickelt ist und die nach Lithologie und Fauna den dunklen ‚‚Tonen des Kaukasus“ und den schwärzlichen To- nen des Clansayes (jüngstes Apt) und frühen Alb Nordwest- deutschlands entspricht. Die faunistischen Beziehungen die- ser weit entfernt gelegenen Gebiete sind bemerkenswert eng (Taf. 2, Fig. 12-21). Noch wichtiger aber ist die Tatsache, daß die dem Clan- sayes entsprechenden dunklen Tonsteine überall im Boreal- gebiet und ın der Tethys (nicht aber in der Arktis!) eine stark regressive Phase repräsentieren. Und das Clansayes war nach den Glendoniten die Zeit der stärksten Abkühlung! Der eustatische Meeresspiegelanstieg erfolgte dann in Etappen, mäßig mit der Transgression des frühen Alb und gesteigert mit der Transgression des Mittel-Alb. Ähnliche Verhältnisse sind im Valangin des Borealgebietes (nicht der Arktis!) zu beobachten, wobei das Niedersächsi- sche Becken als Beispiel herangezogen sei. Im frühen Va- langin kehrte nach der Wealden-Fazies zwar das marine Re- gime zurück, doch war ein transgressiver Trend nur schwach entwickelt. Das späte Unter-Valangın zeigt eine eindeutig re- gressive Tendenz, die von der Transgression des frühen Ober-Valangin unterbrochen wurde. Ob diese Transgression nicht-eustatisch war oder ob die valanginische Kaltzeit von einer Warmzeit unterbrochen wurde, die zu einem kürzeren eustatischen Meeresspiegelanstieg führte, kann im Augen- blick noch nicht entschieden werden. Es folgt wieder eine re- gressive Phase, die wie jene des Unter-Valangin eine eusta- tische Ursache haben könnte. Für die anschließende große Transgression, die im späten Ober-Valangin begann und die bis ın das Hauterive andauerte, ıst die Annahme eines eusta- tischen Charakters naheliegend. Sie folgt nämlich dem Ver- schwinden der Glendonite und läuft zu der Hebung der arkti- schen Gebiete parallel, als deren Ursache hier das Abschmel- zen einer Eiskappe vermutet wird. Wie erwähnt, sind diese Betrachtungen spekulativ und nicht beweisbar. Ohne Zweifel gibt es in der Unterkreide auch nicht eustatisch bedingte Transgressionen. Auch die im Kern eustatischen Transgressionen und Regressionen sind si- cher in manchen Fällen durch epeirogenetische Effekte modi- fiziert. Zum Beispiel ist die stark regressive Zeit des Clansayes auch durch Beckenbildung mit starker Absenkung gekenn- zeichnet, so daß sich hier Eustasie und Tektonik überlagern. Aber folgende Tatsachen sprechen sehr für die Existenz von Eiskappen im Valangin und Clansayes (bis frühem Alb) und deren Auswirkungen in Form von Meeresspiegelschwankun- gen: 1. Den großen Regressionen in der Arktis stehen Transgres- sionen im Borealgebiet und der Tethys gegenüber und umgekehrt. 2. Die mit den Transgressionen auftretenden Faunen sind stets Gemeinschaften des wärmeren Wassers, während die Faunen der Regressionsphasen (natürlich in dem gleichen Gebiet) als Kaltwasser-Assoziationen interpretiert werden müssen. Nicht zuletzt spricht das sich ergebende, in sich geschlos- sene Bild für die Validität der Annahme von zwei Eiszeiten (nicht nur Kaltzeiten) während der Unterkreide. Nach die- sem Bild können alle Erscheinungen sinnvoll gedeutet wer- den. Zweifellos sind aber die sich vor allem aus den Glendo- nit-Vorkommen ergebenden Vorstellungen noch grob. Es ist wahrscheinlich, daß es wärmere Zwischenphasen gegeben hat. Eine solche könnte z. B. im frühen Ober-Valangin vor- gelegen haben. Es ist auch denkbar, daß es Kaltzeiten geringe- rer Intensität gegeben hat, z. B. vielleicht im späten Barr&me. 5. KALTWASSER-FAUNEN UND MIGRATIONEN Carey & AHMmap (1961) korrigierten die frühere Meinung, daß polare Mollusken dünne Schalen haben müßten. Das Ge- genteil ist der Fall, wie von Carey & Aumap (l. c.) begründet wurde. Als Beispiel kann die Bivalven-Gattung Hiatella Daupin dienen. Wie Aufsammlungen subrezenter oder quar- tärer Gehäuse bei Resolute Bay (N. W. T.) vermuten lassen, bilden sich bei dieser Gattung offenbar unter polaren Ex- trembedingungen besonders dicke Schalen. Im valangini- schen Abschnitt der Deer Bay Formation von Ellesmere Is- land (Reptile Creek) ist die durch dicke Schalen charakteri- sierte Gastropodenfamilie Amberleyidae durch eine Helica- canthus-Art (Taf. 1, Fig. 11) vertreten. Über die Faunen der Glendonit führenden Schichten des Valangın stellten Carey & AnmaD (1961) sowie KEMPER & Schmitz (1975) Betrachtungen an. Sie haben eindeutig den Charakter einer Kaltwasser-Gemeinschaft. Bedeutsam ist das Fehlen von Bivalven, wie Austern und Trigonien, die für die Larvenentwicklung wärmere Temperaturen benötigen. Fer- ner ist der Größenwuchs einiger Ammoniten- und Buchia- Arten auffällig. Dominierend sind Buchia-Arten (Taf. 1, Fig. 4-10), die oft durch Massenvorkommen vertreten sind. Es sind zahlreiche Arten und mehrere Entwicklungslinien bekannt. Die Arten und Gemeinschaften des Sverdrup-Bek- kens (JELETZkY 1965) sind mit denen der sibirischen Becken praktisch identisch. Weniger häufig, aber naturgemäß noch wichtiger sind die Ammoniten, von denen Vertreter der Ol- costephanidae und der Craspeditidae vorhanden sind (Kem- PER & JELETZKY 1979). Eine Studie der Mikrofaunen der Christopher Formation wurde jüngst von SLitEr (1981) veröffentlicht. In bezug auf Zusammensetzung und Habitus bestehen erstaunliche Ähn- lichkeiten mit den entsprechenden Faunen des Niedersächsi- schen Beckens. Und in der Tat unterscheiden sich auch im Niedersächsischen Becken die Mikrofaunen jener Schichten, die Kaltzeiten entsprechen (Valangin, jüngstes Apt/frühes Alb), von den jeweils unter- oder überlagernden Schichten. Das offensichtlich besondere Ablagerungsmilieu wurde aber mit zunehmender Wassertiefe, Sauerstoffdefizit und dergleichen erklärt. Die wirkliche Natur dieser Assoziationen wurde nicht erkannt. Jetzt kann kein Zweifel mehr bestehen, es sind Kaltwasser-Gemeinschaften, bei denen sich jedoch wieder andere Faktoren überlagern, die auf weit verbreitete Kaltwasser-Unterschichtung und regionalen Wasserauftrieb („upwelling“) zurückgehen. Bei Betrachtung der valanginischen Faunen Nordwest- deutschlands und der Faunen von Deer Bay und Christopher Formation des Sverdrup-Beckens würde man eine wesentli- che Eigenschaft der Kaltwasser-Faunen nicht erkennen, die an diesen Beispielen durch starke Absenkung und Überlage- rung verloren gegangen ist, die Aragonit-Erhaltung. Unver- änderte Kaltwasser-Faunen liefern Clansayes und frühes Alb Nordwestdeutschlands. Sie sind ausgezeichnet durch Perl- mutt-Ammoniten und Porzellanschaler (Dentalium, Gast- ropoda, Epistomina u. a.), alle mit makelloser Erhaltung der aragonitischen Feinstrukturen. Bei einer Betrachtung der arktischen Fauna kann eine inter- essante und auffällige Erscheinung nicht übergangen werden: die weiten Migrationen verschiedener Fossilgruppen vor al- lem in das jeweils südlicher gelegene Tierreich. Da sind zu- nächst die Buchien. Ihre Verbreitung im pazifischen Bereich erstreckte sich zwar weit nach Süden, für die nicht-pazifi- schen Gebiete (Nordkanada, Ostgrönland, Spitzbergen und Sibirien) können sie jedoch vor allem im Valangin als Charak- terfossilien der hohen Breiten gelten. Das änderte sich im späten Valangin. In den arktischen Becken blieb nur noch eine kleinwüchsige Relikt-Gruppe: Buchia des n. sp. aff. inflata-bulloides-Kreises (Taf. 1, Fig. 4, 5). Die größeren Arten, wie die B. keyserlingi- Gruppe (Taf. 1, Fig. 7-9), verschwinden aus den arktischen Becken und verbreiten sich stattdessen im eurasiatischen Bo- realgebiet und zwar bevorzugt in dessen wärmeren, südlichen Regionen, in denen tethyale Einflüsse feststellbar sind (Nie- dersächsisches Becken: Eisenerz von Salzgitter, Noricum- Kalksandstein von Bentheim). Diese Vorkommen sind haute- rivisch (Taf. 2, Fig. 14). Ein solches Verschwinden aus einem ursprünglichen Le- bensraum mit anschließender Anpassung an entgegengesetzte Lebensbedingungen und langem Persistieren unter diesen neuen Bedingungen ist auch bei anderen frühkretazischen Fossilien festzustellen. Als weiteres Beispiel einer auffälligen Sidwanderung sind die Simbirskiten zu nennen. Sie sind nach KEMPER & JELETZKY (1979) ohne Zweifel bereits im Ober-Valangin der arktischen Becken aus den Polyptychitinae — aus Ringnesiceras (Taf. 2, Fig. 7) — hervorgegangen. Es sind aus dem Ober-Valangin und Unter-Hauterive der hohen Breiten mehrere Gattungen und Arten bekanntgeworden, während in Europa zwischen 364 dem Erlöschen der Polyptychitinae und dem ersten Auftreten der Simbirskitinae eine breite Lücke klafft. Im Niedersächsischen Becken erscheinen seltene Vorläu- fer, vertreten durch die Gattung Speetoniceras, erst im späten Unter-Hauterive. Im Ober-Hauterive werden Simbirski- tes-Arten häufiger und zu brauchbaren Leitfossilien. STOLLEY (1935: 388) erkannte schon den Migrationscharakter des Auf- tretens und ahnte die Heimat: ‚‚Wer je die erstaunliche Fülle von Simbirskiten beobachtet hat, die an manchen Fundorten dicht gepackt übereinanderlagen, dem mußte der ausgespro- chen arktisch-boreale Charakter dieser Ammonitenwelt klar zum Bewußtsein kommen.“ Die allmähliche Wanderung der Simbirskiten ist eindrucksvoll zu belegen: in Speeton tritt Speetoniceras eher auf und ist häufiger als im Niedersächsi- schen Becken. Über die Ursache dieser Migrationen können nur Spekula- tionen angestellt werden. Die Aussüßung und Verlandung der arktischen marinen Sedimentationsräume kann nicht der Grund gewesen sein, denn die Wanderungen setzten schon lange vorher ein. Eher war es der Wandel zum wärmeren Klıma, dem die Tiere nicht entweichen konnten. Sie mußten sich anpassen, und bei diesem Vorgang erfolgten offensicht- lich auch Anpassungen an die im Gegensatz zu früher extre- men Warmwasserbiotope, in denen sie anscheinend in Ni- schen Schutz vor Konkurrenten hatten und somit lange wei- terleben konnten. Auch bei den Simbirskiten erfolgte die Er- oberung neuer südlicher Lebensräume in zwei getrennten Re- gionen der Erde, wieder im Pazifik und in Eurasien. Die bei- den resultierenden Stämme der Simbirskiten (man vergleiche z. B. Rawson 1971 und Imray 1960) entwickelten sich völlig unabhängig voneinander und hatten abgesehen von den Ah- nen keine Gemeinsamkeiten. Abschließend sei noch kurz auf die borealen Polyptychiti- nae und die tethyalen Neocomitinae eingegangen. Die Polyp- tychitinae verschwinden in ihrem Hauptentfaltungsgebiet, der Nordsee und ihren kleinen Nebenmeeren, ganz allmäh- lich mit der zunehmenden Erwärmung. Migrationen erfolg- ten sowohl in andere boreale bis hochboreale Becken (KEMPER & JELerzkv 1979) als auch bis in die Tethys (Kemper, Rawson & THıEuLoY 1981). Zumindest bei den letzteren ist ganz klar, daß die migrierenden Arten im neuen Lebensraum des Südens länger persistierten als im Stammgebiet. Ein langes Überleben ist von Tiefsee-Relikten bekannt. Bei den Polyptychitinae mag eine Abwanderung in größere Tiefen vorgelegen haben, doch zeigen andere Beispiele, wie das der Buchien, daß ein längeres Persistieren auch in Flachwasser-Biotopen möglich war. Interessant ıst das Verhalten der Neocomitinae, einer Gruppe der Perisphinctaceen, deren Heimat und Lebensraum das wärmere Wasser der flacheren Bereiche der Tethys waren. Im frühen Ober-Valangin kam es im Zusammenhang mit der Transgression zu Migrationsschüben in die borealen Becken. Ob die Transgression epeirogenetisch-tektonisch oder eusta- tisch, etwa in Zusammenhang mit einer ‚„„Zwischeneiszeit“ bedingt war, kann nicht sicher entschieden werden. Im Nie- dersächsischen Becken fand eine Faunenmischung aus borea- len und tethyalen Formen statt (KEMPER, RawsoNn & THIEULOY 1981). Im folgenden Zeitabschnitt, der deutlich regressive Ten- denzen zeigt (Schüttung der Dichotomiten-Sandsteine im Westen des Niedersächsischen Beckens), erlebten die Dicho- tomiten s. l. ihre Blütezeit. Relikte tethyaler Herkunft sind zwar vorhanden, aber selten und unbedeutend. Dann folgte die große eustatische Spätvalangin-Transgression, die ihren Höhepunkt im frühen Hauterive (der Gliederung im Boreal- gebiet) erreichte und die durch die beginnende Warmzeit ver- ursacht wurde. Die Dichotomiten verschwanden und wurden nun vollkommen von Gruppen der Neocomitinae ersetzt. Wie neueste Erkenntnisse in Nordwestdeutschland zeigen, verlagerte sich das Entfaltungszentrum der Neocomitinae mit dem Temperaturanstieg von der Tethys in das Borealgebiet. Es setzte nun die schon mehrfach geschilderte Entwicklung ein, daß Restgruppen im alten Verbreitungsgebiet bleiben, je- doch selten und unbedeutend werden, während im neu er- oberten Reich gleichsam ein neues Leben beginnt, für das hier stellvertretend nur die Gattung Endemoceras genannt sei. Von den neuen borealen Gruppen wurde erst ein kleiner Teil beschrieben (Kemper, Rawson & THIEULOY 1981). Daß diese Entwicklung bisher unbekannt war, hat einen einfachen Grund: Neocomitinae waren Tiere des Flachwas- sers. Marginalsedimente des Valangin waren in Nordwest- deutschland aber kaum aufgeschlossen. Aufschlüsse existier- ten nur in den zentralen Beckenteilen, so daß uns das Bild der Beckenfazies mit ihren einseitigen Fossilgemeinschaften so lange irregeführt hat. Ebenso deutlich wie die Ammoniten be- stätigen auch die Änderungen der benthonischen Mikrofossi- lien den hier postulierten Klimaverlauf. Schließlich seı noch erwähnt, daß sich auch die sedimento- logischen Befunde gut in das Bild einordnen. Im Abschnitt Valangin-Hauterive zum Beispiel ist sowohl eine Zunahme des Karbonat- als auch des Eisengehaltes bei gleichzeitiger Aufhellung der Gesteinsfarbe festzustellen. Hatten die dun- kelgrauen bis schwärzlichen Tonsteine des Unter- und des unteren Ober-Valangin nur minimale Karbonatgehalte, so kam es vom späten Valangin ab und vor allem im Hauterive im flacheren Wasser des Ostteiles des Niedersächsischen Bek- kens sogar zur Bildung von Kalksteinen, in anderen Becken- teilen zur Bildung von mittelgrauen Mergeltonsteinen. Wie die oolithischen Eisenerze des Hauterive und Barreme verraten, war in dieser Zeit die Zufuhr von Eisenlösungen vom Festland besonders hoch. Auch im Westteil des Beckens kam es zur Bildung von Eisenerzen und eisenschüssigen Sandsteinen, so daß man das Hauterive als geologische ‚„‚Ei- senzeit‘‘ bezeichnen kann. Die Sandsteine des Valangın (Bentheimer Sandstein, Dichotomiten-Sandstein u. a.) sind grundsätzlich verschieden, sie sind heller und frei von Eisen- verbindungen. Sie sind offensichtlich unter kühl-humiden Klimabedingungen mit begrenzter Lösung von Eisenverbin- dungen entstanden. [e7) a un 6. DIE BEDEUTUNG DER KLIMASCHWANKUNGEN Wie gezeigt wurde, haben Klimaschwankungen in der Un- terkreide eine große Rolle gespielt. Diese Feststellung ist nicht nur allgemein interessant, sondern deswegen so eminent wichtig, weil die Temperatur der bedeutendste Umweltfaktor war, gleichsam der Primärfaktor, von dem die meisten ande- ren abhingen und gesteuert wurden. Man denke nur an das marine Strömungssystem, die Wassermassen, die Migratio- nen der Faunen etc. Die Unterschichtung der Ozeane mit kal- tem Wasser führte zu weit verbreiteten Auftriebswassermas- sen („upwelling‘‘) mit all den Folgen für Sedimentbildung (‚black shales“, Phosphoritbildung) und für die Phylogenie der Organismen (Kemper 1983), um nur einiges zu nennen. In Anbetracht der Schwierigkeiten, zu einer einheitlichen Gliederung der Schichtenfolgen in der Welt zu kommen, bleibt die Brauchbarkeit der Temperaturschwankungen als „events“ zu prüfen. Auch sie liefern im Hinblick auf die komplizierten isostatisch-eustatischen Folgewirkungen keine einfache Patentlösung, doch können sie bei Beurteilung und Kontrolle von Abgrenzungskriterien nützlich werden. Fest steht jedenfalls, daß die auf Temperaturanstieg zurückgehen- den Grenzziehungen (Valangin/Hauterive und Unter-/Mit- tel-Alb) auf auffälligen Faunenwechseln beruhen. Diese er- folgen jedoch nicht schlagartig, sondern allmählich. Von den Übergängen abgesehen, sind es die verläßlichsten Abgren- zungen innerhalb der Unterkreide. SCHRIEIENVERZEIGEINTS CAREY, S. W. & AHMAD,N. (1961): Glacial marine sedimentation. — In: Geology of the Arctic (ed. G. ©. RAASCH), II: 865-894; Toronto. Donn, W.L.& SHAw, D.M. (1977): Model of climate evolution ba- sed on continental drift and polar wandering. — Geol. Soc. Amer. Bull., 88: 390-396, 7 Abb.; Washington. FRAKES, L. A. (1979): Climates throughout Geologic Time. — 1-310; Amsterdam (Elsevier). IMLAY, R. W. (1960): Ammonites of Early Cretaceous Age (Valangi- nıan and Hauterivian) from the Pacific Coast States. —- Geol. Surv. Prof. Paper 334-F: 167-228, Abb. 34-36, Taf. 24-43; Washington. JELETZKY, J. A. (1965): Late Upper Jurassic and early Lower Creta- ceous fossil zones of the Canadıan Western Cordilleria, Bri- tish Columbia. — Geol. Surv. Canada, Bull. 103: 1-70, 4 Abb., 12 Taf.; Ottawa. KapLan, M.E. (1978): Kal’citovye pseudomorfozy v jurskich i ni2- nemelovych otlozenijach Severa vostocnoj Sibiri.- Geologija ı Geofizika. 12, 1978: 62-70, 4 Abb., 2 Tab.; Novosibirsk. (Russ.). KEMPER, E. (Ed. 1983): Das späte Apt und frühe Alb Nordwest- deutschlands, Versuch der vollständigen Analyse einer Schichtenfolge. - Geol. Jb. A 65; Hannover. (Im Druck.) — — & JELETZKY, J. A. (1979): New stratigraphically and phylo- genetically important Olcostephanid (Ammonitida) taxa from the uppermost Lower and Upper Valanginian of Sverdrup Ba- sin, N. W. T.- GSC-Paper 79-19: 1-17, 9 Abb.,4 Taf.; Ot- tawa. — — & RAwson, P. F. & THIEULOY, J. P. (1981): Ammonites of Tethyan ancestry in the early Lower Cretaceous of northwest Europe. — Palaeontology, 24 (2): 251-311, 8 Abb., Taf. 3447; London. — — & SCHMITZ, H. H. (1975): Stellate Nodules from the Upper Deer Bay Formation (Valanginian) of Arctic Canada. — Geol. Surv. Can., Paper 75-1C: 109-119, 17 Abb.; Ottawa. — — (1981): Glendonite — Indikatoren des polarmarinen Ablage- rungsmilieus. — Geol. Rundschau, 70 (2): 759-773, 1 Abb., 2 Taf.; Stuttgart. OWEN, H. G. (1976): Continental displacement and expansion of the Earth during the Mesozoic and Cenozoic; Phil. Transact. Royal Soc. London, math. and phys. Sciences, vol. 281, No. 1303: 223-291, 18 Abb.; London. RAwson, P. F. (1971): Lower Cretaceous Ammonites from North- East England: The Hauterivian genus Simbirskites. — Bull. Brit. Mus. (Nat. Hist.), Geology, 20 (2): 27-86, 10 Abb., 12 Taf.; London. — — (1974): Hauterivian (Lower Cretaceous) ammonites from Helgoland. - Geol. Jb., A 25: 55-83, 1 Tab., 4 Taf.; Hanno- ver. SLITER, W. V. (1981): Albian Foraminifers from the Lower Cretace- ous Christopher Formation of the Canadian Arctie Islands. — Geol. Surv. Canada, Bull. 300: 41-70, 15 Abb., Taf. 9-15; Ottawa. STOLLEY, E. (1935): Über ungewöhnliche Cephalopoden der nord- westdeutschen Unterkreide sowie über Heimat und Wande- rung gewisser Gattungen und Arten und deren stratigraphi- schen Vergleich. — Neues Jb. Miner. etc. Beil.-Bd.73, Abt. B, 1935: 384-403; Stuttgart. SuEss, E., BALZER, W. etal. (1982): CaCO, Hexahydrate from Or- ganic-Rich Sediments of the Antarctic Shelf: Precursors of Glendonites. - Science, 216: 1128-1131, 2. Abb.; New York. VAKHRAMEYEV, V. A. (1978): The climates of the Northern Hemi- sphere in the Cretaceous in the Light of Paleobotanical Data. — Paleont. Jour., 1978 (2): 143-154, 4 Abb.; Moskau. Tafel 1 Alle Objekte sind in natürlicher Größe abgebildet und stammen aus dem oberen, valanginischen Ab- schnitt der Deer Bay Formation des Sverdrup Beckens (Kanada, NW-Territories, arktisches Archipel). Es sind Fossilien und Aggregate des extrem kalten Wassers. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 1-3: 4,5, 14: RN Glendonite (‚‚euhedral aggregates“, ‚‚stellate nodules“, „‚,hedgehog-concretions‘“) in unter- schiedlicher Größe und Ausbildung. Es sind Pseudomorphosen von Calcit nach CaCO; Hexahydrat (SUESS et al. 1982). Fig. 1: Amund Ringnes Island. la: Ansicht von unten, 1b: von der Seite (Abflachung der Unterseite!). Fig. 2 u. 3: Ellef Ringnes Island (Westteil). Bucha ex gr. bulloides - aff. inflata (TOULA) sensu JELETZKY. — Diese Gruppe kleinerer Buchien stellt die letzten Vertreter der Gattung im Sverdrup Becken. Crassicollis-Niveau des Ober-Valangin von Ellef Ringnes Island. Die vorstehend genannten kleinen Buchien sind in manchen Lagen des jüngeren Ober- Valangin so häufig, daß sie nach Toneisensteinverbackung Knollen bilden. Amund Ringnes Island (NW-Teil). Buchia keyserlingi (LAHUS.). — Buchien dieser Gruppe migrierten im Laufe des Ober-Valan- gin in südliche Meere (vgl. Taf. 2, Fig. 1-4). Fig. 7: Axel Heiberg Island, Buchanan Lake Gebiet. Fig. 8: Rechte Klappe, Blackwelder Mountains, Ellesmere Island (Nordteil). Buchia aff. keyserlingi (LAHUS.). - Fundort wie Fig. 8, oberstes Schichtpaket der Deer Bay Formation. Buchta crassicollis solida (LAHUS.). — Auffällige Art des unteren Ober-Valangin mit Leitwert. Ellef Ringnes Island, Westteil. Helicacanthus sp. — Eine Kaltwasser-Art der Gastropoden-Familie der Amberleyidae. Station Creek, unweit der Eureka-Wetterstation, Ellesmere Island. Siberiptychites stubendorffi (SCHMIDT). — Diese Art gehört zu einem in der Jugend sehr fein berippten Stamm der Polyptychitinae, der sich in den arktischen Becken entfaltete. Unter- Valangin. Amund Ringnes Island (NW-Teil). © „„Polyptychites““ rectangulatus (BOGOSL.). — Diese Art ist ein anderer arktischer Vertreter der Polytychitinae. Sie zeigt noch deutlicher als Fig. 12 die feine Berippung der frühen Stadien wie sie bei arktischen Arten oft zu beobachten ist. Fundort und Stufe wie bei Figur 12. Zitteliana 10, 1983 Tafel 1 KEmPER, E. Tafel 2 Alle Fossilien sind in natürlicher Größe abgebildet. Es sind Migrationsformen oder -gruppen. Fig. Fig. Fig. 1-4: . 16-21: Buchia aff. keyserlingi (LAHUS.).— In NW-Deutschland wurden sie bisher im Noricum-Kalk- sandstein des Emslandes und im Eisenerz von Salzgitter (die hier abgebildeten Exemplare, leg. WIEDENROTH) beobachtet. Sie erscheinen demnach in Europa in Warmwasser-Ablagerungen des frühen Hauterive, nachdem sie vorher im Valangın die kalten Polarmeere bewohnt hatten. Polyptychites keyserlingi (NEUM. & UHL.). — Unter-Valangin. Bückeburg. Prodichotomites ivanovi (ARISTOV). — Ober-Valangin. Ottensen b. Stadthagen. P. keyserlingi und Prod. iwanovi sind Gruppen der Polyptychitinae, die in Mitteleuropa ent- standen, im Valangın aber bis in die arktischen Becken vordrangen. Ringnesiceras (Ringnesiceras) amundense KEMP. & JEL. — Tiefes Ober-Valangin. Amund Ringnes Island (NW-Teil). Diese arktische Art steht an der Wurzel der Simbirskitinae. Die erste Phase der Entwicklung der Simbirskitinae fand in der Arktis statt. In Europa traten sie erst im späten Unter-Hauterive auf. Es werden hier einige Arten aus dem Ober-Hauterive von Helgoland abgebildet (Photos und Genehmigung von Dr. P. F. RAwsON): Simbirskites (Speetoniceras) inversum (PAVL.) Sıimbirskites (Simb.) cf. decheni (ROEM.) Simbirskites (Craspedodiscus) phillipsı (ROEM.) Simbirskites (Milanowskıa) helgolandicus RAWS. Leymeriella tardefurcata (LEYM.). — Unter-Alb, Fig. 12: Altwarmbüchen; Fig. 13-15: Immensen, östlich von Lehrte. Leymeriella sp. sp. - Bruchstücke von Gehäusen dieser Ammoniten-Gattung aus bläulichen Leymeriella-Kalken des Kolah-Qazi-Gebirges südlich von Isfahan (Zentraliran). Diese bläulichen Kalke trennen einen älteren von einem jüngeren Orbitolinen-Kalk und re- präsentieren Sedimente einer kühleren Phase, der clansayesisch-frühalbischen Kaltzeit. Die Leymeriella-Arten sind praktisch identisch mit denen des Niedersächsischen Beckens und anderer Gebiete Eurasiens (siehe Fig. 12-15 dieser Tafel). Zıtteliana 10, 1983 N) ie x er win ae, iin, P= „alte Er = KempEr, E. 371 ISSN 0373 — 9627 Synchrone Kaltwasser-Ablagerungen: Die Grenzschichten Cenoman-Turon in Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg (Süddeutschland) EDWIN KEMPER & WOLFGANG WEISS*) KURZFASSUNG Es werden jüngste, an den dunklen Tonsteinen des späten Apt (Clansayes) und frühen Alb gewonnene Erkenntnisse auf die schwarzen Schichten des Cenoman-Turon-Grenzberei- ches NW-Europas (,‚Plenus Marl Formation“) und auf die unteren Schichtglieder der süddeutschen Regensburger Oberkreide (Eibrunner und Rheinhausener Schichten, Am- berger Tripel u. a.) übertragen. Die Gesteine des Cenoman-Turon-Grenzbereiches kön- nen allgemein als Sedimente des kühleren Wassers angesehen werden. Die tiefere Regensburger Schichtenfolge ist jedoch das Produkt von kaltem Wasser besonderer Art, von aufdrin- gendem Tiefenwasser (“coastal upwelling”). Bedeutsam ist, daß es sich in beiden Regionen um zeitgleiche Ablagerungen handelt. Beide gehen auf die gleiche Ursache zurück, auf eine kältere Klimaphase. Die untere Folge der Regensburger Oberkreide ist eines der schönsten Beispiele einer Faziesasso- ziation und -abfolge, wie sie durch kaltes Auftriebswasser entsteht. ABSTRACT The investigation of the late Aptien and early Albien black shales in NW Germany (Kemper 1983) demonstrates that cli- matic changes and upwelling of deeper cold water have greatly influenced the deposition of this facies type. These observa- tions and results are now applied to the dark beds of the Ce- nomanian-Turonian transitional sequence in NW Europe and to the also dark units in the early Upper Cretaceous in the Re- gensburg area (Eibrunner and Reinhausener Schichten, Am- berger Tripel a. o., Southern Germany). Similarities of the lithological and faunal successions show that these dark beds of late Cenomanian to early Turonian age in middle and northern Europe can be interpreted indeed as deposits of cool water. The lower units of the Regensburg se- quence originate also in cool water, but in a different way; in this case cool water is ascending from greater depths by co- astal upwelling. Remarkable is that both types of cool water deposits have the same age (late Cenomanian to early Turo- nian) and the same origin due to a cool climate. sEINLEITUNG Der Versuch einer vollständigen Analyse der Schichten- folge jüngstes Apt (Clansayes)/frühes Alb in NW-Deutsch- land (Kemper 1983a) hat eine Fülle von neuen Erkenntnissen gebracht, die es gestatten, bisher rätselhafte Fazieskörper zu deuten. Zu solchen schwer interpretierbaren oder bisher nicht zutreffend gedeuteten Fazieskörpern oder -folgen gehören die schwarzen Schichten des Grenzbereichs Cenoman-Turon Mittel- und Nordeuropas und die unteren Glieder der Re- gensburger Oberkreide. *) E. KEMPER und W. WEISS, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Stilleweg 2, 3000 Hannover 51. Das Hauptergebnis der Bearbeitung der dunklen Tonsteine des nordwestdeutschen späten Apt und frühen Alb war die Erkenntnis, daß kalte Klimaphasen und von diesen induzier- tes verstärktes Hochdringen von kaltem Tiefenwasser (“Up- welling”) in der Erdgeschichte von außerordentlicher Bedeu- tung gewesen sind. Das Zusammenwirken beider führt in der Regel zu jenen als merkwürdig empfundenen Faziesentwick- lungen, deren Analyse mit konventionellen Vorstellungen Schwierigkeiten macht. 2. DIE SCHWARZEN SEDIMENTE DES CENOMAN-TURON GRENZBEREICHS IN NW-EUROPA Die Grenzschichten Cenoman-Turon stellen in weiten Tei- len NW-Deutschlands und der Nordsee ein markantes Schichtpaket dar, das durch dunkle Lagen ausgezeichnet ist. Bei BurnHiLL & Ramsay (1981) wurde es Plenus Marl Forma- tion genannt (siehe auch Weiss 1982). BALDSCHUHN, JARITZ & KocH (1977) konnten nachweisen, daß auf der Pompeckjschen Scholle zwischen Cenoman und Turon eine Lücke vorhanden ist. Nach BurnHiıLL & Ramsay (1981) soll die Plenus Marl Formation “the peak of the transgressive phase” des ‚‚frühen Turon‘“ (= Cenoman-Turon) sein, doch geht das aus der bei- gegebenen Abbildung (Fig. 5) nicht eindeutig hervor. Klar ersichtlich ist an dieser Abbildung dagegen die sich anschlie- ßende regressive Phase, während der strukturelle Hochlagen erodiert wurden. Anschliefßend folgte die Transgression der Herring Formation. Demnach wird die Plenus Marl Forma- tion im Bereich von Hochlagen sowohl unten als auch oben durch Hiaten begrenzt. “It consists of dark brown to black sapropelitic mudstones rich in planktonic foraminifera and radiolarıa, but yielding a sparse benthonic fauna”. Ähnliche Verhältnisse wurden auch in NW-Deutschland beobachtet. Ernst et al. (Vortrag beim Kreide-Symposium München 1982 und dieses Heft) erwähnten, daß die dunklen Schichten des Cenoman-Turon-Grenzbereichs ım Süden, auf der Rhei- nischen Masse, lateral in Grünsande übergehen und an ande- ren Stellen, z. B. östlich von Hannover, als Rotpläner ent- wickelt sind. Ernst et al. (1982) führten in Kenntnis der hauptsächlichen Ergebnisse von Kemper (1983a) und wohl davon angeregt erstmalig kaltes Wasser und “Upwelling”-Ef- fekte als Ursache der schwarzen Cenoman-Turon-Grenz- schichten und ihrer Faziesäquivalente an. Tatsächlich erinnern diese schwarzen Sedimente mit ihrem Kieselplankton stark an die eindeutigen Kaltwassersedimente der Zeit spätes Apt (Clansayes)/frühes Alb. Auch mit diesen waren immer eustatisch-isostatisch bedingte Meeresspiegel- schwankungen verbunden (Kemper, 1983b dieser Band). Es ist vorstellbar, daß die beiden Regressionsphasen vor und nach der Ablagerung der “Plenus Marl Formation” sensu BurnHiı & Ramsay (1981), die sich besonders auf Blöcken und Hochlagen bemerkbar machen, auf Wasserbindung in Eiskappen nach jeweiligen ziemlich plötzlichen Temperatur- abfällen zurückgehen. Die biostratigraphische Einstufung der dunkelgefärbten, oft schwarzen Mergel erfolgt in den beiden hier genannten Regionen in erster Linie mit planktonischen Foraminiferen. Das Aussetzen der Rotaliporen markiert die Cenoman-Tu- ron-Wende. Vor der Cenoman-Turon-Wende steigt die Di- versität und die Densität der planktonischen Foraminiferen, insbesondere der Rotaliporen, in den schwarzen Sedimenten deutlich an und signalisiert ein ökologisches Optimum. Nach dem Aussetzen der Rotaliporen treten vereinzelt oder auch in großen Populationen ungekielte planktonische Foraminiferen (grandes Globig£rines) hervor, die als palöko- logisch weniger anspruchsvoll gelten. Erst im unteren Turon folgen sukzessive wieder gekielte planktonische Foraminife- ren nach. Die klimatisch bedingte Zufuhr kalten Wassers führt zunächst zu einem Anstieg der Diversität und Densität der planktonischen Foraminiferen, die nach Überschreiten eines gewissen Bereichs für bestimmte Gruppen, hier die Ro- taliporen, abreißt und andere Gruppen hervortreten läßt. Der Kaltwassereinfluß markiert somit in der Entwicklung einen erheblichen Einschnitt. 3: DIE.SCHICHTENFOLGE;DES. REGENSBURGER. .GOLEES Die Schichtenfolge der Regensburger Kreide wurde von Fav, FORSTER & MEYER (1982) in sehr übersichtlicher Weise dargestellt. Auf diese Darstellung wird hier Bezug genom- men. Demnach erfolgte die Überflutung des Regensburger Gebietes im späten Cenoman. Von besonderer Bedeutung ist das Gebiet von Bad Abbach (Profil Mühlberg; Weiss 1982). Hier folgt über dem Transgressionskonglomerat der ober- cenomane Regensburger Grünsandstein. Er zeigt Entkiese- lungserscheinungen (Kieselknollen und -bänke) und enthält nur eine arme Mikrofauna. Mit scharfer Abgrenzung folgen darüber die Eibrunner Mergel, in denen Actinocamax plenus (Bramv.) gefunden worden ist. Der untere Teil der Eibrunner Mergel enthält eine reiche Mikrofauna des hohen Cenoman, u. a. mit Rotaliporen. Die oberen Eibrunner Mergel haben nur eine ärmere Mikrofauna, nach der sie in das Unter-Turon einzustufen sind. Über den Eibrunner Mergeln folgen die Rheinhausener Schichten. Es sind kieselige Kalke mit Massenvorkommen von Schwamm-Spiculae und Linsen von weißlichem, porö- sem Tripel, einem Diatomit der modernen Nomenklatur. Inoceramen der labiatus-Gruppe erlauben eine eindeutige Einstufung als Unter-Turon. Beim Profil Benberg wird für die Reinhausener Schichten Montmorillonit-Reichtum und Glaukonitführung angege- ben. Besonders instruktiv sind hier die mikropaläontologi- schen Befunde von RıscH (in Fay et al. 1982), nach denen in den oberen Eibrunner Schichten (tiefes Turon) eine Verar- mung der Fauna einsetzt. ‚‚(Es) fehlen planktonische Fora- miniferen; es liegt aber noch eine individuenreiche und arte- narme benthonische Kalk- und Sandschaler-Fauna vor.“ Die Fauna der Reinhausener Schichten wird, abgesehen vom Reichtum an Schwammresten, als arm angegeben. Im Raum von Amberg entsprechen die Reinhausener Schichten dem Amberger Tripel, einem Diatomit, der von schwarzen Mergeln mit Kalkknollen unterlagert wird, einem Äquivalent der höheren Eibrunner Mergel. Wie die umfassende Studie am Clansayes und frühen Alb NW-Deutschlands ergeben hat (Kemper 1983a), sind all die erwähnten Erscheinungen nicht isoliert, sondern in ihrer Ab- folge und Assoziation typisch für Meeresteile, die durch kal- tes Auftriebswasser (“coastal upwelling”) gekennzeichnet sind. Besonders charakteristisch ist das Auftreten von Diato- miten und Kieselschwämmen sowie eine Verarmung der rest- lichen Faunen, insbesondere das Zurücktreten oder Ver- 373 schwinden der planktonischen Foraminiferen. Auch die Bil- dung von Glaukonit und Kieselknollen und -bänken sowie von Montmorillonit gehört zu der Faziesassoziation des “Upwelling”-Typs. Für Einzelheiten kann auf Kemper (1983a) und Kemper & ZIMMERLE (1982) verwiesen werden. A-ERGEBNISSE Wie geschildert wurde, kam es im Regensburger Golf an der Wende Cenoman-Turon zum Aufdringen kalten Tiefen- wassers. Dieses “Upwelling” erreichte seine höchste Intensi- tät während der Bildung der Tripelgesteine (Neuburger Kie- selkreide, Reinhausener Schichten, Amberger Tripel). Wie die Befunde der Mikropaläontologen (RıscH, Weıss in Fay, FORSTER & MEYER 1982) und auch die Einzelfunde von Actı- nocamax plenus (,‚Plenus Mergel‘) direkt zeigen, entspricht der Einsatz des Kaltwasserauftriebs genau der Bildung der dunklen spätcenomanen bis unterturonen Schichten (,,‚Plenus Marl Formation“) NW-Europas. Diese Synchronität ist sicher nicht zufällig. Vielmehr haben die schwarzen Sedimente der Grenzschichten Cenoman-Tu- ron in NW-Europa und der Kaltwasserauftrieb im Regens- burger Golf die gleiche Ursache: eine Klimaverschlechterung. Denn eine Abkühlung führt einerseits zu einer Umstellung des Strömungssystems: das gyrenkontrollierte thermosphae- rische System der warmen Zeiten wird durch das psychro- sphaerische ersetzt, das durch eine vorwiegende Vertikal- komponente ausgezeichnet ist. Andererseits wird durch den erhöhten Temperaturgradienten die Zirkulation generell ver- stärkt. Somit unterstützen auch diese Überlegungen die An- nahme einer kühlen Klimaphase an der Wende Cenoman-Tu- ron. Die untere Folge der Regensburger Oberkreide ist eines der schönsten Beispiele einer Faziesassoziation und -abfolge wie sie durch kaltes Auftriebswasser hinterlassen wird. SCHRIFTEN BALDSCHUHN, R., JARITZ, W. & KocH, W. (1977): Stratigraphie der Oberkreide in Nordwestdeutschland (POMPECK]J’sche Schol- le). - Geol. Jb., A 38: 1-128, 3 Abb., 19 Taf.; Hannover. BURNHILL, T. J. & RamsAy, W. V. (1981): Mid-Cretaceous Palaeon- tology and Stratigraphy, Central North Sea. - In: Petroleum Geology of the Continental Shelf of North-West Europe: 245-253, 5 Abb.; London. ERNST, G. et al. (1983): Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland. — Zitteliana, 10: München. Fay, M., FORSTER, R. & MEYER, R. (1982): 2. Symposium Kreide, München 1982; Führer zu den Exkursionen; Exkursion A: Regensburger Kreide: AI-A54, 12 Abb.; München. KEMPER, E. (Editor), (1983a): Das späte Apt und frühe Alb Nord- west-Deutschlands, Versuch der umfassenden Analyse einer Schichtenfolge. — Geol. Jb. 65 (im Druck), Hannover. — — (1983b): Über Kalt- und Warmzeiten der Unterkreide. — Zit- teliana, 10: München. KEMPER, E. & ZIMMERLE, W. (1983): Facies patterns of Cretace- ous/Tertiary subtropical upwelling system (Great Syrian De- sert) and Aptian/Albian boreal upwelling system (NW Ger- many). — In: SUESS, E. & THIEDE, J. (Ed.): Coastal Upwel- ling: Its Sediment Record (Symposium Portugal 1981). Im Druck. WEISS, W. (1982): Planktonische Foraminiferen aus dem Cenoman und Turon von Nordwest- und Süddeutschland. — Palaeonto- graphica, Abt. A, 178 (1-3): 49-108, 6 Taf., 9 Abb.; Stutt- gart. Ä ö > | a5 5 vs u a6 es im Ders ke . a & ik Keıh 4 » ALT u i /® [er DE "Ir _ . PEERZ . Per — Tr u en > Ps . 52 8 . Ed Bi Pe Pe I B ai . RA Fa Tu 6 ar dar i = DV ie ne — — EIN EEE NN ner uw EAN a j Lan » u 5 un ber Br 00. =» 6 ® a. = = . u u y Aete — u eu 8. pe ee ra er Mi ee rm. 0a u be ROTE T N A 1 Bu EN) ana ‘ eh Drag! A irn TE . Fl wi rche N nt ir > Peru N zn Tuner es Pe a rn ar rk ren A mn Pr er Art hei) ans): kin be EEE I TT IE TB ST ur.r il: = na Milieu u Z - ET 1 7 "2 2 72 DEE en ze w > PER 22 u air. Deal A it ech Ba 7 Da a un Fr a . = . 1 DEE %: DE a Ar TE DE an uns Tal ib De Finn Eee re een Ve a te SED a Eee = Br —% ne (dr en an REEL EEE ee er Em) Bern Fr} ae Vu Er a ErrL > Zu > mie 2 a ed => En nn mar er Ve aa a ee a TED Dt Zn > en Ein du ne a euere FA u. oa TEEN AY Ka f a ug a y rpm) em Irene En PT IV ini mof = dr v. = wer WATTE are. way iz ; Au zB a) % Br ai Dar 2 Fo or ) Asa Pr Dry ee ee De re I ru er 113 Au 202 PT 29 ae Fe Aa earen 2 »48 & — u N u ! u au In De a ln BE SR BE DE ET FE IP SL 7, ' . 375 Bean Ti München, 1.Jal 198 ISSN 0373 29007 Sur la paleozoog£ographie des bassins eocretaces du Caucase Par ELISSO V. KOTETICHVILI*) Avec 8 figures dans le text et 6 tableaux RESUME Se basant sur l’analyse comparable des complexes d’Am- monites du Cretace inferieur la subdivision paleozoogeogra- phique des bassins Mediterraneens est donnee dans les limites de l’Europe du Sud, de l’Afrique du Nord et du Sud de PURSS. Le provincialisme d’Ammonites est bien marqu& au Berria- sien etäl’Albien; au Valanginien-Aptien il s’abaisse. Le chan- gement quantitatif des genres Bor&aux et Tethysiens est ob- serve durant des sıecles du Cretace inferieur; la direction de migration de quelques genres est precise; quelque changement climatique est etabli sur la base de la repartition d’Ammonites. IIBSIURALGT: Based on a comparable analysis of the Lower Cretaceous ammonite complexes a paleozoogeographical subdivision of Mediterranean basins of Southern Europe, North Africa and the Southern part of the USSR is given. Ammonite provincialism is well manifested in the Berria- sian and Albian. In the Valanginian-Aptian it is reduced. Quantitative exchange of Boreal and Tethyan genera is obser- ved. Directions of migration are precised for some genera. Ba- sed on the distribution of ammonite genera climatic variations are suggested. KURZFASSUNG Durch vergleichende Faunen-Untersuchungen der unter- kretazischen Ammoniten-führenden Folgen wird eine paläo- zoogeographische Unterteilung der mediterranen Sedimen- tationsbecken in Südeuropa, Nordafrika und dem südlichen Teil der USSR vorgestellt. Während im Berrias und im Alb bei den Ammoniten ein ausgesprochener Provinzialismus herrschte, war dieser vom Les bassins Eocretaces du Caucase situes dans la partie NE de la Mediterran&e, etaient limites immediatement au Nord *) E. V. KOTETICHVILI, Geological Institute AN GSSR, Z. Rouk- hadze str. 1, korp. 9, USSR 380093 Tbilisi. Valangın bis in das Apt sehr reduziert, es fand ein vollständi- ger Austausch von Tethys-Gattungen mit Gattungen des bo- realen Bereiches statt. Für einige Gattungen können die Wan- derwege verfolgt werden. Aus der Verteilung der Ammoni- ten-Gattungen kann auf Klimaschwankungen geschlossen werden. par des bassins Bor&aux. C’est pourquoi du point de vue pa- leozooge&ographique l’influence permanente du regne Boreal sur le regne Tethysien joue un role important dans l’histoire Mesozoique de ces bassins; cette influence s’exprime diffe- remment suivant les &poques. Pendant quelques siecles juras- siques elle est assez considerable (Rostovzev, 1978, SAKHA- 376 rov, 1978). Elle se prolonge pendant l’Eocretace variant selon des siecles avec un maximum au Valanginien et a l’Hauterivi- en. Au Jurassique (Rosrovzev, 1978) aussi qu’au Cretace infe- rieur au Caucase on remarque l’augmentation de la quantite des genres et d’especes Bor&aux du Sud au Nord. Par conse- quent, le bassin du Caucase du Nord etait toujours plus ex- pose ä l’influence Boreale, que celle de la Transcaucasie. Le geoanticlinal Caucasien, existant deja entre eux, presentait une barriere physique favorisant cette difference. Dans le bassin Transcaucasien nous considerons trois par- tie: 1. La partie Nord -domaine profond de lamer neritique — zone infraneritique; 2. La masse mediane de Transcaucasie (bloc G£orgien) — zone littorale jusqu’au Barremien inferieur puis zone &pineritique; 3. Le Caucase Mineur — zone infrane- ritique. Lagrande majorite des genres d’ammonites du Berria- sien-Hauterivien est rependue dans la partie Nord, quelques genres sont connus dans le Caucase Mineur, sur le bloc me- dian ils sont absents presque totalement. Parmi les 11 genres Berriasiens, connus dans la partie Nord, au Caucase Mineur il yena deux - Berriasella et Spiticeras; parmi les 5 genres Va- langiniens - deux — Olcostephanus et Neocomites,; parmi les 6 genres Hauteriviens — deux — Balearıtes et Subsaynella. La transgression Eocretace atteint le bloc median plus tard; c’est seulementä la fin de l’'Hauterivien qu’apparait le premier am- monite — representant du genre Simbirskites. Tout ce qui precede permet de conclure: le bassin Nord de la Transcaucasie n’etait pas lie directement ä celui du Caucase Mineur; le bloc median £tait une barriere physique et la pene- tration des genres rares dans ce dernier devait se realiser soit par un detour du bloc median, soit ä partir autres bassins de la Mediterranee, situes plus au Sud. A partir du Barremien les relations quantitatives entre les trois complexes d’ammonites de Transcaucasie changent. La mer qui couvrait le bloc mediane devient un milieu propice au developpement des ammonites et depuis lors jusqu’ä la fin de l’Albien elle constitue un lieu d’epanouissement de nombreu- ses familles de ce groupe. Dans les bassins situes plus au Nord et plus au Sud on rencontre les complexes d’Ammonites tou- jours plus pauvres que ce du bloc median. La differentiation des genres d’ammonites qui depende de la profondeur de la mer dans les differentes parties de Transcaucasie atteint son maximum dans le Barremien. Au Barremien le bloc median, la partie Nord et le Caucase Mineur comportent successivement 20, 16 et 15 genres. 5 d’entre eux- Costidiscus, Crioceratites, Imerites, Colchidites, Barremites — sont ubiquistes. 5 sont communs pour le bloc Georgien et la partie Nord - Paracrioceras, Heteroceras, Pa- raimerites, Hemihoplites, Matheronites; 4 — pour le bloc Ge- orgien et Caucase Mineur — Macroscaphites, Toxoceratoides, Argvethites, Hamulina; 5 — pour la partie Nord et le Caucase Mineur — Holcodiscus, Spitidiscus, Astieridiscus, Subpulchel- ha, Silesites. Sur le bloc G£orgien sont represente: Audoulice- ras, Eristavia, Torcapella, Pulchellia, Heinzia, Paraspitice- ras; dans la partie Nord - Hemibaculites, Anahamulına, au Caucase Mineur — Leptoceras. Al’ Aptien c’est respectivement 35, 16 et 13 genres qui sont connus sur le bloc Georgien, la partie Nord et Caucase Mi- neur. Parmi ces genres Tetragonites, Uhligella, Prochelonice- ras, Epicheloniceras, Acanthohoplites, Colombiceras, Des- hayesites sont ubiquistes. Pour le bloc Georgien et la partie Nord sont communs: Pseudocrioceras, Acrioceras, Australi- ceras, Psendohaploceras, Zuercherella, Cheloniceras, Diado- choceras, Nodosohoplites, Dufrenoya. Pour le bloc Georgien et le Caucase Mineur sont commun: Dissimilites, Ancyloce- ras, Ammonitoceras, Tonohamites. Les genres communs pour la partie Nord et Caucase Mineur sont inconnus, ainsi que les genres repandus seulement dans la partie Nord. Au Caucase Mineur ilyadeux- Gargasiceras et Valdedorsella, tandis que seulement sur le bloc Georgien persistent 15 genres: Cicatri- tes, Helicancylus, Psendoaustraliceras, Kutatissites, Tropa- eum, Hamiticeras, Ptychoceras, Aconeceras, Roloboceras, Megatyloceras, Paracheloniceras, Eodouvilleiceras, Protacan- thoplites, Procolombiceras, Hypacanthoplıtes. Dans l’Albien sur le bloc Georgien sont connus 22 genres, dans la partie Nord -5 et au Caucase Mineur — 9. Les genres Trans- caucasie Genres d’Ammonites Caucase du Nord Partie Nord Bloc Georgien Caucase Mineur Crim&e Mangychlak Haploceras Spiticeras Negreliceras Pseudosubplanites Berriasella Malbosiceras +++ +++ + Delphinella Mazenoticeras Euthymiceras Neocosmoceras Himalayites Fauriella ee + E + + + + + + + + + + Tirnovella Jabronella Dalmasiceras Pomeliceras Subthurmannia Riasanites Blanfordiceras Tauricoceras Transcaspiites Genres inconnus au Caucase Bochianites Substreblites Subalpinites Retowskiceras Surites Tableau 1. Repartition des genres d’Ammonites Berriasiens au Caucase et dans les regions voisines he) A Trans- 2 caucasie 3 I le) od eg | ® o|o fe u ® ‚HAIuy ® [6] a | o|03|w > vo |#mluulovo|E [e)) Genres 2 5 5 eg = fe 5 d’Ammonites vo laz lmavlo=slö ls Protetragonites Olcostephanus Saynoceras Valanginites Polyptychites Dichotomites Neocraspedites Thurmanniceras Neocomites ++ +++++ + + Kilianella Genres inconnus au Caucase Temnoptychites Euryptychites Astieriptychites Neohoploceras Tableau 2. Re£partition des genres d’Ammonites Valanginiens au Caucase et dans les regions voisines ubiquistes sont Puzosia et Mortoniceras. Beudanticeras, Desmoceras et Oxytropioceras sont repandus dans la partie Nord et sur le bloc Georgien; Kossmatella, Mariella, Hopli- tes, Discohoplites, Hysteroceras, Scaphites sont communs pour le bloc Georgien et Caucase Mineur. Le genres Anaho- ‚plites se rencontre seulement au Caucase Mineur, 11 genres — Eogandriceras, Anagandryceras, Janberticeras, Hamites, Anisoceras, Idiohamites, Ostlingoceras, Douvilleiceras, Ley- meriella, Cleoniceras, Stoliczkaia — sur le bloc Georgien. Les elements de la faune Boreale — les genre Lyticoceras, Speetoniceras et Simbirskites sont repandus seulement dans la partie Nord de Transcaucasie, n’atteignant jamais les partie si- tuees plus au Sud. A la fin du Barremien inferieur se produit la dispersion ra- pide des Pulchellides dans toute Transcaucasie suivant une di- stribution stratigraphique tres etroite par rapport A d’autres parties de la Mediterranee ou ils sont repandus dans tout le Barremien. A la fin du Barremien c’est l’&panouissement de la subfa- mille Colchiditinae; par la quantit& des exemplaires et la di- versite des especes les localites du bloc G&orgien sont uniques dans toute la Mediterranee. Maintenent nous pouvons comparer le complexe d’ammo- nites Eocretace de la Transcaucasie avec celui du Caucase du Nord. Ce dernier est assez riche. La quantite generale des genres (Phylloceratides et Lytoceratides exclus) — 119, parmi lesquelles 87 sont communs pour les deux regions. La diffe- rence generale entre eux du point de vue pal&ozoogeographi- 377 n [e) Trans- 2 caucasie 3 {e} ® o| © oa |o Alos ® {1} Kl o|ı 03 0) SIEHE See, s |so Iaw|ea| u d’Ammonites oO I|nAZ2|mD|us| © Balearites + + Crioceratites + + + + Aegocrioceras nn Pseudothurmannia ar 3 + Speetoniceras + + + Simbirskites + + + + Craspedodiscus + + Lyticoceras + + + Acanthodiscus 3 * Leopoldia + + + Oosterella + > Subsaynella + + Genres inconnus au Caucase zz —— Astieria + Moutoniceras + a WEN nf We Tableau 3. Repartition des genres d’Ammonites Hauteriviens au Caucase et dans les regions voisines que se traduit essentiellement par une influence plus impor- tante du regne Boreal au Caucase du Nord. Voyons comment elle s’effectue pendant les siecles Eocre- tace? Au Berriasien dans le Caucase du Nord persiste le genre Boreal Riasanites, tres frequante dans le bassin Berriasien d’Europe Orientale. Dans le bassin Nordcaucasien il est connu avec des genres typiquement mediterraneens— Fauriel- la, Malbosiceras, Berriasella, Negreliceras, Dalmasiceras etc. Dans meme bassin persiste le genre transcaspien Transcaspii- tes. Au Valanginien sont largement repandus les genres Bore- aux: Polyptychites, Neocraspedites, Valanginites, Dichotomi- tes. Avec eux sont connus Neocomites, Saynoceras etc. A l’Hauterivien les genres Speetoniceras, Simbirskites, Craspedodiscus, Lyticoceras s’epanouissent. Avec eux sont presentes Leopoldia, Astieria, Psenudothurmannia. Au Barremien apparait un complexe entierement mediter- raneen: Costidiscus, Crioceratites, Matheronites, Holcodis- cus, Barremites, Heinzia etc. La difference entre les comple- xes d’ammonites de Transcaucasie et du Caucase du Nord est exprime par la presence de quelques genres endemiques — Au- ritina, Epacrioceras etc., d’un genre transcaspien Turkmeni- ceras (rares exemplaires) et par ’absence des genres Pulchellia et Subpulchellia dans le dernier. A l’Aptien sont presentes des complexes d’ammonites sem- blable, constitues des genres europeens en general: Ancyloce- ras, Procheloniceras, Cheloniceras, Epicheloniceras, Eodou- 378 bo} “ A Trans- & Trans- zZ caucasie i 3 Fr 3 caucasie = = a 30) Ss fe] A = ® o|lo Bei v ® L un lo Aluosu| ® [9) Oo un DES) ® ie} eo Ir oD|I|a3|w > 2 d Sole o Se RN Eee | 3 44 oO Ä Genres E ala Wamaniee 3 ss jaslasla ee : Rn nite d’Ammonites (0) u=| VO 7 Amns Tetragonites + Costidiscus P Cicatrites + + Macroscaphites + + + + ; 3 Pseudocrioceras + + Crioceratites + E he E ? Helicancylus + Paracrıoceras + + + + : ; Dissimilites + + Hemicrıoceras + Acrioceras + + + Leptoceras + > Ancyloceras + + + + Toxoceratoides + As ER 5 Australicers + + + Audouliceras an Pseudoaustraliceras + + Heteroceras + * # + + ; Ammonitoceras + + + + + Argvethites + + un + ; 2 Kutatissites + + Hemibaculites + rer Tropaeum + + + ir Colchidites Ar + + + an P F Hamiticeras | + + Imerites + ar + “E 3, R R Tonohamites + + + + Paraimerites an + + nu + ; Ptychoceras + + + Erestavia 2 au e - Aconeceras + + + Hemihoplites + + + ir r Sanmartinoceras + Matheronites + + bu st 2 Valdedorsella + + Anahamulina + pE + E Pseudohaploceras + + + + + Hamulina + AR A + P | Melchiorites + + Torcapella + + . Uhligella + + + Barremites sr + + + + R Zuercherella + + + Holcodiscus hr Er + + ee Pseudosaynella + Spitidiscus + + + + A Eh: Roloboceras + + Astieridiscus + + + + £ a Megatyloceras + Silesites + + + + Ia=Y 2 Cheloniceras + + + + + Pulchellia + : h Procheloniceras + + + + + + Heinzıa ar + + x Paracheloniceras + Subpulchellia + + # F Epicheloniceras + + + + + + Turkmeniceras * Eu Hy: Eodouvilleiceras + + Paraspiticeras + # 5 : Sinzowia + Abritusites + : Parahoplites + + + E Epacrioceras + N Diadochoceras + + + + Auritina + + ve Protacanthoplites + + Tableau 4. Repartition des genres d’Ammonites Barremiens au Acanthohoplrites x & x “ 2 4 = Caucase et dans les regions voisines Nodosohoplites + + + Gargasiceras + + Procolombiceras + Colombiceras + + + + + + Hypacanthoplites + + + + Deshayesites + + + + + + + Dufrenoyia + + + + Genres inconnus au Caucase Luppovia + E: use: ; a ; Tableau 5. Repartition des genres d’Ammonites Aptiens au Cau- Caspianites Er & case et dans les regions voisines Genres d’Ammonites Eogaudryceras Anagaudryceras Kossmatella Jauberticeras Hamites Anisoceras Idiohamites Ostlingoceras Mariella Puzosia Beudanticeras Desmoceras Douvilleiceras Leymeriella Cleoniceras Hoplites Anahoplites Discohoplites Lepthoplites Sonneratia Oxytropidoceras Mortoniceras Stoliczkaia Hysteroceras Scaphites Genres inconnus au Caucase ar —u Ire) < Trans- zZ caucasie S “| = o oo =|o © oo2a|215 see 8sls2 5| Ela s [222832 58|2|2 + + + + + + + + + + + + + + + + + + + * + + + + + + + + + + + + 5 + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + * + + + + + Tetrahoplites + Epihoplites + + Euhoplites + Protohoplites + Dimorphoplites + Callihoplites + + Pleurohoplites + Arraphoceras + Arcthoplites + Bellidiscus + Anadesmoceras = Vnigriceras + Dipoloceras + Cantabrigites + Angolaites 5: Neokentroceras Be Goodhalites + Neoharpoceras E Saltericeras "Placenticeras" 379 villeiceras, Acanthohoplites, Diadochoceras, Colombiceras, Hypacanthoplites, Deshayesites. La presence des genres Sın- zovia, Melchiorites etc. seulement dans le bassin Nordcauca- sien, ainsi que la presence des genres Roloboceras, Megatylo- ceras, Dissimilites, etc. dans le bassın Transcaucasien ne con- stitue pas la difference essentielle; celle-ci est exprimee par le genre Parahoplites, frequent au Caucase du Nord et tres rare (2 ex.) dans Transcaucasie. Le complexe d’ammonites albiens est relativement pauvre dans le Caucase du Nord; persiste le genre Sonneratia, connu aussi dans les payes transcaspiens et l’Europe Central. Ainsi, examinant le complexe d’Ammonites Eocretace du Caucase dans son ensemble, il est possible de conclure: 1. Presque tous les genres communs du Caucase du Nord et de Transcaucasie sont largement repandus dans la Mediterra- nee ettemoignent de ’appartenance de ces deux regionsä cette derniere. 2. La difference essentielle entre les complexes de deux region s’exprime par une influence du regne Boreal plus forte au Caucase du Nord. 3. Le maximum de cette influence alieu au Valanginien et ä ’Hauterivien, quand elle est la plus puissante dans tout le bord Nord de la Mediterranee (THIEU- LoY, 1977). 4. Le bassin Transcaucasien est situ& en dehor de «Hoplitid faunal province» (Owen, 1971); des rares repres- entants de cette famille peuvent etre consideres ä cause de la proximite de la limite sud de ce «province». Caucase du Nord devait etre situ& dans la partie Sud du «province»; ici iln’y a pas de vrai &panouissement des Hoplitides, comme dans les pays du «province», mais la predominance sur la Transcauca- sie est indiscutable. 5. La Transcaucasie (la G£orgie en parti- culier) doit etre consideree comme le centre d’origine et de dispersion de la subfamille Colchiditinae. Le coefficient de ressemblance entre les complexes d’am- monites du Caucase du nord et la Transcaucasie selon la for- mule de Simpson est exprime& par les chiffres suivants: pour le Berriasien - 82%, pour le Valanginien - 80%, pour l’Hauteri- vien — 100%, pour le Barremien - 77%, pour !’Aptien 81%, pour ’Albien-90%. Ainsi, entre les bassins caucasiens il n’y a pas des differences provincielles pendant le Cretace infe- rieur. Voyons quels sont les changement des complexes d’ammo- nites caucasıen ä l’Est et ä ’Ouest. Dans l’Asie Centrale du Berriasien jusqu’au Barremien su- perieur les ammonites sont tres rares. A Kopetdagh sont con- nus les representants des genres Neocomites, Endemoceras, Leopoldia. A Mangychlak, au contraire, se presente un com- plexe, constitu& des genres mediterraneens —- Neocosmoceras, Subalpinites, boreaux — Riasanites, Surites, Euthymiceras (especes bor&aux) et endemique — Transcaspütes. Le trait ca- racteristique de ce complexe est l’absence des genres Spitice- ras, Berriasella, Dalmasiceras. Une ressemblance existe entre ce complexe et celui du Caucase du Nord. Ces deux bassins etaient situes pres du bord Nord de la Mediterranee et etaient influences par le regne Boreal. On peux voir que cette influ- ence s’etend de l’Est a l’Ouest, parce qu’elle est plus forte ä Mangychlak, qu’au Caucase du Nord; dans ce region penetre le genre transcaspien — Transcaspiites; de l’Ouest ä l’Est la Tableau 6. Repartition des genres d’Ammonites Albiens au Cau- case et dans les regions voisines Fig. 1. Repartition des genres d’Ammonites Berriasiens: 1: Spiticeras, 2: Negreliceras, 3: Berriasella, 4: Neocosmoceras, 5: Himalayıtes, 6: Subthurmannia, 7: Transcaspütes, 8: Riasanites, 9: Surites, 10: genres «Gondvanıen»: Bochianites, Corongoceras, Psendolisso- ceras etc. quantite des genres mediterraneens diminue; ä Mangychlak, outre Riasanites persiste l’autre genre boreal-Surites, absent au Caucase du Nord. En Crimee egalement un complexe d’Ammonites tres sem- blable ä celui du Caucase est present. 16 genres sont connus, parmi lesquels 13 sont mediterraneens. La particularite essen- tielle du complexe de la Crimee est la presence des genres, ca- racteristiques du bord Sud de la Mediterranee — Protacantho- discus, Substreblites, Subalpinites, qui viennent de l’Ouest; en outre il comporte le genre bor£al, venant de l!’Est ä l’Ouest - Riasanites, pour lequel la Crimee est la localıte la plus ä ’ouest de leur repartition. Le genre Transcaspiites atteint aussi la Crimee; persiste le genre end&mique Tauricoceras. Les donnees de l’Iran et de Turgie en notre disposition sont insuffisantes; dans la partie NW de l’Iran sont connus Berria- sella, Neocomites et Calpionelles, ä l’Anatolie — Berriasella. Cette faune indique le caractere mediterraneen du complexe berriasien de ces pays. Dans les region situees plus ä l’Ouest les difference les plus nettes sont: presence dans les Carpates orientales du genre «Gondvanien» — Corongoceras, dans le SE de la France — Psendargentiniceras et Parapalasiceras. En Afrique du Nord outre les genres typiquement mediter- raneens- Spiticeras, Negreliceras, Berriasella, Mazenoticeras, Dalmasiceras, sont connus des genres «Gondvanien» -— Pseudolissoceras, Aspidoceras, Bochianites etc., qui se ren- contrent egalement en Europe occidentale, mais l’aire de leur repartition principale, aussi que les localites de leur centres d’origine sont en Afrique ou en Amerique du Sud. En comparant les complexes d’ammonites Berriasien du Caucase avec ceux d’autres regions mediterraneens on peut conclure: 1. Dans la Mediterrane au Berriasien les representants des familles Berriasellidae et Olcostephanidae, en particulier Berriasella et Spiticeras sont largement repandus. 2. L’absence de ces genres et de Dalmasiceras A Mangych- lak, ’&panouissement du genre Riasanites, la persistance du genre Surites, aussi que de Transcaspiites font une base pour separer le bassin de Mangychlak en province particuliere, si- tuee pres de la limite Nord de’la Mediterranee. Si nous envisa- gerons la repartition des genres berriasiens dans le temps, nous voyons l’augmentation de la quantite des representants des genres Boreaux de bas en haut (Luppov, BOGDANOVA & LOBATCHEVA, 1976, 1979); c’est naturel, sı nous nous rendons compte, qu’au Valanginien l’influence boreal devient plus forte et cette province fera la partie du domaine Bor£al. Le temps Berriasien peut etre consider comme le temps de chan- gement de la faune d’un domaine par d’autre faune - Tethy- sienne par Boreal. 3. Le bassin d’Afrique du Nord peut etre considerer comme une province particuliere par la presence des genres «Gond- vanıen» et par l’abondance des especes locales des genres me- diterraneens. Fig. 2. Repartition des genres d’Ammonites Valanginiens: 1: Olcostephanus, 2: Saynoceras, 3: Thurmanniceras, 4: Neocomites, 5: Kilianella, 6: genres Boreaux: Valanginites, Polyptychites, Dichotomites, Neocraspedites. 4. Le reste du domaine Mediterran&en constitut une pro- vince Alpino-Caucasienne, dont la partie orientale est influ- ence par la faune Boreale et la partie occidentale par celle du «Gondvanienne». Lemaximum des elements «Gondvaniens» s’observe dans les region duSW de l’Europe -au Portugal, en Espagne, aux iles Baleares, dans le SE de la France; ils penet- rent plus ä l’Est, atteignant la Crimee. Ainsi, dans le domaine Mediterran&en au Berriasien on peut distinguer trois provinces pal&ozoogeographique: 1. Alpi- no-Caucasienne, 2. d’Afrique du Nord et 3. de Mangychlak. Au cours du Valanginien des ammonites Bore£ales etaient largement dissemin& dans toute la Mediterranee (THIEULOY, 1977). On rencontre Valanginites (Balcan, SE de la France), Polyptychites, Dichotomites (SE de la France, Suisse), Platyl- enticeras (Espagne, Algerie), Craspedites (Suisse) etc. Ce fait favorise P’affaiblissement de provincialisme des genres d’am- monites au Valanginien. Il faut noter, qu’au cours du Valanginien un processus in- verse se produit: les representants de la faune Tethysienne aparessent dans le NW de l’Europe (Kemper, Rawson & THIEULOY, 1981). Ces faits ont ä leur origine l’Egalisation relative de la tempe- rature dans les deux domaines: leur Elevation dans le domaine Boreal et leur abaissement dans la Mediterranee. Au Mangychlak un complexe d’ammonites Bor£als est pre- sent: Temnoptychites, Euryptychites, Polyptychites, Dicho- tomıtes, Neocraspedites, Astieriptychites; Neohoploceras est le seul genre mediterranen. Le coefficient de ressemblance entre les complexes d’am- monites du Caucase et de Mangychlak est de 43%, ces regions appartiennent donc ä deux domaines differents —- Mediterra- neen et Boreal. Dans les bassins situes ä l’Ouest de ceux du Caucase le changement des complexes d’ammonites est insensible; la dif- ference observee n’est pas importante du point de vue paleo- zoogeographique. En comparant les complexes d’ammonites Valanginiens du Caucase avec ceux des autres regions Mediterraneennes on peux conclure: 1. Dans la Mediterranee au Valanginien etaient largement repandus les genres Neocomites, Thurmanniceras, Kılianella, Oclostephanus. 2. En Transcaucasie le genre caracteristique Saynoceras est absent. 3. Au Caucase les genres Neolissoceras, Bochianites, Sara- sinella, Neohoploceras ne sont pas connus. 4. Le Valanginien est le temps de l’expansion maximal des genres Boreaux dans la Mediterranee. Ainsi, au Valanginien dans le domaine Mediterraneen le provincialisme d’ammonites est assez faible; on peut le sepa- rer en deux sousdomaines: occidental, marqu£ par P’influence de la faune «Gondvanien» et oriental, marque par leur absen- ce. Mangychlak appartient au domaine Boreal. Au cours de l’Hauterivien l’influence du regne Bor£al est aussi sensible, particulierement sur le bord Nord de la Medıi- 95] oo 1657 Fig. 3. Repartition des genres d’Ammonites Hauteriviens: l: Crioceratites (especes Hauterivien), 2: Pseudothurmannia, 3: Lyticoceras, 4: Acanthodiscus, 5: Ooste- rella, 6: Subsaynella, 7: genres Boreaux: Speetoniceras, Simbirskites, Craspedodiscus. terranee (THıEuLoY, 1977). Dans le bassin du Caucase du Nord sont repandus quelques genres Boreaux, trois d’entre eux y sont preponderants — Speetoniceras, Simbirskites et Craspedodiscus. Au Mangychlak l’Hauterivien-Barremien est presente par ’unite Kougoussem, continentale — lagunaire. En Turkmenie occidentale persistent de rares ammonites — representants des genres Leopoldia, Endemoceras, Distoloceras, Acanthodiscus, Olcostephanus (Rechenie ... 1977). Le complexe d’ammoni- tes de la Crimee se distingue par la presence de deux genres — Astieria et Moutoniceras. En Bulgarie apparaissent Elenice- ras, Suboosterella, etc. Les complexes peu differencies sont connus dans les Chaines Subalpines, Suisse, Espagne, Sar- daigne. En Tunisie ä cote des genres Mediterran&ens persistent Breistrofferella, Eodesmoceras etc. En comparant les complexes d’ammonites Hauteriviens des differentes regions de la Mediterranee, on peut conclure: 1. Dans la Mediterrane ä l’Hauterivien Etaient largement repandus les genres Acanthodiscus, Crioceratites (especes Hauteriviennes), Subsaynella, Lyticoceras, Leopoldia, Ooste- rella, Pseudothurmannia, Balearıtes. 2. Le complexe d’ammonites du Caucase du Nord abonde par les elements Boreaux particulierement ä l’Hauterivien su- perieur. Ils persistent aussi en Transcaucasie et en Crim&e; ces regions avec l’Asie Centrale peuvent reprösenter un sousdo- maine distinct. Mangychlak, ä cause de !’absence des terrains ä ammonites reste hors de consideration. 3. Lareste de la partie de la Mediterranee fait un autre sous- domaine. Ainsi, a l’Hauterivien dans la domaine Mediterraneen on distingue deux sousdomaines — occidental et oriental. Au cours du Barremien dans toute la Mediterranee existe un complexe d’ammonites, constitu& par des genres guides ayant une r&partition stratigraphique tres limitee. L’influence Bo- real est minimale, parce que la faune Barr&mien de ce domaine est tres appauvrie. Partout dans la Mediterranee sont repan- dus des genres: Holcodiscus, Barremites, Silesites, Costidis- cus, Macroscaphites, Hamulina, Crioceratites (especes Bar- remiens). La differentiation des ammonites s’observe selon les conditions bathimetriques (Kotetichvili, 1978, 1980). En Turkmenie occidentale au Barremien superieur appa- raissent les ammonites; ce sont les representants des genres ca- racteristiques pour la partie orientale de la Mediterran&e: He- teroceras, Imerites, Colchidites, Matheronites, Hemihoplites; persiste genre endemique -— Turkmeniceras. Il est significatif, que les genres Barremites, Sılesites, Costidiscus, Macroscaphi- tes sı communs au Barremien sup£rieur dans tous les autres regions de la Mediterranee sont icı absents. Ce fait avec la per- sistance du genre Turkmeniceras de l’origine local sert comme base de separation du bassin Turkmenien en subpro- vince distincte. En comparant les complexes d’ammonites Barremien des differentes regions de la Mediterranee, on peut conclure: 1. Au Barremien dans la Mediterranee est presente un com- plexe particulier d’ammonites, dont les genres — Barremites, [997 [ee] & Fig. 4. Repartition des genres et familles d’Ammonites Barremiens: 1: Costidiscus, 2: Crioceratites (especes Barremien), 3: Heteroceratidae, 4: Hemihoplites, 5: Barremites, 6: Holcodiscidae, 7: Silesites, 8: Pulchelliidae. Silesites, Costidiscus, et meme des familles entieres — Holco- discidae, Pulchelliidae, Heteroceratidae sont repandus par- tout dans le domaine. 2. L’influence du domaine Bor£al est minimale. 3. Quelques genres caracteristiques du Barremien supe- rieur ne s’etendaient pas plus ä l’Est que le Caucase, separant le bassin Turkmenien par leur absence. Ainsi, au Barremien dans le domaine Mediterraneen on peut distinguer une province Alpino-Caucasienne avec une subprovince Turkmenienne. A l’Aptien avait lieu la nivellement des conditions non seu- lement dans le domaine Mediterranden, mais aussi entre ce- lui-cı et le domaine Boreal. Elle en resulte l’&tablissement d’une temperature presque egal dans les deux domaines. C’est pourgoi persiste un complexe d’ammonites commun, dont la constitution generale — Tetragonites, Cheloniceras, Epichelo- niceras, Psendohaploceras, Acanthohoplites, Colombiceras, Hypacanthoplites, Deshayesites, Dufrenoya etc. caracterise les deux domaines. En ce cas, la persistance des genres end£- miques singuliers peut etre prise comme base pour la subdivi- sion paleozoog£ographique. Deux genres endemiques — Luppovia et Caspianites et la grande quantite des especes locales, appartenant aux genres ubiquistes, donnent une base pour distinguer le bassin Turk- menien comme une subprovince independante. La persistance du genres «Gondvanien» — Mathoceras et grande quantite d’especes locales peuvent servir de base pour classer le bassin d’Afrique du Nord comme un autre subpri- vince. L’analyse du complexe d’ammonites Aptien permet de conclure: 1. A l’Aptien se produit le nivellement de la temperature dans les deux domaines. 2. Le provincialisme d’ammonites est simultanement abais- se. 3. Les limites du domaine MEditerraneen sont Elargies, en- veloppant aussi des bassins de ’Europe Centrale. Ainsi, a l’Aptien dans le domaine Mediterraneen on peut distinguer une province Alpino-Caucasien avec deux subpro- vinces: 1. d’Afrique du Nord et 2. Turkmenienne. A l’Albien les traits generaux du developpement des am- monites sont la r&partition ubiquiste des genres Leymeriella et Douvilleiceras dans l’Albien inferieur et l’&panouissement de la famille Hoplitidae dans l’Albien moyen et superieur. «Hoplitid faunal province» (Owen, 1971) s’eteint du bassın Anglo-Parisien ä travers l’Europe Centrale et Orientale jus- qu’ä l’Asie Centrale y compris Mangychlak, Ouest Turkme- nie et Gissar. Le complexe d’ammonites est constitue des gen- res: Hoplites, Anahoplites, Euhoplites, Epihoplites, Arctho- plites, Discohoplites, Hyphoplites, Callihoplites, Cleoniceras, Sonneratia etc. Excepte Hoplitides dans l’Albien persistent quelques genres ayant la repartition ubiquiste —- Kossmatella, Beudanticeras, Mortoniceras, Stoliczkaia, Puzosia, Mariella, Ostlingoceras, Hysteroceras, Oxytropidoceras. Dans l’Albien le provincialisme d’ammonites est assez fort. On peut subdiviser le domaine Mediterraneen en deux sous- domaines — occidental, par la persistance des genres Lyellice- ras, Brancoceras, Hystatoceras, Mojsisoviczia et oriental— par Fig. 5. Repartition des genres et familles d’Ammonites Aptiens: 1: Ancyloceratidae, 2: Cheloniceras, 3: Eodouvilleiceras, 4: Parahoplites, 5: Colombiceras, 6: Acanthoho- plites, 7: Hypacanthoplites, 8: Deshayesites, 9: Dufrenoya, 10: Mathoceras. be + IH SI ERS eooa>o» Ss Fig. 6. Re£partition des genres et familles d’Ammonites Albiens: 1: Kossmatella, 2: Douvilleiceras, 3: Leymeriella, 4: Hoplitidae, 5: Oxytropidoceras, 6: Mortoniceras, 7: Stoliczkaia, 8: Hysteroceras, 9: Scaphites (especes Albiens), 10: Änemiceras. eo, Do: a, er, Fig. 7. Subdivision paleozoog£&ographique des bassins Mediterra- neens de Berriasien ä l’Hauterivien: 1. Calcaires. 2. Marnes. 3. Gres. 4. Argiles. a) Berriasien: provinces — 1. Alpino-Caucasienne, 2. d’Afrique du Nord, 3. deMangychlak; b) Valanginien: sousdomaines - 1. occiden- tal, 2. oriental; 3. province de Mangychlak du domaine Boreal; c) Hauterivien: sousdomaines — 1. occidental, 2. oriental. leur absence. En outre dans le premier la province Alpine et la province d’Afrique du Nord se distinguent, celle-ci par la per- sistance de grande quantite des genres «Gondvanien» — Äne- miceras, Baculıites, Forbesiceras, Flickia, Manuaniceras etc. et des especes locales des genres ubiquistes, inconnus dans la province Alpine. Dans le sousdomaine orientale la province Crimee-Caucasienne est remarquable par la raret€ des Hopli- tides et la province Turkmenienne inclus Mangychlak par l’epanouissement des Hoplitides et la persistance des centres d’origine des genres ä Mangychlak (Vnigriceras, Bellidiscus, Anadesmoceras) et ä Guissar (Karamaiceras, Gasdaganites). 385 e—2 ET EEE EI TIP NTIEFTLEFBSEROCIT (= SET. Fig. 8. Subdivision paleozoogeographique des bassins Mediterra- neens de Barremien ä l’Albien (Legende v. fig. 7): a) Barremien: 1. province Alpino-Caucasienne; la. subprovince Turkmenienne; b) Aptien: 1. province Alpino-Caucasienne; subpro- vinces — la. d’Afrique du Nord; Ib. Turkmenienne; c) Albien: pro- vinces— 1. Alpine, 2. d’Afrique du Nord, 3. Crim&e-Caucasienne, 4. Turkmenienne. La comparaison des complexes d’ammonites dans l’Albien de la Mediterran&e permet de conclure: 1. Le provincialisme d’ammonites dans l’Albien est assez fort. 2. Des bassins se classent en deux categories suivant que 5 q P’epanouissement des Hoplitides y est possible ou non. Ainsi, dans l’Albien de la Mediterran&e on distingue deux sousdomaines — occidental et oriental; le premier se partage en deux provinces: 1. Alpine et2. Afrique du Nord; le deuxieme aussi en deux: 1. Crimee-Caucasienne et 2. Turkmenienne. En somme, le provincialisme d’ammonites est bien marqu& dans le domaine Mediterrangen au commencement (Berriasi- en) et au bout (Albien) du Cretace inferieur. 386 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES KEMPER, E.; RAWsON, P. F. & THIEULOY ]J.-P. (1981): Ammonites of the Tethyan ancestry in the early Lower Cretaceous of north-west Europe. — Palaeontology, 24/2: 251-311. KOTETICHVILI, E. V. (1980): Faunistitcheskaja kharacteristica facial- nikh typov nijnemelovikh otlojenij Grusii. — Soobchtchenia AN Grus. SSR, 90/2: 413—416. — — (1980): K strukturno-facialnomu rajonirovaniju_ territorii Grusii v rannemelovuju epokhu. — Soobchtchenia Geologit- cheskogo obchtchestva Grusii, 1980, 9: 3643. Luppov, N. P., BOGDANOVA, T. N. & LOBATCHEVA, C. V. (1976): Stratigraphia berriasa ı valangina Mangychlaka. - Sovietskaia geologia, 1976, 6: 3242. — — (1979): Paleontologitcheskoe obosnovanie sopostavlenia ber- riasa i valangina Mangychlaka, Jugo-Vostotchnoj Frantsii, se- vera FRG i Russkoj platformi. — Verkhnjaja jura i granitsa ee s melovoj sistemoj. Novosibirsk: 159-168. Owen, H.G. (1971): Middle Albian stratigraphy in the Anglo-Paris Basin. — Bull. Brit. Mus. (Nat. Hist.), Geology, Suppl. 8: 1-164. Rechenie Mejvedomstvennogo Stratigraphitcheskogo sovechtchania po mesozoju Sredne) Asıı (Samarkand, 1971). Leningrad 1977: 148. RoSTOVZEV, K. ©. (1978): Paleobiogeographia kavkasskikh bassej- nov vrannej i srednej jure. - Voprosi paleobiogeografii, Oufa: 97-102. SAKHAROV, A. $. (1978): Paleobiogeografia Severo-Vostotchnogo Kavkasa v kelovee i oksforde. - Voprosi paleobiogeografii, Oufa: 103-107. THIEULOY, J.-P. (1977): Les Ammonites boreales des formations Neocomiennes du Sud-Est Francais (Province Submediterra- neene). — G£obios, 10/3: 395461. | Ziteeliann | mo | 387-392 München, 1. Julı 1983 ISSN 0373 - 9627 The Campanian of the European palaeobiogeographical region V.S. AKIMETZ, V. N. BENJAMOVSKY, LUDMILLA F. KOPAEVICH & DIMITRIJ P. NAIDIN*) With 1 text figure and 3 tables ABSTRACT Within the European palaeobiogeographical region (EPR) extending from the Atlantic coast of Europe in the west to the Transcaspian area (Mangyshlak, Ustiurt, Tuarkyr, Western Kopetdag) in the east a subdivision and correlation of Camp- anıan deposits for separate regions are made on the basis of common complexes of fauna. The paper gives schemes of a biostratigraphic subdivision of the stage based on macrofauna (belemnites, ammonites, certain bivalves and echinoids), as well as on microfauna for the east of the EPR (Mangyshlak, Precaspian). It should be noted that biostratigraphic boundaries based on macro- and microfauna do not coincide. We compare our subdivision schemes of the stage with the schemes of a biostratigraphic subdivision of the EPR Campanıan established for the north ofthe GFR (G. Ernst, F. Schmid, W. KocHa. o.); at present this scheme is the most fully justified. We trace the lower limit of the Campanian at the top of beds with Marsupites which are well represented in Mangyshlak and at the base of the so- called “Pteria beds” of the Russian Platform. Consequently the Santonian/Campanian boundary is traced within the Anomalına stelligera zone as understood by Soviet micro- palaeontologists and within the Bolivinoides strigillatus zone sensu W. Koch (1977). The Lower/Upper Campanian boundary is traced, as it is in the west ofthe EPR at the top of the “Quadratensenon” s. ]. In other words - at the top of the Gonioteuthis quadrata gracılis & Belemnellocamax mammil- latus zone. By foraminifers this corresponds to the beginning of the Cibicidoides aktulagayensis zone in the Russian sche- mes and the Neoflabellina numismalıs zone in GFR. The re- placement of Belemnitella by Belemnella gives a sharp upper boundary to the Campanian. By foraminifers this corres- ponds to deposits within the Grammostomum incrassatum incrassatum zone in the Russian scheme and the beginning of the Neoflabellina reticulata zone of W. Koch in the GFR. KURZFASSUNG Ein Korrelationsversuch der Unterstufen des Campan für die Europäische paläobiogeographische Region vom Atlantik im Westen bis zur Transkaspischen Region (Mangyshlak, Ustiurt, Tuarkyr, West-Kopetdag) im Osten wird anhand gemeinsamer Faunenkomplexe vorgestellt. Als Zonen-Fossilien werden Belemmiten, Ammoniten, Echiniden, einige Bivalven sowie die Mikrofauna verwendet; es wird mit dem für Norddeutschland aufgestellten Schema von G. Ernst, F. Schmid, W. Koch u. a. verglichen. Die Untergrenze des Campan wird an die Oberkante der Schich- ten mit Marsupites (Mangyshlak) und an die Basis der s. g. “Pteria beds’” der Russischen Tafel belegt. Somit verläuft die Santon/Campan Grenze innerhalb der Anomalına stelligera *) V.S. AKIMETZ, V. N. BENJAMOVvsKY, L. F. KOPAEVICH, D. P. NAIDIN, Moscow University, Faculty of Geology, 117 234 Moscow V-234, USSR. Zone (im Sinne der sowjetischen Mikropaläontologen) und innerhalb der Bolivinoides strigillatus Zone (sensuW. Koch, 1977). Die Grenze Unter-/Ober-Campan wird über der Go- nioteuthis quadrata gracilis und Belemnellocamax mammil- latus Zone gezogen; dies korrespondiert mit dem Beginn der Cibicidoides aktulagayensis Zone in den russischen Gliede- rungen bzw. Neoflabellina numismalis Zone in der nord- deutschen Gliederung. Die Ablösung der Belemnitella durch Belemnella ist die scharfe Obergrenze des Campan, dies ent- spricht Ablagerungen innerhalb der Grammostomum incras- satum incrassatum Zone der russischen Gliederung bzw. dem Beginn der Neoflabellina reticulata Zone in Norddeutsch- land. During the Late Cretaceous the seas, flooding the Russian Platform and its palaeozoic framework, made this area part of the European palaeobiogeographical region (EPR) (Naıpın, 1969, 1979). Over the very wide areas of EPR - from its we- stern limits at the Atlantic shores in northwestern Europe t6 its eastern parts in Transcaspia-lived the same organisms: be- lemnites, ammonites, a certain number of bivalves, echino- derms, bryozoans (VoıGt, 1964, 1967; TROGER, 1981). It make possible to determine using palaeontological data, to which stages the Upper Cretaceous sections of the Platform and its framework belong. More completely studied sections at present are situated in Western Europe. The very wide su- blatitudinal area of EPR reflects the climatological zonation ofthe Late Cretaceous in Eurasia. This basic fact is proved by the settling of the Late Cretaceous marine invertebrates. The influence of regional currents on the settling of the fauna is beyond doubt; A. D. ArkHAnGELsKkY (1916) already stated this 65 years ago. At present, it is possible by using the distri- bution of typical necton organısms (belemnites) and plankto- nic foraminifera to come near the recognition of the pheno- menon which recent oceanologists call “water mass”. The combination of the sublatitudinal climatological zonation and the facts known on the currents and development ofthe water masses show that within the limits of the seas of EPR the sett- ling of organisms was not the same everywhere. The character of the settling of organisms within the limits of parts of the EPR, including the Platform and the Transcaspian area is well illustrated by the biogeography of belemnites (Naıpın, 1973, Figs 1-5). Thus, for instance, specimens of Gonioteuthis s. s. (Santonian to Lower Campanian) are far more numerous in = West Ukraine = Tyeoselemnella North Donbas, Don Volga B Junior Neoßselemnella the western part of EPR (Europe); it has been shown that only a few isolated gonioteuthids have penetrated into the northern part of the Mediterranean province. In its eastern part their di- stribution area wedges out in the shape of a ““tongue” (Fig. 1), reaching the Don and Donetz basın. They are exceptionally rare in Crimea. This kind of feature in the distribution of Go- nioteuthis s. s. does not allow to observe the Gonioteuthis Zones of the Santonian and Lower Campanian recognised in the GFR, over a large part of the Platform and the palaeozoic adjoining areas. Another example: representatives of the genus Belemnello- camax (as understood by Namm, 1964, but not by W.K. CHRristEnsen, 1975 who includes Paractinocamax Naupın in Belemnellocamax) show a very narrow vertical di- stribution - limited to the top ofthe Lower Campanian — what would make them highly valuable for stratigraphic purposes. Unfortunately they are characterized by a relatively narrow geographical distribution (northern part of EPR: southern Sweden, Denmark, north western part of GFR, very rare in the northern part of the Anglo-Paris basin; within the boun- dary of the USSR: Lithuania, Volga region, Don basin and isolated guards in Eastern Precaspia and in Mangyshlak). The irregularity of the settling of organisms can be shown by the distribution of benthonic foraminifera. Even only wit- hin the eastern EPR three groups of species can berecognised: the first with species which have a diffusion which is almost the same everywhere, the second with species which have a different stratigraphic range in different regions, the third with species which have a narrow local diffusion. E North Aral region m n l a IANJMAASTRICHTIA ler 1 an mn nn ae ZB nn TI Belemnellocamax > N et as nase 0% 000 000 Su s05 000 000 000 080 500 000 98% “orten nnnennen nern nee rent o fr he SANTONIAN CAMPAN N De a a a an a a A A o oo ° 0° oo ° 200 000000Wogo2 000000 OFF 2 o SZ] m o 00 0009 000 000 © 000 000 o o ee BR lea e aen, °o @) Actinocamax 8s a ..u., . [coniAcian Lonioteuthis SS Belemnitella N Belemnellocamax (single finds) 4 o o er nn I esta gar o, 2 R Weohtboli ven CENOMANIANTTURONIAN Fig. 1. Stratigraphical and geographical distribution of Late Cretaceous belemnites from eastern EPR, between Western Ukraine and northern Aral region (on latitude 50°, between 23° & 60° East of Greenwich). The article here presented brings our subdivision of the de- posits of the Campanian stage based on micro - and macropa- laeontological data (Tables 1-3). A biostratigraphic subdivision for the Campanian of the Russian Platform has been published not long ago (Naıpın & KopAevicH, 1977, ParuLov & Namın, 1979, Naıın, 1979). Here we focus on the Campanian deposits of most eastern parts of EPR within West Kazakhstant (Eastern Precaspian region, southeastern projection of the platform; Mangyshlak, on the palaeozoides). We obtained new data from those areas. I: The stratigraphy of the Santonian stage - its boundaries and subdivision - is the least-worked-on Upper Cretaceous inter- val in our territory. This is due to a row of circumstances of which the two principal are: the rarıty of organic remains in this stratigraphic interval and bad outcrops on a significant part of EPR (Russian Platform, Crimea). In the well exposed outcrops of Mangyshlak the Santonian is also poor in fossils. However, in the section of Shakh-Bogota, the Upper Conia- cıan beds with /noceramus involutus SOWERBY are directly overlain by beds containing remains of Inoceramus indulato- CAMPANIAN Of thE Russian Platform and WESt KAZAKhStAN GFR:QERNSF: 1979: WK.ChRI- | Russton Platform: stensen et al ,‚1975,FSchmidg| Belemnttes zones from ; ERnNSt. 1979, Ernst,Schmid 1979| D Pwaidın, LF Kopaevich, Aktutagg, Shakh-Bogota 1980; H ERNSt.M.-Q.Schul2,1980| 7977 ; D.P. Nardın, 1979 _Suluropy Arsyirtau TE Precaspian region and Mangyshlax ’ rimmensis/tardiaster MasmlBelemnella lanceozata \m,|m} | Belemnella licharewi | RE Belemnitella langei najdini | Da co! Belemnitelta langeı Belemnitella langei langei | 2 . SS Bostrychoceras polyplocurl Belemnitella lange minor Z t Ip2 Q salerites vulgaris ” Belemnitella mucronata Z S Du TE EeaEON \ 2 Br a, Z ha lgan | cp, E contca/B.mucronata 0% 6gracilis/B.mucronata Gonioteuthis quadrata | ® E contca /6 gracılıs gracilis & Belemnellocomax mammillatus Galeola papillosa ee Galeola senonensis Offaster pilula alpha LOWER Gonıoteuthis quadrata quadrata & B. mucronata 6.granulataguadrata Actinocamax laevigafus & mucronatiformis SanTtIMarsupites St 3 23 227 I B 1724 Comioteuthis granulata | t2 2 B- intervals witn well deve- lopea macrofauna B-macrofauna ts rare and poorly preserved R IAN PLATFORM WEST KAZAKHSTAN 125 (EASTERN PRECASPIAN REGION AND MANGYSHLAK) + - 1 1 m, Belemnella licharewi m, Belemnella licharewi jr zz Jen | 4 Bostrychoceras polyplocum, Trachyscaphites cep2 pulcherrimus, T. spiniger, Anapachydiscus Belemnitella langei najdini wittekindi, Pachydiscus oldgami 3-4 ===8 cp, From bottom to top: cp? B. langei minor (cp2), Belemnitella langei langei Ken nalen sszsaensscce=e2a mann cp> Je Narlepe NeeS: Bar cp> Belemnitella langei minor B. langei najdini (ep,) 4 Hoplitoplacenticeras coesfeldiense, Hopl. Hoplitoplacenticeras coesfeldiense, a 1 vari, Trachyscaphites (?) gibbus, a 1 Pachydiscus cf. stobaei, Trachyscaphites P2 Neancyloceras phaleratum, Belemnitella Pz spiniger, B. mucronata mucronata y p p mucronata mucronata Below: Inoceramus azerbaidjanensis + 3 Belemnellocamax mammillatus (NE), Paractinocamax ex. gr. grossouvrei, ep, Gonioteuthis quadrata gracilis (SW), B. mucronata alpha, Micraster schroederi, Belemnitella mucronata mucronata Offaster pilula 2-3 ep] Above: Belemnellocamax mammillatus cp? Gonioteuthis quadrata quadrata (SW), 1 Belemnitella mucronata alpha —+ G. quadrata quadrata, G. granulata quadrata Act. laevigatus, B. praecursor media, 1 (SW), Actinocamax laevigatus, B. praecursor 1 B. pr. mucronatiformis, Paractinocamax cp] media, B. pr. mucronatiformis, ep] grossouvrei pseudoalfridi, Offaster pilula, Paractinocamax grossouvrei, Micraster schroederi, Oxytoma tenuicostata Oxytoma tenuicostata (Precaspian region) Marsupites testudinarius (Mangyshlak) Si: Eee gaammhzcn (NEE) SH Uintacrinus socialis (Mangyshlak) I SW, NE = South-Western and North-Eastern parts of EPR within the Russian Platform 390 BEDS WITH FORAMINIFERA (WEST KAZAKHSTAN) FORAMINIFERAL ZONATION V. P. VASSILENKO W. KOCH (Mangyshlak) (GFR) Angqulogavelinella gracilis:; An. gracilis, Cibicidoides bembix, Neoflabellina reticulata, Osangularia navarroana Grammostomum incra- Neoflabellına ssatum incrassatum Brotzenella taylorensis: taylorensis, Bolivina incrassata incrassata flabellina praereticulata Bolivina kalinini: B. kalinini, Bolivinoides draco miliaris, Gemmelides orcinus Cibicides voltzianus: Bolivinoides draco „cb. voltzianus, miliar Grammostomum kalınini, Bl. draco miliaris, Bolivina incrassata incrassata, Neoflabellina praereticulata Anomalina cayexi, Cibicides orcinus, Bolivinoides draco miliaris Gavelinella clementiana clementiana: G. clementiana clementiana, 1 Gavelinella dainae, ep] Stensioveina pommerana, Neoflabellina rugosa „ | Cibicidoides voltzianus cp, Orbignyna inflata, Cb. voltzianus, Gavelinella = clementiana laevigata, Globorotalites emdyensis Brotzenella monterelensis: Cibicides Neoflabellına 1 Orbignyna ovata, Or. sacheri, aktulagayensis: numismalis: cp, Br. monterelensis, Br. menneri cb. aktulagayensis, N. numismalis, = An. monterelensis, Bolivinoides Or. sacheri laevigatus Cibicidoides aktulagayensis: Cibicides temirensis: Bolivinoides decoratus: Cb. aktulagayensis Cb. temirensis, Bl. decoratus, | cb. aktulagayensis Bl. granulatus, exbretaoldestemizenszer (above), Neoflabellina rugosa | Cb. temirensis 23 RR 2-3 Stensioeina pommerana ee (ee ee Se ae Bolivinoides decoratus: Ataxophragmium compactum caspium, Bl. decoratus, Bl. granulatus, Osangularia cordieriana a ee ee ae Anomalina stelligera Bolivinoides Anomalina stelligera, strigillatus: A. costulata Stensioveina granulata above: Anomalina granulata, clemantiana clementiana, St. granulata perfecta; above: Gavelinella clementiana, Bolivinoides strigillatus Gavelinella stelligera: St, Ataxophragmium orbygnynaeformis, G. stelligera, Bolivinoides strigillatus Osangularia plicatus ROEMER, a species characteristic for the Lower Santo- nıan Zone of Western Europe. The upper Santonian boun- dary in Mangyshlak we consider to be very clearly expressed. It consist ofa double macropalaeontological horizon of only a few metres: the lower part contains remains of Uintacrinus socialis GRINNELL, the upper part plates, arms and even com- plete thecae of another crinoid, Marsupites testudinarins (SCHLOTHEIM). This horizon we place in the Upper Santonian of the three-membered subdivision of the stage used in We- stern Europe; so far, we cannot divide the lower Santonian deposits in the lower and middle members of that same subdi- vision. In the section without hiatus of Shakh-Bogota we con- sider the Santonian to begin with the beds of /. undulatopli- catus and at the top are the first appearance of Uintacrinus; thus we define the Lower Santonian. We have written pre- viously (AKıMETZz et al., 1979; Naıpın & Ivannıkov, 1980) that in Mangyshlak it is advisable to put the boundary between the Santonian and the Campanian at the top of the Marsupites beds. This placement would be in accordance with the under- standing of the larger part oftheresearchers working on litho- logically, palaeontologically and biostratigraphically well do- cumented sections in the Santonian and Campanian of the GFR. We consider that the sections in GFR are fulfilling those requirements. Substantiation of such a placement of the Santonıan/Campanıan boundary can be found in the paper by ParuLov & Naıpin (1979, pp. 7-23). Clearly, indeed the pla- cement of the Santonian/Campanian boundary at the top of Marsupites beds, based solely on macropalaeontological data, has a real possibility of becoming one of the accepted Upper Cretaceous boundaries. The outcrops at the stratotypes, as shown in the article of Akımerz et al. (1979: 119) do not help to solve the question of this boundary. -- - - - - - - - - -- Stensioeina pommerana, Bolivinoides strigillatus Not long ago, Woon (1981) after studying the sections from North England (Yorkshire, Lincolnshire, Norfolk) and Northern Ireland also put the Santonian/Campanian boun- dary at the top of the Marsupites beds. According to foraminiferal data this boundary lies within the deposits of the Anomalina stelligera zone s. |. (VAsSIıLEN- ko, 1961; TRIFONoV & VAssıLENKO, 1963) and within the Boli- vinoides strigillatus zone (Koch, 1977). A more detailed sub- division into three members has been published recently (Akmerz et al, 1979) and has been followed in the present work (Table 3). According to this subdivision the boundary falls within the Gavelinella stelligera beds. On the Russian Platform the position of the Santo- nıan/Campanian boundary has been usually related to the po- sition of the “Pteria beds” (the beds containing Oxytoma (Pteria) tenuicostata (ROEMER)). This is one of the basic pro- blems of the Upper Cretaceous stratigraphy of the Platform. Remains of pteriids have a wide and massive distribution and can even be seen in borehole cores. In this way the Pteria beds have acquired the significance of an important stratigraphic marker. Some new data on the problem of the Pteria beds have recently been published (Akımerz et al., 1978, 1979; Pa- puLov & Namın, 1979; Naıpın & Ivannıkov, 1980). Those data prove that the Pteria beds belong to the beginning of the Campanian; they prove that the correlation used by a series of authors of those beds with the Marsupites beds cannot be upheld. The Marsupites beds, as has been shown above, forms the top of the Santonian, and consequently they are stratigraphically lower than the Pteria beds of the platform. Our data on the distribution of benthonic foraminifera al- low a more precise correlation between the Marsupites beds of Mangyshlak and the Pteria beds of the Precaspian region. The interval of the section called “Pteria beds” of the Rus- sıian Platform is equivalent to the Gavelinella clementiana clementiana beds (upper part of the Anomalina stelligera zone), resting directly on the Gavelinella stelligera beds (Table 3). In Mangyshlak full sections between the Marsupites beds and the Gavelinella clementiana clementiana beds a 2-4 m thick sequence (the topmost part of the Gavelinella stelligera beds) is recognisable. Very probably this sequence corres- ponds with that recognised in Southern England immediately above the deposits with the last Marsupites — the beds with Uintacrinus anglicus (BRYDONE) RAsMussen (RASMUSSEN, 1961; MORTIMORE, 1981). According to MORTIMORE (1981: 12) their thickness is about 2-3 m. Koch (1977) places the lower boundary of the Campanian stage within the deposits of the Bolivinoides strigillatus zone, slightly lower than the first appearance of Gavelimella cle- mentiana and Stensioeina pommerana, which in our under- standing correlate with the lower boundary of the Gaveli- nella clementiana clementiana beds. In Mangyshlak the Campanian is represented mainly by chalks, chalky marls and marls (thikness 70-200 m). Hard- ground surfaces are common. In the Eastern Precaspian region the deposits of this stage are specific marls, offen pyritised; their thickness is 150-250 m. The Campanian deposits in Mangyshlak and in the Eastern Precaspian region contain rare belemnite guards and ammonites. Using those the Campanian of both regions can be biostratigraphically subdivided; the resulting subdivision 391 can be compared with that used in GFR, in Western Ukraine, in the Dnieper-Donetz basın and in the Volga region (Ta- ble 1). A very important part of the Campanian fauna of Man- gyshlak are the echinoderms. Remains of asteroids, ophiuro- ids are not rare, in places crinoids are common, but especially abundant are the echinoids. However only a few representati- ves of the echinoids and crinoids have significance for the subdivision of the sections and for their correlation with other regions. The lower Upper Campanian (cp}) contains few macro- fossils; therefore, the boundary between the substage is based on foraminifera. It lies at the beginning of the Brotzenella monterelensis beds. If we apply different micropalaeontolo- gical subdivisions, the boundary is situated at the beginning of Cibicidoides aktualagayensis zone (VAssıLenko, 1961; Trı- FONOV & VASSILENKO, 1963) or atthe Neoflabellina numisma- lıs Zone (Koch, 1977). The uppermost Upper Campanian can be subdivided in subzones using subspecies of Belemnitella langei which cor- relates with foraminiferal beds (Tables 2,3). The upper boundary of the Campanian in the eastern part of EPR is strongly expressed: from massive finds of Belemnitella spe- cies of the group langei there is a sudden (in the sections there is no hiatus visible) turnover into Belemnella species (Ta- ble 2). Applied to foraminifera this means that this turnovers point lies within the Angulogavelinella gracilis beds. In the VassıLENKO scheme 1961 the boundary is placed in the lower part of the Grammostumum incrassatum incrassatum zone; Koch (1977) places itatthe beginning ofthe Neoflabellina re- ticulata zone. REREERENCHES AKIMETZ, V. S., BARYSHNIKOVA, V. I., BENJAMOVSKY, V. N., BLANK, M. J., GLADKOVA, V. I., KOPAEVICH, L. F. & Lip- NIK, E. S. (1978): Kompleksy pogranichnykh otlozhenij san- tona-kampana (verkhnij mel) v razrezakh Severskogo Dontsai Dona. - Bjull. Mosk. ob-va ispyt. prirod. otd. geol., 53 (4): 42-54; Moskau. AKIMETZ, V.S., BENJAMOVSKY, V. N., GLADKOVA, V.I., GELEZKO, V.1I., KOPAEVICH, L. F. & NAIDın, D. P. (1979): Kompleksy foraminifer pogranichnykh otlozhenij santona i kampana (verkhnij mel) Mangyshlaka. — Ibidem: 54 (6): 112-120; Mos- kau. ARKHANGELSKY, A. D. (1916): Verkhnemelovye otlozhenija Turke- stana. - Trudy Geolkoma, nov. ser., 151: 1-98. CHRISTENSEN, W.K. (1975): Upper Cretaceous belemnites from the Kristianstad area in Scania. —Fossils and strata: 7: 1-69; Oslo. Koch, W. (1977): Stratigraphie der Oberkreide in Nordwest- deutschland (Pompeckjsche Scholle). Teil 2. Biostratigraphie in der Oberkreide und Taxonomie von Foraminiferen.- Geol. Jb., A, 38: 11-123; Hannover. MORTIMORE, R.N. (1981): The Coniacian-Campanian succession of the southern province of England. — Subcomm. Cretaceous Stratigraphy, Newsletter N 15: 11-12. Naıpın, D. P. (1969): Biostratigraphie und Paläogeographie der Oberen Kreide der Russischen Tafel. —- Geol. Jb., A, 87: 157-186; Hannover. — — (1973): O sootnoshenii biostratigraficheskikh i paleobioge- ograficheskikh podrazdelenij nizshego ranga. — Bjull. Mosk. ob-va ispyt. prirod. otd. geol., 48 (6): 5063; Moskau. — — (1979): Belemnitellidy. —- Granitsa santona i kampana na Vo- stochno-Evropejskoj platforme. — Trudy In-ta geol. ı geokh. UNTS AN SSSR: 79-90. — — & IvannNIkoVv, A. V., Red. (1980): Pogranichnye otlozhenija santona i kampana na Severnom obramlenii Donbassa. — Nauyk. dumka: 3-108; Kiew. — — & KoPAEVIcH, L. F. (1977): O zonal’nom delenii verkhnego mela Evropejskoj paleobiogeograficheskoj oblasti. — Bjull. Mosk. ob-va ispyt. prirod. otd. geol., 52 (5): 92-112; Mos- kau. PAPULOV, G. N. & NAIDIN, D. P., Red. (1979): Granitsa santona i kampana na Vostochno-Evropejskoj platforme. - Trudy In-ta geol. i geokh. UNTS AN SSSR, 148: 3-117. RASMUSSEN, H. W. (1961): A monograph of the Cretaceous Crino- idea. - Biol. Skr. Dan. Vid. Selsk., 12, N I: 1428, 60 Taf. TRIFONOV, N. K. & VASSILENKO, V.P. (1963): Stratigrafija verkh- nemelovykh otlozhenij Mangyshlaka. - Trudy VNIGRI, 218: 342-380; Leningrad. TROÖGER, K.-A. (1981): Zu Problemen der Biostratigraphie der Ino- ceramen und der Untergliederung des Cenomans und Turons in Mittel- und Osteuropa. — Newsletter Stratigr., 9 (3): 139-156. — — (1982): Remarks concerning inoceramid zonation of Ceno- manian to Middle Turonian sequences between West Europe and West Asia (in press). VASSILENKO, V. P. (1961): Foraminifery verkhnego mela poluo- strova Mangyshlaka. - Trudy VNIGRI, 171: 1483, Lenin- grad. 392 VOIGT, E. (1964): Bryozoaires du Cretace superieur de la partie eu- — — (1967): Oberkreide-Bryozoen aus den asiatischen Gebieten ropeenne de !’URSS et du regions adjacentes. - Izd. Moskov. der UdSSR. - Mitt. Geol. Staatsinst. Hamburg, 36: 5-95, Univ.: 1-125, 7 Abb., 28 Taf.; Moskau 1962 (Trad. en fran- 34 Taf.; Hamburg. gais al Medico et J. Roger, B.R.G.M. Departement d’infor- WOOD, €. J. (1981): The Coniacian-Maastrichtian succession of the mation, traduction N 4455; Paris). Northern Province of England and Northern Ireland. — Sub- comm. Cretaceous Stratigraphy, Newsletter N 15: 14-15. 393 | Zilina | 10 | 393-394 München, 1. juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Cretaceous succession of insect assemblages in China LIN QI-BIN*) INTRODUCTION The Cretaceous non-marine sediments are well developed both in North and South China and yield the richest insect fossils in East Asia. The Johol fauna carrying insect, Ostraco- da, Conchostraca, Bivalvıa, Gastropoda and fish fossils is well known as notable animal remains in the world, because it appears to have been widely spread over North and East China and extensively used for the examination of specific ages and the correlation of rocks in various parts of China in paleontological researches. Since 1923, in addition to the pu- blication of “Cretaceous Fossils from Shantung”’ anumber of insect fossil materials have been collected and studied, such as a Cretaceous beetle, Umenocoleus sinuatus from Gansu pro- vince described by CHen et T’an (1973). A few insect fossils, IICORTOCFAVA This assemblage is considered to be Lower Cretaceous, composed mainly of Coptoclava longipoda, Mesolygaous laiyangensis, Mesoblattina sinica, Chironomapsıs gracilıs, Si- nosirex gigantea, Sinaeschnidia heishankowensis, Clypo- stemma xyphiale, Ratiticorixa stenorhinchis, Vulcanicorixa dorylis and Penaphis circa including the following forma- tions: Dalazı Formation of Jilin Province, Shahai Formation of Liaoning Province, Laiyang Formation of Shantung Pro- vince, Lushangfen Formation of Beijing, the upper member of Shouchang Formation in Zhejiang Province, Huoshangpu Formation of Shanxi Province and Xiagou Formation of Gansu Province. The shale or mudstone in these formations are generally thickbedded and rich in insect fossils. Among the significant species are Coptoclava longipoda, Mesolygaous laiyangensis and Mesoblattina sinica. A number *) Nanjıng Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sini- ca, Chi-Ming-Ssu, Nanjing, China. Sinosirex gigantea and Sinoeschnidea heishankowensis, des- cribed by Hong (1975) from Hebei and several insects recor- ded later by Hong and Wang from other Lower Cretaceous beds of Inner Mongolia and Hebei Province; more recently, the present writer made a discovery of still more fossil insects of the same age from some important localities and described more than fifty-two species (Ln, 1976, 1978, 1980). Based on these studies and concerned with the informations about other anımal or plant fossils, the insect of the Creta- ceous in China can be grouped into three assemblages, the succession of which is briefly given below: 1. Coptoclava as- semblage, 2. Solusiparorpa assemblage and 3. Siculocorixa assemblage. ASSEMBLAGE of Coptoclava longipoda larvae in the Dalazi Formation which are known as a kind of younger beettle. So far as knowns, the formation is one of the definitely established Cretaceous beds in China. In some outcrops of this forma- tion, abundant larvae of Coptoclava longipoda have been found with no other insect fossils being associated with them. But in other outcrops of the formations of this assemblage, they were found in association with Mesoblattina sinica, Chi- ronomapsis gracilis, Mesolygaous laiyangensis etc. As one of the important elements in the assemblage, appears to have been widely spread over North and East China. However, as these younger larval beettles were not well-preserved, many younger geologists, sometimes, incorrectly identified them as Ephemeropsis trisetalis when they are on field work. 394 2» SOLUSIPARORPA ASSEMBLAGE This assemblage is one more insect fauna of Lower Creta- ceous, probably representing late Lower Cretaceous. Forma- tions such as Guantou and Zhaochuan in Zhejiang Province, the upper member of Yantang Formation in Anhwei Province and Zhongou Formation of Gansu Province belong to this as- semblage, in which are contained important elements: Solusi- parorpa gibbidorsa, Chiromomaptera melanura and Tapha- erıs turgıs. 3,SICUÜLOCORIXA ASSEMBELAGE In the Upper Cretaceous, this assemblage is represented by the formation of Juezhou Group of Zhejiang Province. The insect bed lies at the middle of the group, carrying dominant element Siculicorixa estria and others such as Clypostemma limna and Prionocephale deplanae. In the Upper Cretaceous insect bed in Xingning region of Guangdong Province was also found Siculicorixa estria. Although this assemblage is very little known in China, its non-marine sediments of Cre- taceous were well developed. Hence, a very rich content of in- sect remains may be expected in the beds of Upper Creta- ceous. REFERENCES CHEN SICIEN and T’AN CHUAN-CHIEH, (1973): A New Family of Coleoptera from the Lower Cretaceous of Kansu. — Acta Entomologica Sinica, 16, (2): 169-178. Hong YOU-CHONG, (1975): A New Family - Sinosiricidae (Hyme- noptera: Siricoidea) in West-Weichangder, Hebei Province. — Acta Entomologica Sinica, 18, (2): 235-241. Lin Qı-BIN, (1976): The Jurassic Fossil Insects from Western Liao- ning. — Acta Paleontologica Sinica, 15, (1): 171-176. — — ,(1978): On the Fossil Blattoidea of China. - Acta Entomolo- gica Sinica, 21, (3): 335-342. — — , (1980): Mesozoic Insects from Zhejiang and Anhui Provin- ces, China. In “Division and Correlations on the Mesozoic Volcanosedimentary Formation in the Provinces Zhejiang and Anhui, China”. — Science Press, pp. 211-234. PınG, €. (1928): Cretaceous Fossil Insects of China. — Palaeontologia Sinica, 13, (1): 5-47. WANG Wu-Lı (1980): Class Insecta. — In: “Palaeontological Atlas of Northeast China”. — pp. 130-153, Geological Publishing House, Beijing, (in Chinese). Be München, 1.Jal 198 ISSN 03739627 395 Non-marine Ostracod biogeographical regions of the early Cretaceous in China By YE CHUN-HUI*) With 1 text figure ABSTRACT The investigations of the non-marıne ostracods of the early Cretaceous in China (predominantly representatives of the superfamily Cypridacea) permit a subdivision into two large paleobiogeographical regions, each of which can be divided again into three subregions. The assemblages of these regions are characterized. In addition to numerous endemic forms the fauna in the province of North China can be related to those of Central Sibirian region and Mongolia. The province of South China reveals interconnexions with the Centralasia- tic-Southrussian province. A warm, subtropical climate is suggested for both provinces. KURZFASSUNG Die Untersuchungen der nicht marinen Ostrakoden der Unterkreide in China (meistens Vertreter der Überfamilie Cypridacea) gestatten eine Einteilung in 2 große palaeobio- geographische Regionen in denen jeweils wieder 3 Unterre- gionen ausgeschieden werden. Die Vergesellschaftungen die- ser Unterzonen werden charakterisiert. Neben vielen ende- mischen Formen zeigen die Faunen in der nordchinesischen Provinz Beziehungen zur mittel-sibirischen Region und zur Mongolei, während die südchinesische Provinz Gemeinsam- keiten mit der mittelasiatischen-südrussischen Provinz auf- weist. Für beide wird ein warmes, subtropisches Klima disku- tiert. IEARTIYZEREPACEOUSINONZMARINE OSTRACOD-ASSEMBEAGE IUNIDIBIOGEO GERA BHICATESREGIONSAINSCHINA Between the late Jurassic and late Cretaceous, there were about 30 genera and 350 species of non-marine ostracodes in continental sediments over most of the territory of China. Most of them fall into superfamily Cypridacea except a few which are involved in superfamily Cytheracea. The early Cre- taceous non-marine ostracod fauna is widely distributed in two different biogeographical regions: The North China and The South China regions, with the Mts. Tianshan, Qilian, Qinling, Wuniu and Dabei as their borderland. In geography the former includes North-Eastern China, Northern China, Shandong, Shanxi, Shaanxi, Inner Mongolia, Ningxia, Gan- su, Zhungeer Basin of Xinjiang and the north of Jiangsu, An- hui. The latter covers South-Central and South-Eastern Chi- *) YE CHUN-HUI, Institute of Geology and Palaeontology, Acade- mia Sinica, Chi-Ming-Ssu, Nanjıng, China. na, Tarım Basin of Xinjiang, Qinghai, Zhejiang, the south of Anhui and Jiangsu. The North China region is characterized by the high diver- sity of complex-ornamented Cypridea and the presence of genera Mongolianella, Luanpingella, Zonocypris and Can- dona throughout the early Cretaceous and it may be separa- ted into the Innerland Area (I,) and the Circulated-Pacific Area (],). The South China region differs from the North China re- gion in the appearance of Jinggnella, Monosulcocypris and Pinnocypridea; the genus Cypridea in this region carries simple ornaments. Based on the endemic species, it may be divided into the Borderland area of Mediterranian (II), the Innerland area (II,) and the Circulated-Pacific area (II,). (see fig. 1). 396 70 E7 een —— BE 110 Map of Nonmarine Ostracod Sr Regions of Early Cretaceous in ind ı Innerland Area IzCirculafed-Pacific Area IT south China Region I, Circulated-Pacific Area I» Innerland Area I: Borderiand Area of Mediterranian SE =“ |I North China Region / a TORE 1 A. The early Cretaceous non-marine ostracodes of the South China region can be separated into three ostracod as- semblages: 1. Jingguella-Pinnocypridea-Darwinula assemblage of early Cretacous; 2. Cypridea-Mongolianella-Darwinula middle early Cretaceous; 3. Cypridea (Morinia) — C. (Bisulcocypridea)-Monosulco- cypris assemblage of late sad Cretaceous. assemblage of 1. The Jingguella-Pinnocypridea-Darwinula assemblage is characterized by the appearance of great number of Jingguella including many subgenera, such as Jingguella (Jingguella), J. (Minheella), J. (Jiangenia) and anumber of Darwinula, Da- monella, Pinnocypridea and Cypridea which are in posses- sion of faint beak and notch. The age of the ostracod assem- blage is supposed to be early early Cretaceous, corresponding to the Berriasian of Western Europe, and also probably late Portlandian. The Chenggiangyan Group of Sichuan within the Border- land area of Mediterranian of the South China region is atypı- cal bed that contains the first ostracod assemblage. The other formation containing this ostracod fauna is the lower part of Qiapushaliang formation of Tarım Basin, Xianjiang; the Da- tonghe formation of Minhe Basin, Qinghai; the Jinxing for- mation of Lanping-Simaoo district and the Gaofengshi for- mation of Chuxiong district, Yunnan. With the exception of these, there are individual elements of the first ostracod as- semblage to be found in the Yuantang formation of Southern Anhui and its equivalent continental deposits in Central Asia, USSR. 2. The Cypridea-Mongolianella-Darwinula assemblage is the middle early Cretaceous ostracod fauna of the South China region. Among the main characters of this ostracod as- semblage are the simple ornaments of Cypridea and amoder- ate number of Darwinula, Rhinocypris, Ziziphocypris and Damonella. Of great significance determining the age of this ostracod assemblage is the frequent appearence of Cypridea (Ulwellia) panlsgrovensis ANDERSON, C. (U.) minevensis AnDERson which are the important members of ostracod as- semblages of Wadhurst Clay (middle Valanginian) in Eng- land. According to the data above, this ostracod assemblage is referred to middle early Cretaceous in age and it is considered to be equivalent to Valanginian to Barremian in Western Europe. Most typical strata that contain the second ostracod assem- blage is the Puchanghe formation of Yunnan. The other for- mations that contain individual elements of them are the Gu- dian formation of Sichuan; the lower subgroup of Hekou Group of Minhe Basin, Qinghai and the upper part of Shou- chang formation from Zhejiang. The first and the second ostracod assemblages have not been discovered so far in the Innerland area of the South China region. 3. Cypridea (Morinia) - C. (Bisulcocypridea) - Monosulco- cypris assemblage is the late early Cretaceous ostracod fauna in the South China region which is characterized by Cypridea (Morinia) associated with Cypridea (Bisulcocypridea) which is the common member of late early Cretaceous (Aptian to Albian) non-marine ostracods all over the country. In addıi- tion, there is higher development of small carapace forms of Darwinula and of genus Monosulcocypris which is widely di- stributed in the red beds of the South China region. The widespread late early Cretaceous ostracod assemblage can be compared with each other in the South China region where the endemic species came into existence especially in the Innerland area (II). The strata containing this ostracod assemblage are the Ma- toushan formation and Mangang formation of Yunnan; the upper subgroup of Hekou group, Minhe Basin of Qinghai; the Qijiahe formation and Dongjing formation of Hunan; Ningxiang formation of Hubei; Huizhou formation of Sou- thern Anhui; Huoko formation of Fujian and Guantou for- mation of Zhejıang. It is worth mentioning that an important ostracod assem- blage which is characterized by Cyprıidea (Morinia) associa- ted with Monosulcocypris is usually present in the lower part of some strata, such as the lower part of Huizhou formation and the Hengshan formation. B. The early Cretaceous non-marine ostracodes of the North China region can also be divided into three ostracod as- semblages: 1. Cypridea-Luanpingella-Eoparacypris assemblage; 2. Cypridea-Yumenia-Mongolianella assemblage; 3. Cypridea-“Lycopterocypris”-Mongolocypris assembla- ge. 1. The Cypridea-Luanpingella-Eoparacypris assemblage contains a poor number of Cypridea which has complex or- naments and only a few kinds of Cypridea (Cypridea) and C. (Cyamocypris) are present. In addition, genus Luanpin- gella is an important member in this ostracod assemblage. The Dabeigou formation of Northern Hebei and the Che- Jinpu formation of Ganxu are of typical Cypridea-Luanpin- gella-Eoparacypris ostracod assemblage. The ostracod faunas of the other equivalent strata in the North China region are more or less distincet from them. It is particularly significant that Eoparacypris jingshanensıs Yang and Cypridea sulcata MANDELSTAM of the Dabeigou formation are very similar to Eoparacypris macroselina An- DERSON and C'ypridea bimammata (HaARrBORT) in the Berria- sian stage of Southern England. For thisreason, it is justifiable to say that the Cypridea-Eoparacypris-Luanpingella assem- 397 blage is the earliest non-marine ostracod fauna of the Cretace- ous in the North China region and is considered to be con- temporaneous with the first ostracod assemblage of the South China region. 2. Unlike the first ostracod assemblage of early Cretaceous the Cypridea-Yumenia-Mongolianella assemblage is charac- terized by the high diversity of forms and the complex-orna- mentations in Cypridea. In addition to Cypridea (Cypridea), there are Cypridea (Morinia), C. (Ulwellia), C. (Cyamocyp- rıs), C. (Bisulcocypridea) and Yumenia (including to Cypri- dea (Yumenia) before). The Diwopu formation or Xiagou formation of Ganxu isatypical bed in the North Chinaregion which has a lot of such ostracod faunas. The other equivalent formations of the North China region are the Jiufutang for- mation of Western Liaoning, the Guyan formation of Inner Mongolia, the upper part of the Zhidan group of Ertoushi has the some ostracod fauna but the individual elements of them may be absent in some formations. It should be noted that some species of Cypridea in the se- cond ostracod assemblage are similar to those of England, i.. e. Cypridea koskulensis resembles Cypridea bogdensıs, Cypridea setina gansnensis Ye is similar to Cypridea setına ÄANDERSON, Cypridea changmaensis Ye is similar to Cypridea dolobrata angulata MarTın, Cypridea (Bisulcocypridea) sub- chuxiongensis YE to Cypridea (Bisulcocypridea) frithwaldi Anoerson. All of these English species of Cypridea occur in Valanginian to Barremian stage of Lower Cretaceous. On this base, the second ostracod assemblage should be refered to the middle early Cretaceous in age and may be equivalent to the Valanginian to Barremian stages of Western Europe. 3. The Cypridea-“Lycopterocypris”-Mongolocypris as- semblage is the late early Cretaceous fauna in the North China region. The character of this ostracod assemblage is allied to the third ostracod assemblage of the South China region in the appearence of Cypridea (Morinia) associated with Cypridea (Bisulcocypridea). However because of the presence of Zono- cypris, Candona and a great number of Mongolocypris, itmay be able to differentiate from the South China region. The strata containing the third ostracod assemblage are the Zhonggou formation of Gansu, the upper part of Liupanshan group, Ningxia; the upper part of Qingshan formation, Shandong; Sunjiawan formation of western Liaoning; the lo- wer part of Songhuajiang group, Songliao Plaint and Dalajı formation and Tongfushi formation of Yianjıa district, Jiling. II. PROBLEMS AND DISCUSSION 1. The early and middle early Cretaceous non-marine ostracod fauna of the North China region is similar to the ostracod assemblages of Mongolia, the East Asian region and the Middle Siberian region of USSR and the Circum-polar belt of Europe (Anperson, 1973), that means the North Cir- cum-Polar Province. The non-marine ostracod fauna of the South China region resembles the ostracod fauna of Middle Asian region of USSR. Both remain to have Asıan endemic character. It seems that the South China region of China and the Middle-Asıan region of USSR are of the same ostracod biogeographical pro- vince which is the transition between the North Circum-Po- lar Province and the South Circum-Polar Province. During the late early Cretaceous, the ostracod assemblages of both regions has their own endemic species, but the resem- blance between the North China region and the South China region as shown in Cypridea (Morinia) associated with Cy- pridea (Bisulcocypridea) is an important character which is commonly seen from Lebanon, Turkman of USSR, the USA, England and Congo, that is the North and the South of the 398 circum-polar belt (Anperson, 1973). For this reason, it can- not be stated with certainty whether the endemic species of both regions at this age are characteristic enough to separate China into the North China region and the South China re- gion or wether the whole China belongs to only one ostracod biogeographical region. 2. The border line between the North China region and the South China region should be designated the direction of pa- leo-latitute. If this assumption is correct the North-polar of Cretaceous would be situated in the area Eastward to the pre- sent North-polar, while the South-polar would be at the west to the present South-polar. 3. The distribution of early Cretaceous non-marine ostra- cod fauna may be connected with the temperature-climatic zones. During the early and middle early Cretaceous, the North China region was connected with the Northern cir- cum-polar belt (Anperson, 1973). It is situated in the same paleo-latitude and has a high diversity of complex-ornamen- ted C'ypridea. ANDERSON (1973) stated that the climate of the Cypridea belt was similar to that which is now found in the Southern Mediterranean-North African area and it was a nearly sub-tropical climate. Accordingtothedevelopment of light-colour deposits and of coalbearing beds and in addition to the palynological data, we suggest that the North China re- gion may be of nearly sub-tropical character, as ANDERSON thought to be, with more or less wet climate. During the early early Cretaceous red beds dominated all over most of the South China region. The ostracod fauna of this region bears the character of Asia-endemic species. Some of them occur recently in South Africa and Southern Brazil. On the other hand, the genus Cypridea is not so frequent in this region and carries simple ornamentation. All of this seem to show that ıt is nearly sub-tropical with dry and hot climate. In middle early Cretaceous of the same region, there are many light-colour deposits alternating with red beds and the ostracod fauna of the South China region has some Asian en- demic species, but some species of Cypridea are similar to those ın England. On the basis of selected data discussed ab- ove, the climate of the South China region at this time may be sub-tropical, alternating dry with wet climate. During the late early Cretaceous, it is not known whether both ofthe North China and the South China regions may be- long to northern circum-polar belt of Anperson (1973) or not. The presence of widespread red beds and of the genus Zonocypris which ıs a living genus of Africa may indicate that the climate of both regions was hotter and drier i. e., nearly a sub-tropical climate. REFERENGES ANDERSON, F. W. (1973): The Jurassic-Cretaceous transition: the non-marine Östracod fauna. - In: The Boreal Lower Cretace- ous, CASEY, R. and Rawson, P. F. (Eds.). Geol. Journ. Spe- cıal Issue, 5, Liverpool. ANDREEV, YU. N. & MANDELSTAM, M. I. (1971): Biogeographical associations of Cretaceous Ostracods in the USSR. — Collo- quium on the Paleoecology of Ostracods. -— H. J. OERTLI (ed.), pp- 615-630. Hao YU-CHUN et al. 1974: The Fossil Ostracoda of Cretaceous-Ter- tiary from Songliao Plain. — Geology Press. Hou YoU-TAnNG, 1958: Jurassic and Cretaceous non-marine Östra- cods of the Subfamily Cyprideinae from North-Western and North-Eastern regions of China. - Memoirs of the Institute of Palaeontology, Academia Sinica. 1, Science Press. — — et al. (1978): The Cretaceous-Tertiary Ostracods from the marginal region by the Yangtze-Han River. - Memoirs Nan- Jing Inst. Geol. Paleont., Academia Sinica, 9, Science Press. YE CHUN-HUI et al. (1977): Mesozoic-Cenozoic Ostracod fauna from Yunnan in “Mesozoic Fossil From Yunnan” Part II. — Science Press. — — (1979): The Cretaceous Östracod assemblages from Zhejiang, Anhui and adjacent region in ““Mesozoic and Cenozoic red beds of South China” —- Collection of Papers from the “Field conference of the Cretaceous Tertiary red beds from South China” at Nanxiong, Guandong. Science Press. — — etal. (1980): Jurassic-Cretaceous fossil Ostracoda from Zhe- jlang in “Division and Correlations on the Mesozoic volca- no-sedimentary formation in Zhejiang and Anhui Province, China. — Edited by Nanjing Inst. Geol. Palaeont., Academia Sinica, Science Press. 399 ISSN 0373 — 9627 Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy of Antarctica J-. ALISTAIR CRAME*) With 7 text figures and 1 table ABSTRACT A preliminary sequence of inoceramid and buchüid bivalves can now be established for the Lower Cretaceous of Antarcti- ca. Although taxonomic studies have yet to be completed, it is evident that there are representatives of several widespread species groups. On Alexander Island the Berriasian /. ovatns group is succeeded by the neocomiensis, concentricus and an- glicus groups, which collectively have a Barremian-Albian age-range. The neocomiensis and concentricus groups are also present on James Ross Island and the latter may occur in Pata- gonia too. Valanginian-Barremian /noceramus species are poorly represented, but there are records of both the /. hete- ropterus group (Hauterivian-Albian?) and /. cf. anomiae- formis (Hauterivian-Barremian) from Annenkov Island. The lack of any Lower Cretaceous Buchia species in An- tarctica may be further evidence of a stratigraphic hiatus du- ring part of the Neocomian. There are, however, many Bar- remian-Albian buchiids referrable to the genus Aucellina. The A. andina-radiatostriata group is of particular impor- tance as it occurs in all the major basins of deposition and can be used for local correlations. A further characteristic element of Antarctic Lower Creta- ceous faunas is the genus Anopaea. Its apparent confinement within the Southern Hemisphere to the Antarctic region indi- cates that at least some inoceramids had a much more restric- ted distribution. KURZFASSUNG In der Unterkreide der Antarktis kann eine vorläufige Ab- folge mit Inoceramen und Buchiiden aufgestellt werden. Obwohl taxonomische Untersuchungen noch vervollständigt werden müssen, zeigt es sich, daß einige überregional weit- verbreitete Artgruppen vorkommen. Auf der Alexander-In- sel folgen über der im Berrias auftretenden 7. ovatus Gruppe die I. neocomensis, I. concentricus und die /. anglicus Gruppen, die zusammen ein Barreme bis Alb Alter anzeigen. Die /. neocomiensis und die /. concentricus Gruppen finden sich auch auf der James Ross Insel, letztere kommt ebenfalls in Patagonien vor. Inoceramus-Arten aus dem Valangin-Bar- reme sind schwach vertreten, jedoch gibt es Funde sowohl der /. heteropterus Gruppe (Hauterive-Alb) als auch von 7. cf. anomiaeformis (Hauterive-Barreme) auf der Annenkov- Insel. *) J. A. CRAME, British Antarctic Survey, Natural Environment Re- search Council, High Cross, Madingley Road, Cambridge CB3 OET, England. Das Fehlen von Unter-Kreide Buchia -Arten in der Antark- tis mag ein weiterer Hinweis sein für stratigraphische Lücken im Neokom. Es gibt jedoch Vertreter der Buchiiden, typisch für das Barreme-Alb, die der Gattung Aucellina angehören. Die A. andina-radiatostriata-Gruppe ist von besonderer Bedeutung, da sie in allen großen Ablagerungsbecken auftritt und für lokale Korrelationen benutzt werden kann. Ein wei- teres charakteristisches Element der unterkretazischen Fauna in der Antarktis ist die Gattung Anopaea. Die offensichtliche Beschränkung dieser Gattung auf die Antarktis innerhalb der südlichen Hemisphäre zeigt, daß zumindest einige Inocera- men eine regional sehr eingeengte Verbreitung besaßen. 400 I. INTRODUCTION Lower Cretaceous marine sediments can be traced along the Antarctic Peninsula, through the Scotia arc, and into southern South America (Fig. 1). Study of their biostratigra- phy is of particular importance for they document both the early stages of break-up of the central regions of Gondwana, and the establishment of new marine biogeographic patterns that this entailed. To complement existing ammonite studies (THomson, this volume), a preliminary bivalve zonation of ALEXANDER “ these Lower Cretaceous strata has now been established. This is necessarily incomplete, for taxonomic studies of anumber of key groups are still in progress. The scheme is at present ba- sed on the two commonest groups, the inoceramids and bu- chiids, but it is hoped that it will eventually be extended to in- clude other common types, such as the parallelodontids, pec- tinids and trigonuds. SOUTH GEORGIA ala 55 ISLAND AS JAMES ROSS ISLAND Fig. 1. Locality map for the Antarctic Peninsula-Scotia arc-Patagonia region. I. ALEXANDER «ISEAND The Fossil Bluff Formation forms a narrow but continuous strip along the eastern margin of Alexander Island (Figs. 1 & 2). Composed of a variety of fine- to coarse-grained clastic and volcaniclastic sediments, it has a probable thickness of at least 5000 m and an approximate age-range of Kimmerid- gian-Albian. Current interpretations suggest that the sedi- ments accumulated in a fore-arc basin marginal to an extensive volcanic arc trending along the axis of the Antarctic Peninsula (Tayıor, THoMsoNn & WiırLev 1979). Antarctic Jurassic inoceramid faunas are dominated by members of the genus Retroceramus. The latest species, R. everesti (OPrreL), occurs in the highest Tithonian strata of the Fossil Bluff Formation at Callısto Cliffs (Figs. 2 & 3), and at both this locality and Tombaugh Cliffs (Figs. 2 & 3) can be traced up into strata of probable early Berriasian age (CrAME 1982) (Fig. 3). At an approximately equivalent level in the Ablation Valley section (Fig. 3), the first inoceramids refer- rable to the genus /noceramus occur in close association with £%. ABLATION * VALLEY ;CALLISTO CLIFFS OMBAUGH CLIFFS LOWER 1: CRETACEOUS C//AuPPER Eee E PRE-JURASSIC Fig. 2. Geological map ofthe central east coast of Alexander Island. - The Upper Jurassic and Lower Cretaceous strata constitute the Fos- sil Bluff Formation. KEYSTONE CLIFFS An.cf. mandibula, WAITABIT CLIFFS l.anglicus gp.! = o I. cf. concentricusl ö FOSSIL BLUFF r LOC.R o Q o LOC.D c 2 I.neocomiensis gp.| 4 < = 8 N, ® ' v) \ = D c < 500 ONGLOMERATE Fig. 3. Stratigraphic occurrences and ranges of inoceramid and buchiid bivalves on the central east coast of Alexander Island. Thesymbols / and C on the right hand side of the diagram indicate the approximate posi- 401 a Berriasian (Haplophylloceras - Bochianites) ammonite as- semblage. The best-preserved of these specimens, which is small, slightly inequivalve and has a distinctive elongate-pyri- form outline, can be referred to a group of species centred around /. ovatus STANToN. This species has a Neocomian (Berriasian-Valanginian) age in California and Siberia (An- DERSON 1938; ZAKHAROV 1968). Although the uppermost beds of the Ablation Valley and Tombaugh Cliffs sections are not well exposed, it is likely that they correlate with a level just below the base of the section at locality K (Fig. 3). Diagnostic fossils are scarce at the latter locality, apart from specimens of an inoceramid that has been referred to the genus Anopaea. Rounded wedge-shaped in outline and with a distinctive anterior sulcus and lunule, this genus is interpreted as having been functionally endobyssate (CRAME, 1981). It characterizes the Upper Jurassic - Lower Cretaceous Boreal Realm of the Northern Hemisphere and may well have a mirror-image distribution in high latitude re- gions of the Southern Hemisphere. The two Jurassic species occurring in the lower levels of the Fossil Bluff Formation are distinct from A. trapezoidalıs (Tnomson & WiLLEy), the spe- cies present at localities K and D (Figs. 2 & 3) (Crane 1981). Originally thought to be Berriasian, A. trapezoidalis may now be better assigned to an undifferentiated Neocomian age. LOC.K TOMBAUGH CLIFFS ABLATION VALLEY CALLISTO 4 CLIFFS R.everesti Buchia tion of the Jurassic-Cretaceous boundary. Correlations based in part on TAYLOR, THOMSON & WILLEY 1979, fig. 6 and CRAME 1982, textfig. 9. 402 Numerous specimens of an /noceramus belonging to the I. neocomiensis D’ORBIGNY group have been collected from the lower levels ofthe Fossil Bluff (locality R) section (Fig. 3). Weakly inflated and very slightly inequivalve, these speci- mens show the rounded-triangular outline and fine, regular ornament that are so typical of this group. Perhaps the grea- test resemblances are to species such as /. subneocomiensis Gıazunova and /. obtusus GLazunovA from the Aptian of the Volga Basın (USSR) (Grazunova 1973). Although /. neo- comiensis ıs generally regarded as an Aptıan species (WooDs 1911), it has to be remembered that both it and other closely related forms have been recorded from the Neocomian and Barremian. There are several records of Hauterivian - Aptian age-ranges for the /. neocomiensis group in Europe (SORNAY 1965; GLazunova 1973) and these may well be extended down to the Valanginian around the northern Pacific margins (Pok- HIALAINEN 1974). Representatives of two further cosmopolitan /noceramus groups occur at a slightly higher stratigraphic level in the Fos- sil Bluff Formation. Specimens of the first of these, the I. concentricus PARKINSON group, were obtained from the up- per levels of Waitabit Cliffs (Fig. 3). Thomson and WıLLEv (1972) assigned them to /. aff. concentricus, noting that, al- though they showed the pronounced gryphaeoid form of this species, they were somewhat larger than typical European specimens. Nevertheless, in his description of English mate- rial, Woops (1911) emphasized the variable nature of /. con- centricus, and it is apparent that in New Zealand many large forms have been found (Woops 1917). The European age of the species is usually given as Middle - Upper Albian (e. g. Woops 1911; Sornay 1965; TRÖGER 1981), but certain mem- bers of the group also range into the Cenomanian in the Far East of the USSR, Japan and New Zealand (NaGao & MATsU- MOTO 1939; PERGAMENT 1966; RAINE, SPEDEN & STRONG 1981). The second group, which is based on /. anglicus WooDs, is represented by a series of specimens from Keystone Cliffs (Fig. 3). The anglicus group as a whole shows a number of marked similarities to the neocomiensis group, but can usu- ally be distinguished by the steeper curvature of the concen- tric rıbs, which are often symmerrically arranged, and the more convex outline of the anterior margin. The Alexander Island specimens closely resemble small forms of 7. anglicus from both North America and the USSR (Imrav 1961; Save- LıEv 1962; PERGAMENT 1965; Grazunova 1973); perhaps the greatest similarity is with PERGAMENT’s (1965) subspecies I. anglicus elongatus. A consistent Albian age has been assi- gned to the anglicus group, with most authors indicating a Middle —- Upper Albian range (e. g. Woops 1911; Imray 1961; PERGAMENT 1981). Finally, the stratigraphically highest inoce- ramid so far recorded from the Fossil Bluff Formation is a small Anopaea close to A. mandibula (MorpvıLko) from the Albıan of Mangishlak (USSR) (SaveLıev 1962) (Fig. 3). Two species groups ofthe genus Buchia can be traced in the Tithonian strata of Ablation Valley (Fig. 3). At higher levels, however, the next specimens referrable to the Buchiidae are not encountered until approximately the lower levels of the locality K section. Here, the first representatives of the genus Aucellina are found, and these then become steadily more common through the sequence (Fig. 3). Aucellina bears a strong superficial resemblance to Buchta, but ıs distinguished by its more clearly defined radial sculpture and the long ante- rıor ear and deep byssal notch ofthe right valve. Amongst the several collections of Aucellina made from southern South America and South Georgia, WıLckens (1947) determined that only one species (A. radıatostriata BONARELLI) could be recognised. Cox (1953), however, after considering this and further material from Alexander Island, thought that a second species (A. andına FErUGLIO) could be justified. Although Maceırarı (1979) upheld Cox’s conclusions, it has become apparent, from study of further large collections from Ale- xander Island, that these two species may well intergrade. For this reason, they have been assigned to a single species group in this study. The age of Aucellina in the South America — Scotia arc— Antarctic Peninsula region has been consistently given as Aptian, largely on the basıs of co-occurrence with certain types of aconeceratid and heteromorph ammonites (WıLckens 1947; Cox 1953). However, ıt now seems that some at least of these ammonites may range down into the Barremian (THonson, this volume), and in Patagonia A. cf. radıatostriata has been obtained from beds yıelding the Hau- terivian — Barremian ammonite, Favrella (Rıccarnı 1971). As the topmost beds of the Fossil Bluff Formation very probably have an Albian age, the true range of the A. andıina-radiato- striata species group in Alexander Island is best considered as Barremian-Albian. The lack of any age-diagnostic bivalves between the Berria- sian /. ovatus group of Ablation Valley and the Barremian — Albian species of Fossil Bluff, Waitabit Cliffs and Keystone Cliffs (Fig. 3) may yet prove to be of some significance. Spe- cies of Buchia are known to be particularly common in the Berriasian — Valangınıan (e. g. ImıavY 1965; JELErzkY 1970; POKHIALAINEN 1974) and their apparent absence may pointtoa stratigraphic hiatus during part of this time. The same is true of the Hauterivıan, for characteristic cırcum-Pacific Hauteri- vian /noceramus groups (such as the /. aucella, I. colonicus and /. heteropterus groups, see e. g. PERGAMENT 1965; Pok- HIALAINEN 1969, 1974) are also missing. Atfırst sight, the ages suggested by the bivalves in the upper levels of the sequence correspond fairly well with those de- termined by ammonites. Barremian — Aptian ages for the A. andina-radiatostriata and I. neocomiensis groups accord with the occurrence of types such as Aconeceras, Theganece- ras and Acrioceras at localıty D and Fossil Bluff, and Sanmar- tinoceras in the lower levels of Waıitabit Cliffs (Fig. 3) (Tay- Lor etal. 1979). Species of Eotetragonites from higher in the latter section have Albıan affınities, as do several ammonites from Keystone Cliffs (Fig. 3). However, it is apparent that there are also several forms from the uppermost levels of the Fossil Bluff Formation which show strong similarities to cer- taın European Neocomian and Barremian species. Their pre- sence ıs anomalous, and cannot at present be satisfactorily ex- plained (Thomson, this volume). Probable Aptian and Albian strata from the vicinity of Succession Cliffs (Fig. 2) associated with a prominent thrust zone have been excluded from this discussion. 403 III. JAMES ROSS ISLAND 58° BRANDY SEYMOUR ISL. JAMES ROSS ISLAND Bd Er G Snow HıLL °°°° ISL. UPPER CRETACEOUS LOWER CRETACEOUS Fig. 4. The distribution of Lower and Upper Cretaceous strata on James Ross and neighbouring islands. Traditionally regarded as being entirely Upper Cretaceous, the extensive sedimentary sequence exposed in the James Ross Island group (Figs. 1 & 4), is now thought to range down into the Lower Cretaceous. Recent investigations ın the Brandy Bay - Stoneley Point region (Fig. 4) have indicated that both the Lower and Upper Kotick Point Beds and at least part of the Stoneley Point Conglomerates (Bissy 1966) can now be assigned to this age. Collectively, these units comprise over 1500 m of strata which are composed of lithologies ran- ging from fine, bioturbated siltstones to coarse breccia-con- glomerates (Fig. 5). They are interpreted as representing pe- riods of quiet-water deposition (within a back-arc setting), punctuated by pulses of coarse debris flows. The lowest beds in the sequence are poorly exposed and so far have not yielded any age-diagnostic fossils. However, in the topmost levels of sections D. 8209 & 8210, and in sections D. 8211 & 8212 (Fig. 5), a variety of material has been found. Prominent within this are small aconeceratid and ancylocera- tid ammonites, and an /noceramus which is very probably a member of the /. neocomiensis group. The latter is consider- ably smaller than the Alexander Island representative of this group, but has a sub-erect form and fine ornament pattern that link it to small European specimens of this species, such as those illustrated by HArsorr (1905), WOLLEMANN (1906) and GitLEr (1924). There is also a strong resemblance to types such as /. volgensis GLazunova and /. borealis GLAZUNOVA, which are small Aptian members of the /. neocomiensis group from the Volga basin (Grazunova 1973). Aucellina is common atthe same levels and it would seem that the range of variation shown by the specimens falls within that defined for the A. andina-radiatostriata group. Anopaea sp. occurs at locality D. 8212B, and in the upper part of the succession there is a level in which members of the /. concentricus group are common (Fig. 5). These specimens are smaller than their Alexander Island counterparts and, on the whole, much bet- ter preserved. The left valves have narrower, more elongated umbonal’regions and overall the specimens are very close to European representatives of /. concentricus (e. g. Woons 1911; SAvELIEV 1962). Preliminary assessment of these fossils suggests that the strata between the base of the section and the prominent un- conformity (Fig. 5) have an Aptian — Albian age. However, bearing in mind previous comments on the ranges of certain bivalves, it is possible that this sequence both extends down into the Barremian and up into the Lower Cenomanian. D.8214, 8215 & 8304 UNCONFORMITY l.concentricus 8: D.8212B i 21 = 17} Anopaea Sp. o je) 2 Q D.8212 A g 3 2 1 - D.8211 S £ [o) Oo © ce u D.8209-8210 £ o _ < CONGLOMERATE 250 o Fig. 5. Stratigraphic occurrences and ranges of inoceramid and bu- chiid bivalves in the Lower Cretaceous of James Ross Island. Locali- ties D. 8209-8215 and 8304 are situated between Brandy Bay and Stoneley Point (Fig. 4). 404 IV.SOUTH GEORGIA AND ANNENKOV ISLAND ANNENKOV IREAND—— I] UPPER BRECCIA MBR. OWER TUFF MBR. Fig. 6. Simplified geological maps of South-Georgia and the south-eastern corner of Annenkov Island. Based on TANNER 1982, fig. 18.1 and PETTIGREW 1981, fig. 2. 1000m 1...) Loc. L l.heteropterus gp. Loc. J A.andina-radiatostriata l.cf. anomiaeformis 500 UPPER BRECCIA MBR. OWER TUFF MBR. Fig. 7. Stratigraphic occurrences of Lower Cretaceous inoceramid and buchiid bivalves on Annenkov Island. The dotted line indicates the uncertainty as to the exact position of Locality J. Stratigraphic data from PETTIGREW 1981. Remnants of an island arc— marginal basın system exposed in this region can be directly correlated with a comparable suite of rocks in southern South America (Tanner 1982). The island arc assemblages outcrop on a series of small islands |y- ing off the south-west coast of South Georgia, the largest of which is Annenkov Island (Figs. 1 & 6). Here, a 1860 m se- quence of volcaniclastic sediments has been divided by Per- TIGREW (1981) into a Lower Tuff Member (860 m) and an Up- per Breccia Member (1000 m). Tuffs and mudstones from the former of these units have yielded a variety of ammonites, but, unfortunately, these are all too badly preserved to be po- sitively identified (THoMsoNn, TANNER & Rex 1982). Their ge- neral Neocomian — Aptian affınities are confirmed by the pre- sence ofthe A. andına-radiatostriata group, and perhaps also by an /noceramus close to I. anomiaeformis FEruGLıo, at lo- cality J (Figs. 6& 7). The latter species isa small, circular, flat- tened form with markedly irregular ornament. It has no ob- vious close relatives and in Patagonia comes from strata of probable Hauterivian - Barremian age (Rıccarnı 1977). A se- cond species, from locality L (Figs. 6 & 7), is rounded-elon- gate ın outline, strongly inequivalve and with narrow, poin- ted umbones on both valves. The ornament is very reduced and overall there are strong resemblances to members of the circum-Pacific /. heteropterus group (POKHIALAINEN 1969, 1974). The Hauterivian age of this group may, at first sight, make such a comparison seem unlikely, but studies in pro- gress indicate a close link between 7. heteropterus and later Cretaceous species such as /. dunveganensis MCLEARN (Al- bian) from Canada and Alaska and /. procerus WHITEHOUSE and /. scutulatus \WHITEHOUSE (both Albian) from Australia. The /. heteropterus group may in fact range from Hauteri- vian — Albian. The only fossil so far collected from the Upper Breccia Member is a belemnite belonging to the Aptian — Al- bıan genus, Dimitobelus. Much of South Georgia is composed of the Cumberland Bay Formation (Fig. 6) which represents a thick sequence of rear-arc volcaniclastic turbidites (e. g. TAnner 1982). Fossils are scarce in this formation, but a few heteromorph ammoni- tes with general Lower Cretaceous affınities have been found. In addition, A. andina-radiatostriata has been collected from several localities and is perhaps the best indicator of an early Cretaceous age (THOMSON et al. 1982). VI.SOUTH AMERICA Surprisingly little is known about the Lower Cretaceous inoceramid and buchiid bivalves of southern South America. Members of the Aucellina andina-radiatostriata group seem to be the commonest types, and can be traced through Tierra del Fuego (MACELLARI 1979) to several parts of Patagonia (e. g. Cox 1953; Katz 1963). Records of I. concentricus from the latter region (BonarELLı & NAGERA 1921; Katz 1963) must be treated with some caution as they are based on very poorly known material. 405 VI. DISCUSSION It is apparent that there are representatives of at least three cosmopolitan /noceramus groups in the Lower Cretaceous of Antarctica. These are the neocomiensis, concentricus and an- glicus groups, which can be used to infer maximum age-ran- ges of Hauterivian — Aptian, Middle Albian - Lower Ceno- manian and Middle - Upper Albian, respectively. Besides their links with Northern Hemisphere faunas, these species groups may also prove useful for regional correlations in the Southern Hemisphere. An /noceramus referrable to either the neocomiensis or anglicus groups occurs in the Motuan (Albian) stage of New Zealand and /. concentricus in the Ngaterian (Late Albian - Cenomanian) (Rame et al. 1981); I. concentricus is also known from South Africa (Heımz 1930). Representatives of two other widespread groups, the ovatus and heteropterus, are also present, but are less well known palaeontologically and stratigraphically. The most useful bivalve for local correlations within the Antarctic Peninsula— Scotia arc- South America region is the Aucellina andina-radiatostriata group. Its widespread occur- rence in all the major basıns of deposition enables correlations to be made between the upper Fossil Bluff Formation, lower part of the James Ross Island succession, the Lower Tuff Member of Annenkov Island, Cumberland Bay Formation of South Georgia and Rio Mayer and Zapata Formations of South America (Table 1). On aregional scale too, the group is of value, for A. cf. radiatostriata has been recorded from both the Upper Aptian Roma fauna of Australia (Day 1969) and the Upper Aptian Korangan stage of New Zealand (Rate et al. 1981). The concentricus and neocomiensis groups also offer some potential for local correlations, especially between Ale- xander Island, James Ross Island and South America (Ta- ble 1). However, the range of varıation shown by these groups is such that, at present, no precise stratigraphical com- parisons can be made. The presence of several cosmopolitan and widespread bi- valve groups could be taken as evidence of open marine con- nections between Antarctica and many other parts of the world during the Lower Cretaceous. However, there are at least two bivalve genera whose presence tends to counter against this suggestion. Anopaea seems to be restricted to high latitude regions in the Southern Hemisphere and, in- deed, may even be confined to Antarctica. Similarly, the oxy- tomid Maccoyella, although unknown from Antarctica, is entirely restricted to Patagonia, New Zealand and Australia (WATERHOUSE & Rıccarndı 1970). e = zZ 5 = a 77) u — [72] oo U 77) - = en fer] 8 > uw = a cc fe) (>) < = 172} = == zZ x wu w = = [fa} = z 3 23 z = 3 2) [2] Anopaea cf. mandibula - Albian X Inoceramıs anglicus gp. = M.- U. Albian X I. ceoncentricus gp. = M.- U, Albian x x & Anopaea sp. = Aptian - Albian x Aucellina andina - = Barremian - Albian x X X x x radiatostriata TI. neocomiensis gp. - Barremian - Aptian x x I. heteropterus gp. = Hauterivian - Albian (?) x TI. anomiaeformis - Hauterivian - Barremian 2 X Anopaea trapezoidalis = Neocomian X I. ovatus gp. = Berriasian x Table 1. Ages and geographical occurrences of the principal species mentioned in the text. 406 VIIIDRERERENGES ANDERSON, F. M. (1938): Lower Cretaceous deposits in California and Oregon. — Spec. Pap. geol. Soc. Am., 16: 339 pp., 83 pls.; Washington. BiBBY, J. S. (1966): The stratigraphy of part of north-east Graham Land and the James Ross Island group. - Scient. Rep. Br. Ant- arct. Surv., 53: 37 pp., 5 pls.; London. BONARELLI, G. & NAGERA, J. J. (1921): Observaciones geolögicas en las inmediaciones del Lago San Martin (Territorio de Santa Cruz). - Bol. Dir. gen. Minas Geol. Hidrol., Ser. B (Geolo- gia), 27: 39 pp.; Buenos Aires. Cox, L. R. (1953): Lower Cretaceous Gastropoda, Lamellibranchia and Annelida from Alexander I Land (Falkland Islands De- pendencies). — Scient. Rep. Falkld Isl. Depend. Surv., 4: 14 pp-, 2 pls.; London. CRAME, J. A. (1981): The occurrence of Anopaea (Bivalvia: Inoce- ramidae) in the Antarctic Peninsula. — J. molluscan Stud. 47: 206-219, 2 pls.; London. — — (1982): Late Jurassic inoceramid bivalves from the Antarctic Peninsula and their stratigraphic use. — Palaeontology, 25: 555-603, pls. 57-59; London. GILLET, S. (1924): Etudes sur les lamellibranches neocomiens. — Mem. Soc. geol. Fr. (N.S.), 1, fasc. 3-4: 1-224, pls. 7-8; Pa- ris. GLAZUNOVA, A. E. (1973): Paleontologicheskoye obosnovaniye stratigraficheskogo raschleneniya melovykh otlozhenii Po- volzh’ya. Nizhnii mel (Palaeontological evidence of the strati- graphic separation of Cretaceous deposits in the Volga region. Lower Cretaceous). — 200 pp., 123 pls., „‚Nedra“; Moscow. HARBORT, E. (1905): Die Fauna der Schaumberg-Lippe’schen Krei- demulde. — Abh. preuß. geol. Landesanst. (N.F.), 45: 1-112, 11 Taf.; Berlin. HEınz, R. (1930): Über Kreide-Inoceramen der südafrikanischen Union. -C.r. 15th Int. geol. Congr., 2: 681-687, 6 figs. ; Pre- toria. ImLay, R. W. (1961): Characteristic Lower Cretaceous megafossils from northern Alaska. - Prof. Pap. U.S. geol. Surv., 335: 74 PP-, 20 pls.; Washington. — — (1965): Jurassic marine faunal differentiation in North Ameri- ca. — J. Paleont., 39: 1023-1038, 6 figs.; Chicago. JELETZKY, J. A. (1970): Cretaceous macrofaunas. - In DOUGLAs, R. J- W. (ed.) Geology and economic minerals of Canada, p- 649-662, pls. XXV-XXVII, Department of Energy, Mines and Resources; Ottawa. Katz, H.R. (1963): Revision of Cretaceous stratigraphy in Patago- nıan cordillera of Ultima Esperanza, Magallanes Province, Chile. - Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 47: 506-524, 9 figs.; Chicago. MACELLARI, C. E. (1979): La presencia del genero Aucellina (Bival- via, Cretacico) en la Formacion Hito XIX (Tierra del Fuego, Argentina). - Ameghiniana, 16: 143-172, 3 pls.; Buenos Ai- res. NAGAO, T. & MATSUMOTO, T. (1939): A monograph of the Cretace- ous /noceramus of Japan. — J. Fac. Sci. Hokkaido Univ., Ser. 4, 4: 241-299, pls. 23-24; Sapporo. PERGAMENT, M. A. (1965): Inotseramy i stratigrafiya mela Tikhoo- keanskoi oblasti (Inocerams and Cretaceous stratigraphy of the Pacific region). — Trudy Inst. geol. Nauk, Mosk., 118: 1-102, 12 pls.; Moscow. — — (1966): Zonal’naya stratigrafiya i inotseramy nızhnei chastı verkhnego mela Tikhookeanskogo poberezh’ya SSSR (Zonal stratigraphy and inocerams ofthe lower-most Upper Cretace- ous on the Pacific coast of the USSR). — Trudy Inst. geol. Nauk, Mosk., 146: 1-83, 36 pls.; Moscow. — — (1981): Pacific regions of the USSR. - In REYMENT, R. A. & BENGTSON, P. (ed.) Aspects of Mid-Cretaceous Regional Geology, 69-102, Academic Press; London. PETTIGREW, T. H. (1981): The geology of Annenkov Island. — Br. Antarct. Surv. Bull., 53: 213-254; London. POKHIALAINEN, V. P. (1969): Neokomskiye inotseramy Anadyrs- ko-Koryakskoi skladchatoi oblasti (Neocomian inocerams of the Anadyrskiy-Koryakskiy folded region). — Trudy sev.- vost. kompl. nauchno-issled. Inst., 32: 124-162, 21 pls.; Ma- gadan. — — (1974): Osobennosti rasprostraneniya inotseramid neokoma Tikhookeanskoi oblasti (Spreading of the Neocomian Pacific inoceramids). — Trudy Inst. Geol. Geofiz. sıb. Otd., 80: 174-187; Novosibirsk. RAINE, J. I., SPEDEN, I. G. & STRONG, C. P. (1981): New Zealand. — In REYMENT, R. A. & BENGTSON, P. (ed.) Aspects of Mid- Cretaceous Regional Geology, 221-267, 6 pls., Academic Press; London. RıccaArDı, A. C. (1971): Estratigräfia en el oriente de la Bahıä de la Lancha, Lago San Martin, Santa Cruz, Argentina. — Revista Mus. La Plata (N. S.), Geologia, 7: 245-318; La Plata. — — (1977): Berriasian invertebrate fauna from the Springhill For- mation of Southern Patagonia. — Neues Jb. Geol. Paläont. Abh., 155, Abt. 2: 216-252, 6 Abb.; Stuttgart. SAVELIEV, A. A. (1962): Al’bskiye inotseramidy Mangyshlaka (Al- bian inoceramids of Mangishlak). - Trudy vses. nauchno-iss- led. geol.-razv. neft Inst., 196: 219-254, 11 pls.; Leningrad. SORNAY, J. (1965): Les Inoceram&s du Cretace Inferieur en France. — Mem. Bur. Rech. geol. minier., 34: 393-397; Paris. TANNER, P. W. G. (1982): Geologic evolution of South Georgia. — In CRADDOCK, C. (ed.) Antarctic Geoscience, 167-176, Univer- sity of Wisconsin Press; Madison. TAYLOR, B. J., THOMSON, M. R. A. & WILLEY, L. E. (1979): The geology of the Ablation Point-Keystone Cliffs area, Alexan- der Island. — Scient. Rep. Br. Antarct. Surv., 82, 65 pp., 10 pls.; London. THOMSON, M. R. A. (1983): „European“ ammonites in the Lower Cretaceous of Antarctica. — This volume. THOMSON, M.R. A., TANNER, P.W.G.& REx, D.C. (1982): Fossil and radiometric evidence for ages of deposition and metamor- phism of sedimentary sequences on South Georgia. — In CRADDOCK, C. (ed.) Antarctic Geoscience, 177-184, Univer- sity of Wisconsin Press; Madison. THOMSON, M. R. A. & WILLEY, L. E. (1972): Upper Jurassic and Lower Cretaceous /noceramus (Bivalvia) from south-east Alexander Island. - Br. Antarct. Surv. Bull., 29: 1-19, 10 figs.; London. TRÖGER, K.-A. (1981): German Democratic Republic. — In REY- MENT, R. A. & BENGTSON, P. (ed.) Aspects of Mid-Cretace- ous Regional Geology, 1-28, Academic Press; London. WATERHOUSE, J. B. & RICCARDI, A. C. (1970): The Lower Cretace- ous bivalve Maccoyella in Patagonia and its paleogeographic significance for continental drift. - Ameghiniana, 7: 281-296, 1 pl.; Buenos Aires. WILCKENS, O. (1947): Paläontologische und geologische Ergebnisse der Reise von Kohl-Larsen (1928-29) nach Süd-Georgien. — Abh. senckenb. naturforsch. Ges., 474, 66 pp.,9 Taf. ; Frank- furt. WOLLEMANN, A. (1906): Die Bivalven und Gastropoden des nord- deutschen Gaults (Aptiens und Albiens). — Jb. preuß. geol. Landesanst. 27: 259-300, Taf. 6-10; Berlin. Woops, H. (1911): A monograph of the Cretaceous Lamellibranchia of England. — Palaeontogr., Soc., Monogr., 2 (Pt. 7): 261-284, pls., 45-50; London. — — (1917): The Cretaceous faunas of the north-eastern part of the South Island of New Zealand. — Palaeont. Bull., New Zealand Geol. Surv., 4, 41 pp., 20 pls.; Wellington. ZAKHAROV, V. A. (1968): Izmeneniye kompleksov vidov dvustvor- chatykh mollyuskov na granitse yurskogo i melovogo perio- dov v boreal’noi i arkticheskoi zoogeograficheskikh oblasty- akh (Changes of complexes of bivalve species at the boundary between the Jurassic and Cretaceous periods in the Boreal Arctic zoogeographic regions). - Trudy Inst. Geol. Geofiz. sib. Otd., 48: 90-100; Novosibirsk. 407 Den ISSN 0373 29007 „European“ ammonites in the Lower Cretaceous of Antarctica By M.R. A. THOMSON*) With 2 text figures NBSTRAGT Lower Cretaceous sedimentary rocks in south-eastern Alexander Island, Antarctica contain a variety of ammonites which bear striking similarities to European species. Two groups, one dominated by small heteromorphs and the other by non-heteromorph species, occur side by side in the same rock sequence and yet seem to indicate stratigraphical ages that differ by approximately one stage. Aconeceratids, eote- tragonitids and some large heteromorphs favour an early Ap- tian-early Albian age that is generally consistent with the normally accepted ranges of associated bivalve and belemnite genera. However, acrioceratids, crioceratids and silesitids closely parallel the faunal succession seen in Europe and sug- gest a late Hauterivian-late Barremian age for the same 1200 m thick part of the succession. Although the younger age has been favoured in recent geological literature on the area, there appears to be no independent evidence which might resolve the problem conclusively. KURZFASSUNG Sedimentäre Unterkreide-Abfolgen im Südosten von Alexander Island in der Antarktis enthalten verschiedene Ammoniten, die eine verblüffende Ähnlichkeit mit europä- ischen Arten zeigen. Zwei Gruppen, einerseits kleine hete- romorphe Ammoniten und andererseits nicht-heteromorphe Formen, kommen zusammen in der gleichen Gesteinsabfolge vor und zeigen ein unterschiedliches stratigraphisches Alter an, das bis zu einer Stufe differieren kann. Aconeceratiden, Eotetragonitiden und einige große heteromorphe Formen weisen auf ein Unter-Apt- bis Unter-Alb-Alter hin, dies in Übereinstimmung mit den allgemein angenommenen Reich- weiten der sie begleitenden Bivalven- und Belemniten-Gat- tungen. Acrioceratiden, Crioceratiden und Silesitiden, mit vergleichbaren Faunenabfolgen wie in Europa, zeigen jedoch ein Spät-Hauterive- bis Spät-Barreme-Alter an für den glei- chen 1200 m mächtigen Abschnitt dieser Folge. Obwohl das jüngere Alter allgemein in der neueren geologischen Literatur für dieses Gebiet angegeben wird, scheint es keinen zwingen- den Grund zu geben, der dieses Problem schlüssig löst. I. INTRODUCTION The first ammonites collected from the late Jurassic-early Cretaceous Fossil Bluff Formation of Alexander Island (Fig. 1; Tayror et al., 1979) were described by HowarTH (1958), who identified the presence of Aptian strata on the ba- sis of “Ancyloceras” patagonicum STOLLEY, Sanmartinoceras patagonicum BONARELLI and Silesites aff. trajani (Tierze). Beds containing Sanmartinoceras were more specifically re- ferred to the Upper Aptian. Subsequent collections of the early Cretaceous faunas contained anumber of poorly preser- ved species which, nevertheless, showed close similarities to European Hauterivian, Barremian and Aptian genera (THon- *) British Antarctic Survey, Natural Environment Research Coun- cil, High Cross, Madingley Road, Cambridge CB3 OET, UK. son, 1972). Although these did not all occur in the same stratigraphical order as their supposed counterparts in Euro- pe, it was believed that the presence of complex thrust zones (Apız, 1964; Horne, 1967) could account for these apparent inconsistencies. However, it is now recognized that the so- called thrust zones, some of which exceed 100 m in thickness, were caused by slumping (Beır, 1975; Tayıor et al., 1979) and that this has not caused any widespread repetition of strata or apparent reversals of the stratigraphical succession. Further confusion arises because the heteromorph groups in particular on the one hand, and most other ammonite groups on the other, seem to indicate conflicting biostratigraphical ages, even though they occur in the same beds. What then is the significance of the faunas? 408 0 | D ALEXANDER ISLAND_- SANTAR [e}} a N T N) Ablation EN. Point 00.) Fu Succession } Cliffs L, x . iffs , 71°30S5- SS Keystone I \ Cliffs S Fig. 1. a) Location map showing the position of Alexander Island in relation to the Antarctic Peninsula. The area discussed (Fig. 1b) is shaded. - b) Sketch map of part of eastern Alexander Island, showing out- crops of the late Jurassic-early Cretaceous Fossil Bluff Formation and the localities mentioned in the text. Heavy dashed lines are faults, solid lines are thrust faults (triangles indicate the overthrust sheet). The principal species involved in this enigmatic faunal suc- cession are summarized schematically in Fig. 2, which repre- sents acomposite, 1200 m thick biostratigraphical succession for Lower Cretaceous strata exposed at Fossil Bluff, Waitabit Cliffs and Keystone Cliffs (Fig. 1). Detailed accounts of the stratigraphy are given in TAyLok et al. (1979) and descriptions of most of the ammonite species involved appear in THOMSON (1974). I HETEROMORPHTAUNAS The first heteromorph fauna occurs about 320 m above the base of the section at Fossil Bluff (Fig. 2) and consists of Acrioceras and Crioceratites. The Acrioceras differs from most European species of the genus by its lack of tuberculate rıbs on the shaft and hook and it was originally compared to an American form, A. voyanum ANDERSON (THOMSON, 1974). Like the Antarctic species, the latter shows little in- crease in whorl height after the spire and, although it has tu- bercles on the shaft, they are small and inconspicuous (An- DERSON, 1938; ImrAY, 1960). However, one European species, A. merianı (Ooster), lacks tubercles on the shaft and hook and in retrospect it is probably a better match with the Ant- arctic form. Ooster’s (1860, pl. 39, fig. 6) example is the clo- sest in that it shows less increase in whorl height on the shaft and hook than is apparent in his illustrations of other speci- mens (cf. Ooster, 1860, pl. 39, figs 1 and 2). A section of body chamber from the same beds shows a striking resem- blance to that of species in the Crioceratites nolani (KıLıan)- C. duvali LEVvEILLE group. Its ornament of moderately sized trituberculate ribs, separated by up to eight, sometimes bifur- cate ribs accords well with the characteristics of the European forms as outlined by THomeı (1964) and Immeı (1978). Unfor- tunately the early whorls are preserved as a faint incomplete impression only, and a confident identification is not possible without them. Acrioceras meriani occurs in the late Hauteri- vian and Barremian of Europe (SarkAr, 1955) and A. voya- num in the middle Hauterivian of California and Oregon (In- LAY, 1960); Crioceratites nolanı and C. duvali are wıdely di- stributed in the early Hauterivian-early Barremian of the Te- thyan realm (THomeı, 1964; Immer, 1978). Approximately 300 m stratigraphically higher in the sec- tion at Waitabit Cliffs occurs a coarsely ribbed crioceratitid that is reminiscent of species of Paracrioceras SpatH. First known from some small inner whorls with trituberculate ribs and almost no intermediate ribs, it was compared to Emerici- ceras SARKAR (THOMSON, 1974). Further collecting produced a KEYSTONE CLIFFS WAITABIT CLIFFS FOSSIL BLUFF 409 1200 m Ptychoceras Silesites Antarcticoceras Aconeceras Eotetragonites Australiceras, | Tropaeum Sanmartinoceras 500 Er Naar 2 Crioceratites Acrioceras Theganeceras [0] Fig. 2. Diagram depicting the ammonite succession in part of the Lower Cretaceous of Alexander Island. The section is acomposite one, based on measured sections that were cross-correlated in the field. All am- monites are depicted at half natural size, except for the Australiceras/Tropaeum-like form which is one eighth natural size. 410 crushed mould, approximately 70 mm in diameter. Although poorly preserved, it shows the same basic ornament at all growth stages and clearly exhibits the coarse rıbs and massıve spinose tubercles depicted in the cartoon (Fig. 2) - a style of ornament that is well developed in Paracrioceras elegans (Koenen, 1902, pl. 24, fig. 2). In several instances the coarse rıbs have a median groove and on the early whorls some ribs are clearly double (Thomson, 1974, pl. IIe). This may be ana- logous to the looping of major ribs with an adjacent minor rıib, described by Rawson (1975) in specimens of P. occultum (SEELEY) from eastern England. P. elegans occurs in the mid Barremian of northern Germany (Immer, 1978) and probably also in eastern England (SrarH, 1924). The succeeding 300 m of the sequence lack age-diagnostic heteromorphs. Many fragments of small ancyloceratids with stout ribs all of one size and originally compared to “Ancylo- ceras” patagonicum STOLLEY from South America (HOwARTH, 1958) are known from this interval, but no complete examples have been found and their systematic status is uncertain (THomson, 1974). In addition there are sporadic occurrences of fragments from large crioceratitid-coiled species whose original shells must have been in the range of 40-60 cm diame- ter. Their finely ribbed inner whorls were compared to those of Australiceras and Tropaeum (Thomson, 1974). Further collecting in southern Alexander Island has produced associat- ed pieces of large body chambers with a modified ornament of very coarse, widely separated simple ribs only, similar to that on body chambers of these two Aptian ancyloceratid ge- nera (cf. Casey, 1960, 1961a). Comparable shell forms and ornament also occur in late Hauterivian-mid Barremian crio- ceratitids of the Hoplocrioceras fissicostatum (ROEMER)- H. aeqnicostatum (KoENEN) group (cf. KoEnen, 1902, pl. XXII, fig. 2, pl. XXX, fig. 3). However, in that group the denser ribbing of the earlier whorls tends to be bundled at umbilical tubercles — a feature not present on the Antarctic specimens. The 1000 m level in the composite section (Fig. 2) is repre- sented at Keystone Cliffs by the lowest undisturbed beds that rest on a major slump zone forming the lower part of the cliffs. The strata contain a varied fauna which includes a dis- tinctive medium-sized crioceratitid heteromorph — Antarcti- coceras THOMSON (1974). It has stout rıbs that are tritubercu- late at first but which successively lose the dorsal tubercle and then the ventro-lateral and ventral ones, resulting in a late stage with non-tuberculate ribs that are more closely spaced than in the early stages. This ammonite shows a striking re- semblance to Spinocrioceras KEMPEr (1973) from the Upper Barremian of Germany, the only differences being that the German form has a greater number of whorls at a given size and has yet to show evidence of a late-stage modification of ornament. An uncommon constituent of the same fauna is a small species of Ptychoceras (Fig. 2). As pointed out by YeE- GOYAN (1968) the genus is not well known but the Antarctic species seems to compare closely with the unusually well pre- served specimens he illustrated from the Upper Aptian of the Caucasus. It has a smooth three-limbed shell typical of the genus and shows the apertural contraction on the final cham- ber. It is even smaller than YEGovan’s (1968, fig. 1,7) P. par- vum. Finally, the youngest fauna in the sequence occurs approx- imately 140-150 m above the Antarcticoceras fauna. It con- sists of a few poorly preserved small species including doubt- ful examples of Macroscaphites and Hemihoplites and rather better specimens of an evolute form with ribs bundled at um- bilical tubercles. Except for the more flexuous course of its ribs, it closely resembles Psendothurmannia mortilleti (Pıc- TET & LorıoL). If this ıdentification is correct, the ammonite appears to be out of place in relation to the other “late Haute- rıvian-late Barremian” species in the sequence. P. cf. mortil- letı is a late Hauterivian-early Barremian species, yet at Key- stone Cliffs it is the youngest ammonite in the sequence under discussion. IIl. NON-HETEROMORPH FAUNAS Non-heteromorph ammonites occur lower in the section at Fossil Bluff than the Acrioceras-Crioceratites fauna. About 200 m above the base isa30 m thick zone in which small aco- neceratids are common, not only there but also in acorrelated sequence 8 km to the north. Characterized by numerous fine but distinct falcoıd rıiblets, intermediate ın sıze between those of Aconeceras and Sanmartinoceras s. s., they probably represent a species of Sanmartinoceras (Theganeceras). Hitherto the subgenus would appear to be restricted to strata of early Aptian age only (Casey, 1961b; Kennepy & KuinGer, 1979) and yet at Fossil Bluff it occurs below beds containing crioceratitid heteromorphs with late Hauterivian affinities. Although the presence of Theganeceras argues against the se- quence being much older than early Aptian, it should be borne in mind that little is known of early aconeceratids (there is apparently nothing in their fossil record to connect Prota- coneceras of the Hauterivian (Casey, 1954) and the first Aco- neceras of the Barremian-Aptian) and this record could be ın Antarctica. The presence of Eulytoceras in beds spanning the interval between the Acrioceras-Crioceratites and Paracrioceras fau- nas ıs consistent with the late Hauterivian-mid Barremian age suggested by the heteromorphs. The presence of Sanmartino- ceras s. s. in the 500-670 m interval (fig. 2), however, is more problematical. The age of Sanmartinoceras has been the sub- ject of much debate but it was concluded (WATERHOUSE & Rıccarnı, 1970; Thomson, 1974) that the genus indicated a general Aptian age. More recently the genus has been repor- ted from the Upper Barremian of Zululand (Kennepy & Kıınger, 1979). However, it has long been considered that the Sanmartinoceras in Alexander Island is conspecific with S. patagonicum BONARELLI of Argentina (HowARTH, 1958; Tnouson, 1974), still regarded as an Aptian species (RıccArDı & RorLLerı, 1980). The youngest ammonite fauna in the measured section at Waitabit Cliffs (760-830 m, Fig. 2) includes Eotetragonites and Aconeceras. In previous stratigraphical interpretations of the Alexander Island faunas, considerable weight was placed on the Eotetragonites which resembles late Aptian and early Albian species from California (E. wintunins ANDERSON and E. gardneri MurrHy) and Europe (E. balmensis BREISTROF- FER) (THOMSON, 1972, 1974). It has slanting constrictions that divide the whorl flanks into triangular sections, unlike those of the earlier protetragonitids which are more radıal and wi- dely spaced, and it differs from Barremian-early Aptian Mel- chiorites in being more evolute and lacking a ventral projec- tion to the constrictions (cf. Avram, 1978, pls 1& IV). Species of Aconeceras are difficult to separate and A. nisoides, which the Antarctic form most closely resembles, has been reported from rocks of Barremian to early Albian age (Casey, 1961b). No aconeceratids are known in the Fossil Bluff Formation above this occurrence. Non-heteromorph ammonites are associated with the Ant- arcticoceras fauna of Keystone Cliffs and include a coarsely ribbed phylloceratid that is probably identical with Phyllo- pachyceras aureliae (FERUGLIO) from Patagonia and is also closely similar to the European P. infundıbulum (D’ORrsıc- ny) and P. winckleri (Unuic). Also present are a variety of silesitids with affinities to the European Silesites seranonis (D’ORBIGNY)—S. trajanı (TIETZE) complex. These were given a new name - S. antarcticus THoMmson (1974) — but further col- 411 lecting suggests that more than one species may be involved. Amongst the new material are specimens showing ventro- lateral tubercles like those present on late stages of $. serano- nis and S. trajanı. A specimen with more widely spaced ribs that resembles $. vulpes (CoQuann) was found at the same stratigraphical level in Antarctica. All the closest European counterparts of this fauna are late Barremian in age. Although the Antarcticoceras-Sılesites fauna of Keystone Cliffs has amarked Barremian appearance, it occurs above the Eotetragonites beds and might therefore be expected to be Albian in age. There is little likelihood of a faulted relation- ship with the section at Waitabit Cliffs, because the same se- quence is seen at Succession Clıiffs (Fig. 1) and the faunal suc- cession must therefore be taken as real. Some doubt is cast on a Barremian age by the presence of Ptychoceras. Although the genus has been reported from the Barremian, species of that age typically have some ornament of rudimentary ribbing — smooth species like the Antarctic one are more characteristic of the Upper Aptian and Albian. IVZDISEUSSION Taken as a whole the Alexander Island faunas cannot be matched with faunas elsewhere. There appear to betwo paral- lel successions of ammonite species from the same 1200 m se- quence of rocks indicating internally consistent progressions of stratigraphical ages that are about one stage out of phase with each other, i. e. the smaller heteromorphs suggesting a late Hauterivian-late Barremian age, and most of the non- heteromorph species suggesting an early Aptian-early Albian age. Bearing in mind the deficient preservation of nearly all the fossils in the Fossil Bluff Formation (they are preserved as moulds and casts and the ammonites usually lack remains of the sutures and inner whorls) it is possible that the picture may be confused by incorrect identifications and the presence of undetected homeomorphs. However, it is unlikely that such explanations would apply to a whole succession of fau- nas. Precise identifications aside, there are the undeniable gross similarities of the two faunal successions recognized with late Hauterivian-late Barremian species on the one hand and early Aptian-early Albian species on the other. A more plausible explanation may be that one group of ammonites is recording the true stratigraphical age of the rocks in the European sense, whereas the other represents a number of late arrıvals or alternatively a number of earlier stocks which later migrated into Europe. In any final assessment of the true age of these faunas, other stratigraphically important invertebrate groups must also be taken into consideration. Particularly significant are the ino- ceramid bivalves (THomson & WırLey, 1972; CRAME, this symposium). About 200 m above the base of the composite section (Fig. 2), i. e. below the Theganeceras fauna, inoce- ramids of the /noceramus neocomiensis (D’ORBIGNY) group are common. Although this group ranges down into the Neo- comian, as its name implies, they are commonest in the Ap- tian, and the Antarctic specimens compare best with Aptian members ofthe group. Large representatives ofthe /. concen- tricus (PARKINSON) group occur in the sequence between the Sanmartinoceras and Eotetragonites faunas. These would favour a middle to late Albian age — even younger than that suggested by the ammonites. A third fauna from the Antarcti- coceras-Silesites beds consists of a form similar to the Albian I. anglicus Woons. The bivalve Aucellina occurs over the entire range of the sedimentary rocks discussed here. Although normally regar- ded as an Aptian-Turonian genus (Cox in MooRE, 1969, p- N376), there are suggestions that it may range down into the Barremian in the Northern Hemisphere (e. g. JELETZKY, 1970, table XI-8), and in Patagonia it occurs with the Haute- rivian-Barremian ammonite Favrella (Rıccarnı, 1971: 275). Few belemnites have been collected from the part of the se- quence under discussion here but Wırıey (1972) has described a number of dimitobelids. The presence of Peratobelus at Waitabit Cliffs between the Sammartinoceras and Eotetra- gonites beds favours an Aptian age for the strata there. Dimi- tobelus appears to be relatively common at Succession Cliffs, where Eotetragonites and Antarcticoceras faunas are present. The genus is well known in the Albian and Cenomanian of Australasia (WırLev, 1972: 40), although it has also been re- ported in beds of possible “late Neocomian” (= pre-Aptian Cretaceous) age in northern Australia (SKwARKO, 1966). None of this evidence offers overwhelming support for either of the two age alternatives offered here, although pre- viously the author has favoured the younger, early Aptian- early Albian interpretation (THomson, 1974; TAvLor et al., 1979). The non-ammonite groups mentioned above are per- haps more typical of Aptian-Albian strata but almost all ap- pear to have earlier records as well. The inoceramid bivalves represent an excellent tool for stratigraphical correlation within Alexander Island (TuHomson & WırLEy, 1972; CRAME, this symposium) but morphological types repeat themselves many times within the lineage and care must be taken when ascribing them a specific stratigraphical age. In the Ablation point area of Alexander Island there is an excellent Titho- nian-Berriasian faunal succession (THOMson, 1979; CRAME, 1982) and an apparently unbroken sedimentary sequence 412 which passes up into the sequence discussed here. No conclu- sive evidence ofthe Valanginian-Barremian, however, has yet been found. An interpretation favouring a late Hauterivian- late Barremian age for the beds between Fossil Bluff and Key- stone Cliffs, suggested by the smaller heteromorph ammoni- tes, would go a long way to spanning this apparent stratigra- phical gap. Acknowledgements The author is indebted to many palaeontologists who have helped to identify and commented on these enigmatic faunas. Recent discussions with Dr. P. F. Rawson (Queen Mary Col- lege, University of London) and my colleague, Dr. ]. A. Crane have been particularly helpful. REFERENCES ADIE, R. J. (1964): Geological history. - In: PRIESTLEY, R. E., ADIE, R. J. & RoBIn, G. de Q. (ed.): Antarctic research, p- 118-162, Butterworth & Co (Publishers) Ltd.; London. ANDERSON, F. M. (1938): Lower Cretaceous deposits in California and Oregon. -Spec. Pap. geol. Soc. Am., 16, 339 pp., 83 pls.; Washington. AVvRAM, E. (1978): Observations sur les especes d’ammonites de la re- gion de Svinita (Banat) decrites par Tietze (1872) et Uhlig (1883). -C. r. Seanc. Inst. g&ol. Geophys. Roumanie, 64, (3), Paleontologie, p. 9-25, 4 pls.; Bucarest. BELL, C. M. (1975): Structural geology of parts of Alexander Island. — Br. Antarct. Surv. Bull., 41 & 42: 43-58, Cambridge. Casey, R. (1954): Falciferella, anew genus of Gault ammonites, with a review of the family Aconeceratidae in the British Cretac- eous. —- Proc. Geol. Ass., 65, (3): 262-277, pl. 7; London. — — (1960): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. Part 1. — Palaeontogr. Soc. [Monogr.], pp- I-xxxvi, 144, pls. I-X; London. — — (196la): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. Part 2. — Palaeontogr. Soc. [Monogr.], pp- 45-118, pls. XI-XXV; London. — — (1961b): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. Part 3. -— Palaeontogr. Soc. [Monogr.], pp- 119-216, pls. XXVI-XXXV; London. CRAME, J. A. (1982): Late Jurassic inoceramid bivalves from the Ant- arctic Peninsula and their stratigraphical use. — Palaeontology, 25: 555603, pls. 57-59; London. — — (1983): Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy of Antarc- tica. — Zitteliana 10: ‚pls. ; München. HORNE, R. R. (1967): Structural geology of part of south-eastern Alexander Island. — Br. Antaret. Surv. Bull., 11: 1-22; Lon- don. HOWARTH, M. K. (1958): Upper Jurassic and Cretaceous ammonite faunas of Alexander Land and Graham Land. - Scient. Rep. Falkld Isl. Depend. Surv., 21, 16 pp., 5 pls.; London. ImLAY, R. W. (1960): Ammonites of early Cretaceous age (Valangin- ian and Hauterivian) from the Pacific Coast states. — Prof. Pap. U.S. geol. Surv., 334-F: 167-228, pls. 2443; Washing- ton. ImMEL, H. (1978): Die Crioceratiten (Ancyloceratina, Ammonoidea) des mediterranen und borealen Hauterive-Barreme (Unter- kreide). — Palaeontographica, A, 163: 1-85, pls. 1-9; Stutt- gart. JELETZKY, J. A. (1970): Cretaceous macrofaunas. - In DOUGLAS, R. J. W. (ed.). Geology and economic minerals of Canada, p- 649-662, pls. XXV-XXVIII, Department of Energy, Mi- nes and Resources; Ottawa. KEMPER, E. (1973): Die Unterkreide im Untergrund der Gehrdener Berge und in der Deister-Mulde. - Ber. naturhist. Ges. Han- nover, 117; 29-54, 1 Taf.; Hannover. KENNEDY, W. J. & KLINGER, H. C. (1979): Cretaceous faunas from Zululand and Natal, South Africa. The ammonite superfamily Haplocerataceae Zittel, 1884. — Ann. $. Afr. Mus., 77, (6): 85-121, 20 figs.; Cape Town. KOENEN, A. V. (1902): Die Ammonitiden des norddeutschen Neo- com (Valanginien, Hauterivien, Barremien und Aptien). — Abh. preuss. geol. Landesanst., N. F. 24, 451 S., 55 Taf.; Berlin. MOORE, RR. €. (ed.) (1969): Treatise on invertebrate paleontology Pt. N. Mollusca 6. Bivalvia, Vol. 1,p. 1-489.- The Geol. Soc. of America and The University of Kansas; Lawrence. OOSTER, W. A. (1860): Petrifactions remarquables des Alpes suisses. Catalogue des cephalopodes fossiles des Alpes suisses. p- 1-100, pls. 28-61, Librarie de H. Georg; Geneve. RAwsoN, P. F. (1975): The interpretation of the lower Cretaceous heteromorph ammonite genera Paracrioceras and Hoplocrio- ceras SPATH, 1924. — Palaeontology, 18, (2): 275-283, pl. 43; London. RıccarDı, A. C. (1971): Estratigräfia en el oriente de la Bahia de la Lancha, Lago San Martin, Santa Cruz, Argentina. — Rev. Mus. La Plata, N. S., Geologia, 7; 245-318; La Plata. — — & ROLLERI, E. ©. (1980): Cordillera patagonica austral. - In: Segundo simposio de geologia regional Argentina. Vol. II. p- 1173-1306. Academia Nacional de Ciencias; Cördoba. SARKAR, S. (1955): Revision des ammonites deroulees du Cretace in- ferieur du sud-est de la France. - Mm. soc. geol. Fr., N. $., 72, 176 pp., 11 pls.; Paris. SKWARKO, $. K. (1966): Cretaceous stratigraphy and palaeontology of the Northern Territory. - Bull. Bur. miner. Resour. Geol. Geophys., 73, 133 pp., 15 pls.; Canberra. SPATH, L. F. (1924): On the ammonites of the Speeton Clay and the subdivisions of the Neocomian. — Geol. Mag., 61, (2): 73-89; Cambridge. TAYLOR, B. J., THOMSON, M. R. A. & WILLEY, L. E. (1979): The geology of the Ablation Point-Keystone Cliffs area, Alexan- der Island. — Scient. Rep. Br. Antarct. Surv., 82, 65 pp., 10 pls.; London. THOMEL, G. (1964): Contribution a la connaissance des cephalo- podes cretaces du sud-est de la France. Note sur les ammonites deroulees du Cretace inferieur vocontien. - M&m. Soc. geol. Fr., N. S., 101, 80 pp., 12 pls.; Paris. THOMSON, M. R. A. (1972): Ammonite faunas of south-eastern Alexander Island and their stratigraphical significance. — In ADIE, R. J. (ed.): Antarctic geology and geophysics, p- 155-160, 3 figs. Universitetsforlaget; Oslo. — — (1974): Ammonite faunas of the Lower Cretaceous of south- eastern Alexander Island. — Scient. Rep. Br. Antarct. Surv., 80, 44 pp., 5 pls.; London. — — (1979): Upper Jurassic and Lower Cretaceous ammonite fau- nas of the Ablation Point area, Alexander Island. — Scient. Rep. Br. Antarct. Surv., 97, 37 pp., 7 pls.; Cambridge. — — & WILLEY, L. E. (1972): Upper Jurassic and Lower Cretac- eous /noceramus (Bivalvia) from south-east Alexander Is- land. - Br. Antarct. Surv. Bull., 29: 1-19, 10 figs.; London. WATERHOUSE, J. B. & RiCCARDI, A. C. (1970): The Lower Cretac- eous bivalve Maccoyella in Patagonia and its paleogeographic significance for continental drift. - Ameghiniana, 7, (3): 281-296, 1 pl.; Buenos Aires. WILLEY, L. E. (1972): Belemnites from south-eastern Alexander Is- land: I. The occurrence of the family Dimitobelidae in the Lower Cretaceous. — Br. Antarct. Surv. Bull., 28: 2942, 5 figs.; London. YEGOYAN, V. L. (1968): Identification of the genus Ptychoceras D’ORBIGNY. — Dokl. (Proc.) Acad. Sci. U.S.S.R., Earth Sci. Sect., 182, (5): 228-230, 1 fig.; Washington. | Zitelinn | m | 413-425 Nonchen 1Tal1983 ISSN 0373 - 9627 Palaeobiogeographic affinities of Upper Cretaceous ammonites of Northern Germany By HERBERT CHRISTIAN KLINGER & JOST WIEDMANN) With 16 text figures KURZFASSUNG Am verbliebenen Material von C. SCHLUTER’s Monogra- phien ‚Beiträge zur Kenntnis der jüngsten Ammoneen Norddeutschlands“ (1867) und ‚‚Cephalopoden der oberen deutschen Kreide“ (1871-76) werden paläobiogeographische Beziehungen der deutschen Oberkreide-Ammonitenfauna aufgezeigt. Zahlenmäßig dominieren in der Fauna die Hete- romorphen, besonders die Scaphiten und Vertreter der No- stoceratinae-Diplomoceratinae. Das Auftreten von typischen „‚borealen‘ Elementen, wie Schloenbachia und Hyphoplites während des Cenoman ist auffällig, sie werden begleitet von kosmopolitischen Faunen, besonders Turrilitinae. Während der übrigen Oberkreide ist die deutsche Fauna nicht so sehr durch das Auftreten von ty- pischen „‚borealen‘“ Elementen gekennzeichnet, sondern eher durch das Fehlen oder die Seltenheit von anderen weit ver- breiteten Faunenelementen, wie den Tetragonitidae, Texa- nitinae, Barroisiceratinae, Kossmaticeratidae und Gaudryce- ratidae. Die engen Beziehungen zwischen der Fauna des alpi- nen Gosaubeckens mit Südafrika ist rätselhaft. Es scheint, daß die sogenannte weltweite Verbreitung von einigen Faunen auf Fehlinterpretationen beruht; wir hoffen, dies demnächst mit einer ausstehenden Revision beweisen zu können. Hierher gehören unter anderem die Arten Anapa- chydiscus wittekindi, Gauthiericeras margae, Baculites leopo- hiensis etc. Gegen Ende der Kreide erscheinen bei einigen Ba- culiten und Scaphiten Einschränkungen in der geographi- schen Breite. ABSTRACT On the basis of a revision of the remaining figured material of CLEMENS SCHLUTER’S classical monographs “Beitrag zur Kenntnis der jüngsten Ammoniten Norddeutschlands” (1867) and “Cephalopoden der oberen deutschen Kreide” (1871-76), an attempt is made to determine the palaeobiogeo- graphic affinities of the Upper Cretaceous German ammo- nite fauna. Inherent errors in interpreting palaeobio- geographic data are pointed out. In terms of numbers of species, the fauna is dominated by the heteromorphs; especially the scaphitids and Nostocerati- nae-Diplomoceratinae. During the Cenomanian Stage the presence of typical “Bo- real” faunas such as Schloenbachia and Hyphoplites is con- spicuous, accompanied by widely cosmopolitan faunas, espe- cially Turrilitinae. During the remainder of the Cretaceous *) H. C. KLINGER, South African Museum, P. ©. Box 61, Cape Town 8000, South Africa; J. WIEDMANN, Institut und Museum the German faunas are characterized not so much by the pre- sence of typical “Boreal” faunas, but rather by the absence or paucity of other widely distributed faunas. These include the Tetragonitidae, Texanitinae, Barroisiceratinae, Kossmatice- ratidae and Gaudryceratidae. Furthermore, the close rela- tionship between the nearby Gosau Basin of Austria with southern Africa is an enigma. It appears that the so-called world wide distribution of some faunas may be due to misinterpretation; a short-coming we hope to rectify with the pending revision. Species include, amongst others, Anapachydiscus wittekindi, Gauthiericeras margae, Baculites leopoliensis etc. Towards the end of the Cretaceous, latitudinal restriction seems to occur amongst some baculitids and scaphitids. für Geologie und Paläontologie der Universität, Sigwartstr. 10, D-7400 Tübingen. 414 ACKNOWLEDGEMENTS Thanks are due to Professor Dr. H. REMY (Bonn) and Dr. S. RITZKOWSKI (Göttingen) for access to their collections, and to the ALEXANDER VON HUMBOLDT-Stiftung for financial support during H. KLInGERr’s stay in Tübingen, and also for covering the cost of printing of this article. Further thanks are due to the C.S.I.R. and Board of Trustees of the South African Museum for financing his visit to Munich. Financial support by D.F.G. of J. WIEDMANN’s visit of South African Cretaceous is appreciated. CONTENTS Introduction een ehe else herekane FaunalComposition .s....m near etensiaiee sihrerreinlae Faunal Distribution through Time ............... SUMMALyE areas eine arte a Sarareie ers are tererenniene List. ofReferences aa aneaeanasateennannanaeenere INTRODUCTION More than a century ago CLEMENS SCHLUTER described the cephalopoda of the Upper Cretaceous deposits of Germany in his two classical works: “Beitrag zur Kenntnis der jüngsten Ammoneen Norddeutschlands’” (1867) and “Cephalopoden der oberen deutschen Kreide” (1871-76). Up to the present day, SCHLUTER’s work remains the standard source of refe- rence for ammonite research in West and Central Europe, and even farther afield. In addition, important parts of the strati- graphic zonation in Europe were based on SCHLUTER’s work (cf. Hancock & Kennepy 1981). Apart from the fact that names and concepts in the field of ammonite systematics have changed considerably over the past century, SCHLUTER’s figures are all lithographs. Bearing in mind the notoriety of some 19th century artists as far as incor- rect, and misleading restorations are concerned, a revision based on examination ofthetype material islongdue. Ideally, this revision should also include material collected under strict stratigraphic control, but, as WIEDMANN (1979) has pointed out and from personal experience, many of the origi- nal localities are no longer accessible. Nevertheless, this has been undertaken on modest scale by Giers (1964), HANcock et al. (1972), LOMMERZHEIM (1976), SCHMID & Ernst (1975), WIEDMANN & SCHNEIDER (1979), Kaplan et al. (in press). With this pending revision in view, we managed to trace 85% of the figured material of SCHLUTER’s 1867 publication, and slightly more than half of his later (1871-76) work. Hope- fully photographic illustration and redescription of this mate- rial will help towards clearing a number of stratigraphic and co 30, — Salaziceras 1-1936 2 1979 ol 3 unpublished (1979) 4 1979 5 1979 6 unpublished (1980) 30, — 60) — 1: — = Fig. 1. Map showing change in distribution of the alleged ““endemic’” genus Salazıceras BREISTROFFER through insufficient data. (Palaeogeographic reconstructions refers in this and the following figures to about 135 MYA, ı. e. the Jurassic-Cretaceous boundary.) co — 30) - 60, —— 415 Colchidites & Heteroceras O Before 1970 ® After 1970 Fig. 2. Map showing change in distribution of genera Colchidites DJANELIDZE and Heteroceras D’OR- BIGNY from virtually Tethyan ten years ago to cosmopolitan by recent data. Fig. 3. Recent Nautilus found in nature reserve Cape of Good Hope, South Africa. Coll. South African Museum. Nat. size. 416 systematic “potential headaches’” as tactfully phrased by Hancock & Kennepy (1981: 543). Arısing from this revision, we have attempted to determine the palaeobiogeographical affinities (if any at all!) of the Up- per Cretaceous ammonites from northern Germany. Bası- cally this is a mere extension of WIEDMANN’s (1979) correla- tion of the ammonite faunas of northern Germany, Regens- burg, East Alpine and the western Mediterranean; more spe- cifically northern Spain and Morocco. Here we extend com- parisons to include the Malagassy and southern African suc- cessions, as recent observations on the Gosau Cretaceous have shown strong links with this Gondwana fauna (Summ£S- BERGER 1979; IMMEL etal. 1982). Relevant parts of the Indopa- cific region are also included. These observations overlap to a great extent with those of MarsumoTo (1973), CorLısnon (1977) and Hancock & Ken- NEDY (1981), hence we concentrate to a greater extent on the faunal affinities, rather than strict stratigraphic correlation. Factors influencing the interpretation of palaeobiogeogra- phic data were recently summarized by Kennepy & CoBBAn (1976) (see also Kennepy & JuiGner 1976). To illustrate the thin ice on which we are treading, the distribution of the taxa Salaziceras BREISTROFFER (Fig. 1) and Heteroceras D’ORBIGNY and Colchidites Djan£uinze (Fig. 2) is illustrated on the basis of data collected over the last ten years as well as recent Nauti- lus. The distribution of Salaziceras has changed from ende- mic to virtually pandemic; Colchidites and Heteroceras have changed from latitudinally restricted, typical tethyan taxa to cosmopolitian (barring the typical European Boreal Realm), and Nautilus is now known from the Cape of Good Hope (Fig. 3). FAUNAISCOMPOSITION In terms of numbers of species, we see that the fauna is do- minated by heteromorphs; especially the scaphitids and the Nostoceratinae-Diplomoceratinae plexus, followed by the Turrilitinae, Baculitinae and Anisoceratinae. Amongst the “normally”-coiled ammonites, the Pachydiscidae, Collignon- iceratidae and Acanthoceratidae are dominant, with really insignificant proportions of Phylloceratidae, Tetragonitidae, Gaudryceratidae and Puzosiinae — the latter in terms of rela- tive abundance as well. FAUNAEL DISTRIBUTION THROUGH "TIME A. CENOMANIAN (Fig. 4, 5) The Cenomanian is characterized by transgressions in many parts of the world. Lowermost Cenomanian faunas of this transgression were recently described by WIEDMANN & SCHNEIDER (1979) from Mülheim-Broich. These include Utaturiceras vicinale, a species hitherto only recorded from the Cenomanian of India and Madagascar (but probably also present in Zululand), thereby again illustrating how lack of data can slant palaeobiogeographical interpretation. A characteristic ofthe German Cenomanian is the presence of typical “Boreal” and cosmopolitan faunas. The Albian Hoplitinid or European Province (Owen 1971, 1973) is still present; the dominant genera now being Schloenbachia and Hyphoplites. Where these occur, they are the dominant ele- ments ofthe ammonoid fauna. Co-occuring with these “Bo- real”, restricted faunas, are true cosmopolitan forms, of which especially the Turrilitinae (Fig. 5) are conspicuous, in- cluding species Turrilites costatus, T. acutus, T. scheuchze- rianus, Neostlingoceras carcıtanense, Hypoturrilites gravesia- nus, H. tuberculatus, Mariella spp. etc. Other heteromorph cosmopolitan forms include Sciponoceras baculoide, Scaphi- tes spp., Idiohamites spp. and Anisoceras spp. Amongst the Acanthoceratidae many cosmopolitan species also occur, in- cluding Metoicoceras geslinianum, Acompsoceras sarthense, Mantelliceras mantellı etc. Allthese allow for worldwide cor- relation during the Cenomanian (Fig. 4). Conspicuous absentees from the European Boreal are the Tetragonitidae, which seem to follow the Tethyan/Boreal border very closely in Europe (WIEDMANN 1973); a trend which is to continue with few exceptions throughout the Cre- taceous. The acanthoceratid Graysonites has not yet been re- corded from Boreal Europe, but thismay be due to non-expo- sure. It is known from Spain (WIEDMAnN 1978, 1980). The boundaries between the European Boreal Realm and the Tethys are perfect examples of filter routes. What we do not know is what the element is which is responsible for this selective distribution. The most common cause cited is tem- perature, but this has been disproved (see KENNEDY & COBBAN 1976 for summary); instead Harıam’s (1969, 1972) fluctua- ting environment model appears closer to the truth. WI1ED- MANN etal. (1978, 1980) ascribe the presence of Boreal faunas in Morocco due to upwelling. This division between European Boreal and cosmopolitan or non-Boreal faunas is to continue throughout the Cretace- ous with differing degree. What does emerge from the distri- butional pattern is that this barrier cuts across systematic and morphological boundaries. SO) m 30 — 30, —— 60} 417 T CENOMANIAN Sciponoceras baculoide © Mantelliceras mantelli ® Metoicoceras geslinianum & Fig. 4. Map showing cosmopolitan distribution of some taxa in the Cenomanian, and the outline of the Albian “Hoplitinid” Realm. 60 30 SO 60. x IN 7: < e. J / 2 „ Neostlingoceras carcitanense DO Fig. 5. Map showing cosmopolitan distribution of Cenomanian turrilitids Turrilites costatus and Neost- lingoceras carcitanense in contrast to disjunct distribution ofthe Coniacian turrilitid genus Tridenticeras, il- lustrating that shell morphology in this case seems to have little influence on distributional pattern. Fig. 6. Photograph of original of Turrilites cenomanensis SCHLUTER to illustrate idealized reconstruction. Nat. sıze. B. TURONIAN (Fig. 7) The Turonian ammonites of northern Germany differ ın their affınities from group to group. Unlike their Cenoma- nian counterparts, the heteromorphs show peak endemism, and in addition, seem to be facıes controlled. These include Otoscaphites bladenensis, Scaphites geinitzi s. |., Hyphanto- ceras reussianum, Psendoxybeloceras (Christopheroceras) multinodosum, Allocrioceras angustum, A. strangulatum, all mainly known from the Turonian of Germany and England (see WricHt 1979). An exception seems to be the baculitid Sciponoceras bohemicum which has been tentatively reported n — TURONIAN 60 - x Subprionocyclus en branneri O U) 30° Collignoniceras \ A: woollgari®@ 30 &:, Hyphantoceras \\ \ reussianum A l | | le from Japan and California. Much of this apparent endemism may possibly be due to inconsistent systematic procedure, re- sulting from extreme intraspecific variation. Similarly, some species have been interpreted too widely. Thus reports of Hyphantoceras reussianum from the Lower Campanian of Madagascar are certainly based on misidentification. Peak endemism amongst heteromorphs is recorded from Japan, and correlation with Europe on the basis of these is impossible at specific level. In contrast, Madagascar, which has gained virtual notoriety for its diverse heteromorph fauna during all the other stages of the Cretaceous is now characte- rized by the virtual absence of these. In southern Africa no onshore Turonian sediments have yet been found. Fig. 7. Map showing distribution of select taxa during the Turonian. In contrast, some representatives of the subfamily Collig- noniceratidae are virtually cosmopolitan; especially in the ge- nus Subprionocyclus. In the Upper Turonian these include S. neptuni, S. branneri and $. normalis. In the Middle Tu- ronıan Collignoniceras woollgarı has wide distribution. ZLe- CONIACIAN Peroniceras subtricarinatum © Peroniceras westphalicum® Phlycticrioceras douvillei&--- ( Tridenticeras spp. & r 60; — 419 cointriceras fleuriausianum from the Zone of Collignoniceras woollgari is known from Germany, France, England and Spain. Amongst the Acanthoceratids, Mammites nodosoides from the Lower Turonian is another cosmopolitan species. Fig. 8. Map showing cosmopolitan distribution of the representatives of the subfamily Peroniceratinae and disjunct distribution of Phlycticrioceras douvillei (DE GROSSOUVRE), Coniacian. Fig. 9. Holotype of Gauthiericeras margae (SCHLÜTER), housed in the collections of the Geologisch-Paläontologisches Institut, Bonn. Reduced. C. CONIACIAN (Fig. 8) During the Coniacıan we again have perfect correlation at specific level in the family Collignoniceratidae; more specific the subfamily Peroniceratinae, between northern Germany, Africa, Madagascar, and to a lesser extent the Indo-pacific re- gion. Species which can be traced worldwide include Peroni- ceras subtricarinatum, P. tridorsatum, and P. westphalicum Fig. 10. Photograph of the specimen of Peroniceras westphalicum (STROMBECK) figured in dorsal view by SCHLUTER (1867, pl. 6, fig. 2). Reduced. I: . Zelı T | SANTONIAN / 60; f | ) % | (a IM av“ IV 30 | O Plesiotexanites ® Reginaites & Texanites 7 O Defordiceras | @ Bevahites | ® Submortoniceras ® Menabites 30 ® Paratexanites 60° | | | | | l (Fig. 10). Characteristic of the fauna is its paucity in N. Germany - a trend which is to continue in the European “Boreal” to the eventual exclusion of the Collignoniceratidae from this region. Even though the Peroniceratinae seem to have originated in the European part ofthe Tethys, they reach their maxımum development in the Coniacian of Zululand, evolving into smooth, unicarinate oxycones. Inconsistent interpretation of Ganthiericeras margae (Fig. 9) may be responsible for the differing stratigraphic pla- cing of the species in various parts ofthe world. In Germany, Spain and north Africa, the species is placed in the Middle Coniacian, whereas in Madagascar (where it is the zonal in- dex) and Zululand, it is reported from the Upper Coniacıan. Atthe Craie de Villedieu, G. margae has been found near the base of the section (Hancock & KEnnepy 1981). Present revi- sion (KLINGER & KENNEDY in prep.) seems to indicate that the Afre-Malagassy forms may belong to a species different to that of Europe. Amongst the subfamily Texanitinae, a doubtful record of Paratexanites emscheris connects Zululand with north Ger- many. A notable absentee is the genus Protexanıtes. How- ever, wherever the genus occurs, it is sparsely represented in numbers (KLınger & Kennepy 1980), and its absence ın Ger- many may be due to collecting failure. Also amongst the Collignoniceratidae, the absence of the subfamily Barroisiceratinae, with the exception of Harleites alstadenensis, more specific the genera Forresteria, Reesidites and Yabeiceras, some of which are locally common in Zulu- land, Madagascar, Japan and southern U.S.A. is conspi- cuous. Also notably absent are the families Tetragonitidae, Koss- maticeratidae, Gaudryceratidae — as will also be noted up to the end of the Cretaceous. Fig. 11. Map showing wide distribution of the ammonite subfamily Texanitinae COLLIGNON during the Santonian, including northern Germany. Amongst the heteromorphs, Tridenticeras can be compa- red at generic level with northern Spain and Texas, whereas Phlycticrioceras douvillei is known from the Coniacian of Germany, France, Oregon and New Mexico. Thus, during the Coniacian only some Peroniceratinae in the German Cretaceous have cosmopolitan affinities. The ab- sence of Tetragonitidae, Gaudryceratidae, Kossmaticerati- dae, most Barroisiceratinae is characteristic of the European “Boreal” during the Coniacian. D. SANTONIAN (Fig. 11) During the Santonian the dissimilarities rather than simila- rities between the European Boreal, and non-Boreal faunas become conspicuous. In contrast to southern Africa, Mada- gascar, the Gulf and Pacific Coasts of the U.S.A., Japan and the Tethyan part of Europe, the subfamily Texanitinae is a ra- rity in northern Germany, being represented by a single spe- cimen of Plesiotexanites schlueteri, two of Paratexanites rex and an uncertain number of Texanıtes psendotexanum. In Zululand and Pondoland texanitids occur by the hundreds (KLinGEr & Kennepy 1980); in Madagascar (CoLLIGNON 1977) has collected 800 specimens of Texanıtes. Another conspicuous absentee in the Boreal part of Europe is the genus Psendoschloenbachia, apart from the already predictable tetragonitids, gaudryceratids, and kossmaticera- tids. Stantonoceras depressum is common to northern Germany and France whereas Placenticeras syrtale is common to nor- thern Germany and the Gosau. At generic level these species show similarities to forms from the southern U.S.A. At this stratigraphic level, the contrasting affinities of the East Alpine Gosau, and the north German Cretaceous are striking. In direct contrast to the Boreal north German Creta- ceous the Gosau shows distincet afro-malagassy affinities (WIEDMANN 1978; SUMMESBERGER 1979; IMMEL et al. 1982). The Gosau contains species such as Texanites quinquenodosus, Paratexanites serratomarginatus, Reginaites gappi, Hanerice- ras gardeni, Hyphantoceras (Madagascarites ?) amaponden- sis, Kitchinites stenomphalus, Skoumalıa austriaca, Neocrio- ceras (Schlueterella) compressum, Anagaudryceras cf. subtili- lineatum, Saghalinites aff. wrighti, Pseudophyllites latus, Damesites cf. compactus, Kossmaticeras cf. sparsicostum, Eu- lophoceras natalense, Diplomoceras (Glyptoxoceras) subcom- pressum, all of which occur, or have closely related counter- parts in the Santonian of Madagascar, Zululand and Pondo- land. Close comparisons also exist between the Santonian of the Gosau and India, but surprisingly, no texanitids have as yet been recorded from India (CoLLiGnon 1948; Sasıry et al. 1968; Hancock & Kennepy 1981) — nor for that matter from Australia or New Zealand. An as yet undescribed texanitid fauna is known from Patagonıa (Katz 1963). Euhomaloceras incurvatum, known from northern Ger- many, W. Europe and the Gosau may possibly be a senior synonym of Baculites capensis, in which case the distribution may be expanded to include the Santonian of Pondoland, Zu- luland, Madagascar, Japan and California. 421 All in all, the north German ammonite faunas are typically Boreal, and are characterized not so much by the presence of certain taxa, but rather by their absence or poor representa- tion. This of course, causes severe difficulty in global correla- tion (see Hancock & Kennepy 1981). E. CAMPANIAN (Fig. 12, 13, 14) Affinities of the Campanian ammonoid fauna of northern Germany are virtually a continuation of the trend initiated in the Coniacian, and firmly established in the Santonian. No texanitids at all are known from northern Germany. In other areas where the subfamily Texanitinae does occur, the genera Menabites s. |., Bevahites and Submortoniceras are typical of the Lower and Middle Campanıan (Fig. 12). The family Tetragonitidae is represented by one species, Tetragonites obscurus. "The absence of the ubiquitous genus Psendophyllites is striking, considering the virtual cosmopol- itan distribution of the genus (KenneDy & CopBan 1976). Most of the scaphitids appear latitudinally restricted or en- demic, but some are good for correlation between Europe and North America. Scaphites hippocrepis, which marks the base of the Campanian (Cossan 1969) occurs all over Europe, and in the Western Interior, Gulf and Atlantıc Coastal Plains of North America. Trachyscaphites spiniger has the same geo- graphical distribution, and marks the Lower Upper Cam- panian. Neither of these is found in the southern Hemisphere (Fig. 13). In addition, several scaphitid genera appear restric- ted to the northern hemisphere, or endemic, e. g. Acantho- scaphites, Clioscaphites, Desmoscaphites, Discoscaphites, Haresiceras, whereas Hoploscaphites appears cosmopolitan. Nearly all the “normal” pachydiscids recorded from nor- thern Germany seem confined to Europe and European USSR. In addition, the family as a whole seems to be in need of restudy. Records of Anapachydiscus wittekindi from the Lower Campanian of Madagascar (CoLLiGnon 1960, 1969) and the second division of the Campanıan from Zululand (Kennepy & Kuinger 1975) are either based on misidentifica- tions, or the species has a very long range; being known from the Upper Campanian Zone of Bostrychoceras polyplocum in Europe. Surprisingly the micromorphic pachydiscids, e. g. Patagio- sites, Urakawites, Menuites and Psendomennites have a world-wide distribution at generic level, but are always poorly represented in terms of numbers. Even though details of species still have to be worked out, the Upper Campanian is marked by the presence of the cos- mopolitan genus Hoplitoplacenticeras (Fig. 14) (even though it ranges locally into the Lower Maastrichtian in France [Ho WARTH 1960: 391]). The phylloceratid Partchiceras forbesianum (= SCHLUTER’S Ammonites velledaeformis, pl. 18, fig. 6 only) occurs nearly world-wide in the Campanian, having been recorded from Europe, Japan, New Zealand, British Columbia, Alaska, Madagascar, Graham Land and Siberia - this distribution pat- tern is in stark contrast to the restricted occurrence of Phyllo- ceras velledaeformis - known only from Germany and Den- mark. CAMPANIAN 60 30° ® Reginaites O Submortoniceras ®Bevahites 4 Menabites o 30 60° Fig. 12. Map showing restricted distribution of ammonite subfamily Texanıtinae COLLIGNON during the Campanıan. [5 T DEE CAMPANIAN 60 — 30 [e) o 30 —— 60°; : : : | Scaphites hippocrepis ® | l l | Fig. 13. Map showing apparent latitudinally restricted distribution of some scaphitids during the Camp- anıan. Even though SCHLUTER described a large number of hete- romorphs from the Campanian, no typical Nostoceratids, such as are known from U.S.A., Angola, Madagascar or Is- rael seem present in Boreal Europe. Instead, Bostrychoceras polyplocum occurs in great numbers in the Upper Campani- an. Many ofthe Campanian heteromorphs have a wide distri- bution in Europe, e. g. Neocrioceras (Schlueterella) psendo- armatum, Pseudoxybeloceras (Parasolenoceras) interruptus, Glyptoxoceras retrorsum, “Neancyloceras” bipunctatum etc., but at generic level occur world-wide. Records of Boreal European baculitids from other areas have to be viewed with caution. Thus the tentative record of B. anceps from California has been referred to B. subanceps pacificus, a northern Hemisphere subspecies of the Upper Campanian Angolan B. subanceps subanceps (HowarTH 1960). CoLıisnon (1969) used Baculites leopoliensis as an in- so CAMPANIAN 30) — Ze 30| co ll en | | Fig. 14. Map showing cosmopolitan distribution of genus Hoplitoplacenticeras during the Campanian. dex for the Middle Campanian of Madagascar, but in North Germany, Poland, European USSR and Central Asia it oc- curs in the Upper Campanian Zone of Bostrychoceras poly- plocum (cf. ATABEKIAN & KHakımov 1976). Again we have to question this identification. F. MAASTRICHTIAN (Fig. 15, 16) Pachydiscus neubergicus ıs usually taken to mark the Lower Maastrichtian and has a wide distribution (Fig. 15). Unfortu- 60 — 30, — o m 30 — L : Pachydiscus neubergicus O so — | L l nately, however, doubt now exists if this species is really re- stricted to the Lower Maastrichtian (BIRKELUND 1979) or con- versely, if juvenile pachydiscids can be satisfactorily identi- fied (Hancock & Kennepy 1981). The characteristic faunal element of the Lower Maastrich- tian in the southern Hemisphere is the genus Eubaculites. This consists of about four species with overlapping morpho- logies and stratigraphic ranges (KLınger 1976), but has been recorded in reasonable numbers from southern India, West Australia, New Zealand, Madagascar, Mozambique, Zulu- land, offshore southern Cape, Peru, Chile and Argentina (Fig. 16). Fig. 15. Map showing distribution of doubtful records of Pachydiscus neubergicus. 424 F ur | MAASTRICHTIAN / 60 } Diplomoceras cylindraceum O 30° Diplomoceras notabile@ Bu ee 30 7 Eubaculites spp. & 60 = | | | l Fig. 16. Map showing latitudinally restricted distribution of Eubaculites spp. and apparent Boreal and non-Boreal distribution of Diplomoceras cylindraceum (DEFRANCE) and D. notabile (WHITEAVES). Only a few specimens are known from California (MaTsu- moro 1959) and a single figured specimen from Limbourg (BinckHoRrsT 1861). KEnnEDY (pers. comm.) also recorded it from Neuberg in Austria. This appears to be one of the few taxa with potential for world-wide correlation, even though its major occurence is distinctly austral. Diplomoceras cylindraceum has been widely cited from the Lower Maastrichtian of Europe, European USSR and Cri- mea, whereas the non-Boreal counterpart, D. notabile ıs wi- dely recorded elsewhere. Unfortunately, however, these spe- cies, if interpreted correctly, seem to have long stratigraphic ranges. BirKkELUND (1979) records D. cylindraceum for the whole of the Maastrichtian, whereas D. notabile already seems to occur in the Upper Campanıan of Zululand (Fig. 16). SUMMARY During the Cenomanian distinct European Boreal genera exist, which clearly define the borders of this Realm, but they are accompanied by cosmopolitan forms. Subsequently, no typical European Boreal genera occur, but we do seem to have latitudinal restriction amongst the baculitids and scaphitids towards the end of the Cretaceous. In addition, the European Boreal Realm is characterized not so much by the presence of certain faunas, but rather by their absence or paucity. These include the families and subfamilies Texanitinae, Tetragoniti- dae, Gaudryceratidae, Kossmaticeratidae, Barroisiceratinae, and Pseudoschloenbachiinae. These groups occur at virtually all latitudes outside it so that temperature as a controlling fac- tor can be ruled out, as already shown by WIEDManNn (1973). It appears that most attempts at interpretation of palaeo- biogeographical data lead to more questions than answers. Examples here are the absence of Texanitinae and Pseudo- schloenbachiinae from Australia and New Zealand. On the basis of the ammonite distribution here presented, there seems to be no need for separation of a dinstinct Austral Realm as suggested, amongst others, by STEvEns (1973). REREEFRENGES ATABEKIAN, A. A. & KHAKIMOV, F. K. (1976): “Campanian and Maastrichtian ammonites of Central Asia” (In Russian). — Akad. Nauk. Tadjık SSR, 1976: 1-146. BINKHORST, J. T. (1861): Monographie des gasteropodes et des ce- phalopodes de la craie superieur du Limbourg. Brussels. BIRKELUND, T. (1979): The last Maastrichtian ammonites. — In: BIR- KELUND, T. & BROMLEY, R. G. (Eds.) Cretaceous-Tertiary boundary events, 1, The Maastrichtian and Danıan of Den- mark, 51-57. COLLIGNON, M. (1948): Ammonites n&ocretaces du Menabe (Mada- gascar). I. Les Texanitidae. - Ann. geol. Serv. Mines Mada- gascar, 13: 47-107; 14: 1-101. — — (1969): Atlas des fossiles caracteristiques de Madagascar. (Ammonites) 15 (Campanien Inferieur). — Service G£ologi- que: Tananarive. — — (1977): Essai de comparaison des faunes d’ammonites au Cre- tace superieur (Turonien a Maöstrichtien) au Japon et ä Mada- gascar. - In: MATSUMOTO, T., (Ed.) Mid-Cretaceous Events, Hokkaido Symposium 1976. — Palaeont. Soc. Japan, Spec. Pap., 21: 213-222. FORSTER, R. & SCHOLZ, G., (1979): Salaziceras nıgerianum n. sp. from south-east Nigeria: Faunal evidence for an open seaway between the northern and southern Atlantic in Late Albian times. - N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1979/2: 109-119. GIERS, R. (1964): Die Grossfauna der Mukronatenkreide (unteres Obercampan) im östlichen Münsterland. — Fortschr. Geol. Rheinl. u. Westf., 7: 213-294. HALLAM, A. (1969): Faunal Realms and Facies in the Jurassic. — Palaeontology, 12: 1-18. — — (1972): Diversity and density characteristics of Pliensba- chian-Toarcian mollusc and brachiopod faunas of North At- lantic margins. — Lethaia, 5: 389412. HANCOCK, J. M., KENNEDY, W. J. & KLAUMANN, H. (1972): Am- monites from the transgressive Cretaceous on the Rhenish Massif, Germany. — Palaeontology, 15: 445449. — — & KENNEDY, W. J. (1981): Upper Cretaceous ammonite stra- tigraphy: some current problems. — In: HOUSE, M. R. & SE- NIOR, J. R. (Eds.): The Ammonoidea, Systematic Assoc. Spec. Vol., 18: 531-553. HOWARTH, M.K. (1960): Cretaceous ammonites and nautiloids from Angola. - Bull. Br. Mus. Nat. Hist. (Geol.), 10: 337412. IMMEL, H., KLINGER, H. & WIEDMANN, J. (1982): Die Cephalopo- den des Unteren Santon der Gosau von Brandenberg/Tirol, Österreich. — Zitteliana, 8: 3-32. J-E-C.O.L.N. (1980): Nautilus macromphalus in captivity. — Tokai University Press. JUIGNET, P. & KENNEDY, W. J. (1976): Faunes d’Ammonites et bio- stratigraphie compar&e du Cenomanien du nord-ouest de la France (Normandie) et du sud de l’Angleterre. — Bull. Trime- striel Soc. G&ol. Normandie etc., 63/2: 1-193. KATZ, H.R. (1963): Revision of Cretaceous stratigraphy in Patago- nian Cordillera of Ultima Esperanza, Magallanes Province, Chile. — Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 47: 506-524. KENNEDY, W. J. & KLINGER, H. C. (1975): Cretaceous faunas from Zululand and Natal, South Africa. Introduction, Stratigra- phy. - Bull. Br. Mus. Nat. Hist. (Geol.), 25: 265-315. — — & COBBAN, W. A. (1976): Aspects of Ammonite Biology, Biogeography and Biostratigraphy. - Spec. Pap. Palaeontolo- gy, 17: 1-94. KLINGER, H. C. (1976): Cretaceous Heteromorph Ammonites from Zululand. — Geol. Surv. S. Afr. Mem., 69: 1-142. — — & KENNEDY, W. J. (1980): Cretaceous faunas from Zululand and Natal, South Africa. The ammonite subfamily Texaniti- nae Collignon, 1948. — Ann. $. Afr. Mus., 80: 1-357. — — & KENNEDY, W. ]. (in prep.): Cretaceous faunas from Zulu- land and Natal, South Africa. The ammonite subfamily Pero- niceratinae. - Ann. $. Afr. Mus. LOMMERZHEIM, A. (1976): Zur Palaeontologie, Fazies, Palaeogeo- graphie und Stratigraphie der turonen Grünsande (Oberkrei- de) im Raum Mülheim/Broich/Speldorf (Westfalen) mit einer Beschreibung der Cephalopodenfauna. — Decheniana, 129: 197-244. MATSUMOTO, T. (1959): Upper Cretaceous Ammonites of Califor- nia. 1. — Mem. Fac. Scı., Kyushu Univ. (D), 7: 91-171. — — (1973): Late Cretaceous Ammonoidea. — In: HALLAM, A. (Ed.): Atlas of Palaeobiogeography: 421-429. Amsterdam & New York (Elsevier). OWEN, H. G. (1971): Middle Albian Stratigraphy in the Anglo-Paris Basın. - Bull. Br. Mus. Nat. Hist. (Geol.) Suppl., 8: 1-164. — — (1973): Ammonite faunal provinces in the Middle and Upper Albian and their palaeogeographical significance. - In: Casey, R. & Rawson, P. F. (Eds.): The Boreal Lower Cretaceous: 145-154; Liverpool. SASTRY, M. V.A.,RAO,B.R. J. & MAMmGAIN, V.D. (1968): Biostra- tigraphic zonation ofthe Upper Cretaceous formations of Tri- chinopoly distriet, south India. — J. Geol. Soc. India, 2: 10-17. SCHLÜTER, C. (1867): Beitrag zur Kenntnis der jüngsten Ammoneen Norddeutschlands: 36 pp., Bonn (P. Henry). — — (1871-76): Die Cephalopoden der oberen deutschen Kreide. — Palaeontographica, 21: 1-24 (1871); 21: 25-120 (1872); 24: 121-264 (1876). STEVENS, G. R. (1973): Cretaceous Belemnites. —- In: HALLAM, A. (Ed.); Atlas of Palaeobiogeography: 385-401. Amsterdam & New York (Elsevier). j SUMMESBERGER, H. (1979): Eine obersantone Ammonitenfauna aus dem Becken von Gosau (Oberösterreich). -— Ann. Naturhi- stor. Mus. Wien, 82: 109-176. WIEDMANN, ]J. (1973): The Albian and Cenomanian Tetragonitidae (Cretaceous Ammonoidea), with Special Reference to the Cir- cum-Indic Species. — Eclog. Geol. Helv., 66/3: 585-616. — — ,‚BUTT, A. & EiNSELE, G. (1978): Vergleich von marokkani- schen Kreide-Küstenaufschlüssen und Tiefseebohrungen (DSDP): Stratigraphie, Paläoenvironment und Subsidenz an einem passiven Kontinentalrand. — Geol. Rundschau, 67: 454-508. — — (1979): Die Ammoniten der NW-deutschen, Regensburger- und Ostalpinen Oberkreide im Vergleich mit den Oberkreide- faunen des westlichen Mediterrangebiets. - In: WIEDMANN, ]J. (Ed.), Aspekte der Kreide Europas, I.U.G.S. Ser. A, 6: 335-350. — — (Ed.): (1979): Aspekte der Kreide Europas. -1.U.G.S. Ser. A, 6: 680 pp. — — & SCHNEIDER, H. L. (1979): Cephalopoden und Alter der Cenoman-Transgression von Mülheim-Broich, SW-Westfa- len. — In: WIEDMANN, J. (Ed.): Aspekte der Kreide Europas, 1.U.G.S. Series A, 6: 645-680. WRIGHT, C. W. (1979): The ammonites of the English Chalk Rock (Upper Turonian). — Bull. Br. Mus. Nat. Hist. (Geol.), 31: 281-332. | Zireelinn | 0 | 427-438 MenehenR11983 ISSN 0373 - 9627 427 Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Tithon/Berrias/Wolga/ Portland in Eurasien und Amerika. Ein Beitrag zur Klärung der weltweiten Korrelation der Jura-/Kreide-Grenzschichten im marinen Bereich ARNOLD ZEISS*) Mit 2 Tabellen KURZFASSUNG Die weltweite Regression während des Ober-Tithon und des Unter-Berrias hatte zur Folge, daß zwischen den beiden Großfaunenprovinzen des borealen und mediterranen Be- reichs immer weniger Verbindungswege und damit Möglich- keiten des Faunenaustausches bestanden. Während im Mit- tel-Tithon in Europa noch die zentrale Verbindung über die polnische Straße existierte, gibt es an der Jura/Kreide-Wende nur noch zwei Meeresstraßen. Das ist einerseits der Westrand Nordamerikas und andererseits das nördliche Vorland des Kaukasus, über das wenigstens zeitweise eine Verbindung zwischen Tethys und dem Subboreal der russischen Plattform möglich war. Neben dieser Reduktion der Austauschmög- lichkeiten zwischen den Großbereichen, ist aber auch inner- halb derselben eine Tendenz zu immer stärkerer Abschnü- rung einzelner Meeresbecken und damit zur Ausbildung pro- vinzieller und subprovinzieller Faunen gegeben. Obwohl in den letzten Jahren viele Fortschritte in der Kor- relation erzielt wurden, scheiterten die meisten dieser Versu- che daran, daß die entscheidenden Überschneidungsbereiche nicht oder nur ungenügend in die Überlegungen mit einbezo- gen wurden und daß z. T. veraltete Zonengliederungen her- angezogen wurden, wo neue, besser geeignete bereits vorla- gen. Viele Autoren berücksichtigten zudem nur eine Orga- nismengruppe; bei derartig erschwerten Korrelationsbedin- gungen kann ein Erfolg aber nur unter Berücksichtigung möglichst vieler Organismengruppen und unter Berücksich- tigung möglichst vieler Faunenprovinzen erreicht werden. Die Ergebnisse einer derartigen multidisziplinären Korrela- tion anhand der wichtigsten marinen, global anwendbaren Leitfossilgruppen im Bereich der Jura-/Kreide-Grenze (Ammoniten, Buchien, Calpionellen) zeigt Tabelle 1. ABSTRACT The worldwide regression during the Upper Tithonian and Lower Berriasian caused a continous reduction of the seaways connecting the Boreal and the Mediterranean (resp. Pacific) realm. Besides that, connections between the different parts of the seas within these realms became more and more restric- ted, so that anumber of provincıal or subprovincial faunal de- velopments took place. Around the Jurassic-/Cretaceous Boundary apparently only two seaways were in existence: the one along the west- side of North-America (with overlapping of pacific and (sub-)boreal faunal elements), the other via the Caucasus and *) A. Zeiss, Institut für Paläontologie, Universität Erlangen-Nürn- berg, Loewenichstraße 28, D-8520 Erlangen adjacent areas (with overlapping of submediterranean and subboreal elements). Neglection of such seaways with overlapping of faunes by a number of European authors engaged with establishing of in- terregional correlation charts seems to be one of the reasons of the many different opinions on this subject. Too, the rapid increase of knowledges not always has been kept in mind; thus outdated subdivisions were used, where new ones were already available provoking still more complı- cations. Also some authors used only one group of guide-fos- sils, while it is necessary that as many guide fossil groups as possible are considered, if conditions of correlation are such difficult as at the Jurassic/Cretaceous boundary. Further, problems of definition and nomenclature of the uppermost Jurassic stage impaired the correlation. 428 The aim of this paper is to inform about the present status of these problems and to provide a revised table (with explana- tions) for a worldwide correlation of marine zonal sequences of some of the most important provinces and subprovinces of the above mentioned realms (Tab. 1). This has been establis- hed by use of the most important guide fossil groups in the Jurassic-/Cretaceous border beds (ammonites, buchias and calpionellids). A. VORWORT Bereits 1977 hatte der Verfasser anläßlich des Internationa- len Symposiums über die Jura-/Kreide-Grenze in Bulgarien und des Internationalen Kolloquiums über den Oberen Jura und die Jura-/Kreide-Grenze im Borealen Bereich in Sibirien ein neues Korrelations-Schema für die Jura-/Kreide-Grenze vorgelegt. Doch konnten diese Untersuchungen bisher nur in russischer Sprache (Zeıss 1979) oder nur in kurzen Auszügen mit der Tabelle publiziert werden (Zeiss 1977b, 1978). Seither erschien eine Reihe von Arbeiten, die wichtige neue Erkenntnisse zur Detail-Stratigraphie und zur Korrelation der Ober-Jura/Unter-Kreide-Grenzschichten vermitteln (vgl. Core (1978), Core & WımBLepon (1978), SAZANOVA & Sazanov (1979, 1982), MAREK & RaczynskA (1979), Saks etal. (1980), SurLyk (1978), JELETZKY (1979), CaLLomon & Bıirke- ıunD (1982 MS), H. Leanza (1980, 1981), H. Leanza & WIEDMANN (1980), WIEDMANN (1980, 1981), OLorız & TAVERA (1981), TAverAa (1981), HOEDEMAKER (1981, 1982a, b), Bus- NARDO et al. (1979), Kemper et al. (1981), KuTEk & WIERZ- BOWwsKı (1979), SACHAROV (1976), KvANTALIANI & LYssENKo (1979), Lurpov et al. (1979), Makarjeva (1979), SAPUNOV (1977, 1979), Enav et al. (1976), Gevssant (1979), IMLAY (1980, MESEZHNIKOV (1982), MESEZHNIKOV et al. (1979), Sur- LYK & ZAKHAROV (1982) und ZAKHAROV (1981)). Diese Arbeiten enthalten neben neuen Ergebnissen z. T. auch stark divergierende Ansichten zur großräumigen Korre- lation. Es war daher das Ziel der hier vorgelegten Untersu- chungen, die in diesen Arbeiten erzielten neuen Ergebnisse zu überprüfen, mit meinen eigenen und denjenigen anderer Au- toren zu vergleichen und, soweit erforderlich, meine Tabelle von 1977 abzuändern und zu ergänzen. Es sei vorwegge- schickt, daß an den Grundzügen dieser Tabelle nichts geän- dert werden mußte. Die vorgenommene Korrelation und er- gänzte Detail-Stratigraphie bedurfte aber einer eingehenden Begründung. Um die Tabelle übersichtlicher zu gestalten, wurde für den vorliegenden Zweck die Korrelation des Un- ter-Tithon sowie dıe Gliederung nach nicht-marinen Östra- coden weggelassen, die in früheren Tabellen enthalten waren (vgl. z. B. Zeıss 1979). Der Autor ist zahlreichen Kollegen für die Zusendung von Literatur zu Dank verpflichtet; ganz besonders möchte er Frau Prof. Dr. T. Birkelund, Kopenhagen und Herrn Dr. P. Hoedemaker , Leiden, für die Zusendung von noch unpubli- zierten Manuskripten oder Manuskriptteilen danken. Herr Prof. Dr. J. H. Callomon, London, und Prof. Dr. V. V. Vakhrameev, Moskau, vermittelten freundlicherweise Ko- pien schwer zugänglicher Arbeiten. Frau Chr. Sporn, Erlan- gen, fertigte dankenswerterweise die Vorlagen zu den Tabel- len an. B. EINLEITUNG Jede stratigraphische Arbeit im Bereich der Jura-/Krei- de-Grenzschichten sieht sich derzeit mir drei Problemkreisen konfrontiert: 1. Den Unsicherheiten bei der Korrelation zwischen und so- gar innerhalb einzelner Faunenprovinzen; diese betreffen sowohl Stufen, Unterstufen, Zonen und Subzonen. Hier- für ist die starke Regression der Meere an der Jura-/Krei- dewende verantwortlich, die zur Entwicklung stark diffe- renzierter, provinzieller (und subprovinzieller) Faunen führte. Auf diesen Problemkreis wird weiter unten aus- führlich eingegangen. 2. Den Unsicherheiten hinsichtlich der Nomenklatur und Definition der obersten Stufe des Jura und der untersten Stufe der Kreide (Tithon oder Wolgastufe [Volgien] bzw. Portland s. gall. oder s. brit.; Berrias oder Rjasanstufe). Die Frage der Benennung der obersten Jurastufe ist von der Internationalen Subkommission für Jura-Stratigraphie zu entscheiden. Der augenblickliche Stand wird zur In- formation in Tab. 2 dargestellt. Es sei betont, daß in neueren Arbeiten weitaus die meisten Autoren das Tithon als oberste Stufe des Jura verwenden. Diese klare Bevorzugung des Tithon ergab sich auch aus einer Meinungsumfrage der Internationalen Subkommis- sion für Jura-Stratigraphie im Jahre 1982. 3. Den Unsicherheiten über die Lage der Jura-/Kreide- Grenze. Derzeit gibt es zwei Varianten, die von der Inter- nationalen Working Group on the Jurassic/Cretaceous Boundary als Provisorien empfohlen werden (Abstim- mung anläßlich einer Arbeitssitzung am 2. Juni 1982 ın München). Sie sind in Tab. 1 mit dargestellt. Die erste Va- riante gilt für den mediterranen und submediterranen Be- reich und legt die Jura-/Kreide-Grenze an die Basis des Berrias (Basis der Jacobi-/Grandis-Zone), die zweite für den borealen und subborealen Bereich. Hier liegt diese Grenze an der Basis des Rjasan (Basis der Rjasanites-Zone bzw. ihrer Äquivalente). Im ostpazifischen Bereich wird die Jura-/Kreide-Grenze ebenfalls an die Grenze Ober-Tithon/Berrias gelegt (Im- LAY 1980, JELETZKY 1973, 1982, H. Leanza 1981). Dazu ist aber zu bemerken, daß das höchste Tithon Amerikas nach Auffassung des Autors dem unteren Berrias in Europa ent- spricht, dh. Tithon und Berrias haben im mediterranen und pazifischen Bereich unterschiedlichen Umfang (vgl. Tab. l’und 2). Andere Vorschläge aus neuerer Zeit stammen von HofDE- MAKER (1981), WIEDMANN (1974) und DRUSHTCHITZ & GOR- BATSCHIK (1979).') Die oben genannte Working Group hat die endgültige Grenze nach weiteren Erörterungen der diesbezüglichen Probleme festzulegen. Die starke Provinzialisierung der Ammoniten-Faunen im Bereich des oberen Jura und der unteren Kreide hatzur Folge, daß für viele Sedimentationsbecken eigene Zonengliederun- gen aufgestellt werden mußten; in Tab. 1 wurde versucht, aus jeder wichtigeren Faunenprovinz (Mediterran, Submediter- ran, Subboreal, Boreal, Pazifisch [= Perigondwana, sensu Enay 1972]) eine Standardgliederung zur Darstellung zu bringen; dies war jedoch nur für Gebiete möglich, aus denen eindeutig verwertbare, neuere Bearbeitungen vorlagen. Ein Vergleich mit früheren Tabellen des Verfassers (Zeıss 1965, 1974, 1977 a, b und 1979) zeigt, wie in rascher Abfolge neue Arbeiten erschienen, die eine Ergänzung der früheren Tabel- len ermöglichten bzw. notwendig machten. Wenn auch mit dem Abschluß der Arbeiten über das Ober-Tithon und Berrias in Südspanien und die Wolgastufe in Ostgrönland wesentliche Lücken im Kenntnisstand ge- schlossen werden konnten, kann auch die hier vorliegende Tabelle wegen zahlreicher noch nicht restlos geklärter Pro- bleme natürlich noch kein endgültiges Ergebnis darstellen. Vereinzelt mögen Grenzen etwas tiefer oder höher liegen oder kleinere Lücken vorhanden sein, die bei dem vorhande- nen Raum auch nur schlecht darzustellen gewesen wären. Auch bestehen zwischen manchen charakteristischen Faunen beträchtliche Dokumentationslücken (vgl. Sparu, 1952, S. 29) und sind in vielen Gegenden die Kenntnisse über die ver- tikale und quantitative Verbreitung charakteristischer Arten noch recht gering. Zu den bahnbrechenden Arbeiten, diese Probleme zu lösen, gehören die Untersuchungen von Hor- DEMAEKER in Südspanien (1982 a). — Die hier vorgelegten Un- 429 tersuchungsergebnisse sollen also auch dazu anregen, die noch fehlenden Lücken in den Detail-Kenntnissen zu schlie- ßen um so den Ablauf der erd- und lebensgeschichtlichen Entwicklung im Bereich der Jura-/Kreide-Grenz-Schichten immer besser erhellen zu können. Die Zonenabfolgen in Tabelle 1 wurden vor allem unter Verwendung folgender Publikationen zusammengestellt (man vgl. a. Zeıss, 1979, S. 15): a) Westliches Mediterrangebiet (Südfrankreich, Südspanien, Nordafrika): Enav & Gevssant (1975), OLorız (1978), Ororız & TaverA (1981), TAvERA (1981), BUsNARrDo et al. (1979), LE HEGARAT (1973). b) Submediterrangebiet in Mittel- und Osteuropa: BARTHEL (1975), Zeıss (1968, 1977 a), KuTER & Zeıss (1974, 1975), Sapunov (1977, 1979), SACHAROV (1975, 1976), MAKARJEVA (1979), Housa (1975), KvAanTALıanı & Lyssenko (1979), SazanovaA (1977), DRUSHTCHIZ & GORBATSCHIK (1979). c) Westliches Subborealgebiet (England und benachbarte Regionen): Core (1967, 1978), WIMBLEDON & Cop (1978), Townson & WIMBLEDON (1979), Casey et al. (1977), Casey (1973), Rawson et al. (1978). d) Östliches Subborealgebiet (Russische Plattform): MicHA]J- ov (1964), MicHAJLOV & GERASIMOV (1966), GERASIMOV (1969), Casey et al. (1977), MESEsHNIKOV et al. (1979), Ku- TEK & Zeıss (1974), Zeıss (1977 a), Sazanova (1977), ZAkK- HAROV (1981). e) Borealer Bereich (Nordwest- und Nordsibirien, Grönland und N-Kanada): Saxs et al. (1976, 1980), ZAKHAROV (1981), CAaLLomon & BirkELunD (1982 MS), JELETZKY (1979), SurLyk (1978). f) Ostpazifischer Bereich (Westliches Nord- und Süd-Ame- rıka, Mittelamerika): JELETZKY (1973, 1975), ImLay & JONES (1970), FREBOLD & Tipper (1970), VERMA & WESTERMANN (1973), A. Leanza (1945), H. Leanza (1980, 1981), H. Leanza & WIEDMANN (1980). €. DAS OBER-TITHON UND SEINE ÄAQUIVALENTE Das Ober-Tithon umfaßt seit der Abstimmung nach dem Kolloquium in Lyon & Neuchatel (1973) nur noch zwei Zo- nen: Micracanthoceras micracanthum (unten) und Durangi- tes (oben). Die Jacobi-Zone wurde mit der Grandis-Zone vereinigt und dem Berrias zugeschlagen. Auf Grund der von Enay & GEyssanT (1975) und OLorız & TAvERA (1981) neu aufgestellten Gliederungen für das medi- terrane Ober-Tithon ist eine bessere Vergleichsmöglichkeit mit dem Ober-Tithon Mittel- und Südamerikas gegeben als mit der von WıEpmann (1980a, b) verwendeten ‚‚Standard- zonation“, welche z. T. aus dem Submediterrangebiet stammt. 1) HOEDEMAKER (1981) hält auf Grund des allgemeinen Umschwun- ges in der Ammonitenfauna die Basis der Occitanica-Zone für die am besten geeignete Jura-/Kreidegrenze, WIEDMANN (1974) und DRUSHTCHITZ & GORBATSCHIK (1979) plädieren für Basıs des Va- langin (Pertransiens-Zone). Beide Ansichten sind in Tab. 1 jeweils durch (X) markiert. Außerdem bieten die Untersuchungsergebnisse von Enay (1972), VERMA & WESTERMANN (1973) und ImLAY & JONES (1970) wichtige Quellen für die hier vorgelegten Korrelatio- nen, Arbeiten, deren Ergebnisse manche Autoren zu wenig berücksichtigten und sie deshalb zu falschen Schlüssen führ- ten. Vergleichen wir nun die Ammonitenabfolgen des Ober-Ti- thon im westlichen Mediterrangebiet mit jenen im ostpazifi- schen Bereich Amerikas, so ergibt sich, daß viele leitende Gattungen in beiden Gebieten vorkommen (vgl. Enay & GexyssanT 1975, OLorız & TavErA 1981, H. Leanza 1981). Es ist also die Möglichkeit einer direkten Korrelation zwischen beiden Gebieten gegeben (vgl. Tab. 1). Im unteren Teil der Micracanthum-Zone Südspaniens tritt, ebenso wie in der /n- ternispinosum-Zone Südamerikas, erstmals eine Art der Gat- tung Corongoceras auf; Corongoceras und Micracanthoceras erreichen dann im oberen Teil der Micracanthum-Zone ihre Hauptverbreitung, in der darüber folgenden Durangites- 430 Zone kommen beide Gattungen ebenfalls, aber nur noch un- tergeordnet, vor. Es ist deshalb anzunehmen, daß der untere Teil der Micracanthum-Zone Südspaniens der Internispino- sum-Zone in Südamerika entspricht, also ein etwas jüngeres Alter besitzt als H. Leanza (1980) auf Grund der Perisphinc- ten-Assoziation annahm. Hierfür spricht auch das Vorkom- men von Hemispiticeras, das in Spanien erst in der oberen Micracanthum-Zone vorkommt. Ferner kann man den obe- ren Teil der Micracanthum-Zone Südspaniens mit dem unte- ren Teil der Corongoceras alternans führenden Schichten Südamerikas, die Durangites-Zone mit deren oberem Teil korrelieren. Es ist interessant, daß Durangıtes von Enav etal. (1976) auch im östlichen Mediterrangebiet in der Süd-Türkei gefunden wurde. Im östlichen Submediterrangebiet (Bulgarien, östl. Mitte- leuropa, Krim, Kaukasus) wird die Micracanthum- und die Durangites-Zone durch die Zone des Paraulacosphinctes transitorins und des Micracanthoceras micracanthum vertre- ten (vgl. Sarunov 1977). Beide Arten haben hier offenbar eine größere Vertikalverbreitung wie in Süd-Spanien. Dies ergibt sich auch daraus, daß Crassicollarıa alpina (Zone A) sowohl die mediterrane Micracanthum-Subzone und die Durangı- tes-Zone als auch die Transıtorius-Micracanthum-Zone in ih- rer Gesamterstreckung charakterisiert (GEyssant 1979, TaA- VERA & OLorız 1981, MAkARJEvA 1979, Sarunov 1977). GE- RAsSIMOY etal. (1975) und Sarunov (1977) schlossen auch noch die darüber folgende Jacobi- [= Chaperi- und Delphinen- sis-] Zone mit ın die letztgenannte Zone ein (vgl. hierzu $. 433). HOEDEMAKER (1982a) verwendet den Begriff Transitorins-Su- perzone (unter Einschluß der Jacobi-Grandis-Zone). Eine Diskussion hierüber soll an anderer Stelle erfolgen. Von Südamerika aus läßt sich die Korrelation der Schichten mit Corongoceras und Micracanthoceras nach Norden bis Mexiko durchführen. Hier gesellen sich Durangites und Kossmatia als weitere kennzeichnende Faunenelemente hinzu (VERMA & WESTERMANN 1973). Mit Hilfe der beiden letztgenannten Gattungen ist auch die Korrelation nach Kali- fornien möglich; Kossmatia tritt dort zusammen mit leiten- den Arten der Bivalvia-Gattung Buchia auf (B. piochu, B. elderensis). Buchia piochii kommt weiter im Norden, im westlichen Kanada, zusammen mit der subborealen Ammo- niten-Gattung Titanites vor (FREBOLD & Tırrer, 1970, S. 17), so daß wir hier eine Korrelierung zwischen pazifischen und subborealen Faunen vornehmen können. Man geht kaum fehl, wenn man die Titanites occidentalis und Buchia piochii führenden Schichten mit jenen subborealen Schichten Eng- lands und Nord-Frankreichs parallelisiert, die dieselbe Gat- tung (Galbanites okusensis — Paracraspedites oppressus-Zone) bzw. nahe verwandte Gruppen (Glaucolithites glaucolithus- Zone, ? Progalbanites albanı-Zone) enthalten. Sonst kommt die Gattung Titanites nur fraglich in Grönland (SpatH 1936, S. 155) und möglicherweise in der Russischen Plattform vor (Arkeıı 1946, S. 24 u. 28). — Im übrigen ist auch eine direkte Korrelation des unteren Abschnittes der Buchia piochu- Zone (B. elderensis-Subzone) mit dem Mittel-Volgien des bo- realen Bereiches möglich (vgl. ZakHarov 1981, Tab. 3; Sur- LYK & ZAKHAROV 1982, Tab. 3). Zwischen dem Mediterrangebiet und dem Subbore- algebiet erfolgt die Korrelation der tieferen Schichten des Ober-Tithon am sichersten über das Submediterrangebiet des östlichen Mittel-Europa (Kutek & Zeıss, 1974, 1975; Zeiss 1977 a). Über der mitteltithonischen Zone des Pseudovirgati- tes puschi (mit llowaiskya tenuicostata und Isterites subpal- matus) folgt in Polen die Zone des Zaraiskites scythicus (mit Isterites mazoviensis), der in Österreich und der CSSR die Zone des Pseudovirgatites scruposus (mit Pavlovia iatrensis und /sterites austriacus) äquivalent ist. Im Liegenden und Hangenden dieser Schichten ist die di- rekte Korrelation zwischen Submediterran- und Subboreal- gebiet im Detail unsicher. Ebenfalls mehr Detail-Probleme als ursprünglich ange- nommen, wirft die Korrelation zwischen den Subboreal- gebieten Englands und der Russischen Plattform sowie den Borealgebieten in Grönland und Nord-Sibirien auf. Die in Tab. 1 vorgenommene Korrelation fußt auf den Publikatio- nen von Casey (1973), Casey et al. (1977), Saxs et al. (1976, 1980), Core (1978), WIMBLEDON & Core (1978) und CALLo- MON & Birkerun (1982 MS). Zu bemerken ist, daß Tab. 1 schon fertiggestellt war, als ich die Arbeit von CaLLomon & Birk£Luno erhielt; wegen der großen Bedeutung dieser Arbeit wurde versucht, wenn auch unter Schwierigkeiten, die Zo- nenfolge Grönlands in Tab. 1 noch mit darzustellen. Es war nicht zu umgehen, daß wegen des fehlenden Raumes Zonen, die in Grönland übereinander folgen, z. T. nebeneinander angeordnet werden mußten. Die tiefste Index-Art des Mittel-Volgien in Grönland, Dor- soplanites primus (CaLLomon & BirkeLunD [MS]) zeigt große Ähnlichkeit zu Pavlovia sp. A. (Core 1978, Fig. 6) aus dem untersten Teil der Pallasiordes-Zone Englands, in welchem die Index-Art noch nicht auftritt; man trennt diesen daher besser als eigene Subzone ab. Diese tiefsten Teile der Pavlovi- en-Schichten werden hier, zusammen mit den höchsten Ab- schnitten der Paravirgatus-Subzone, für Äquivalente des Mit- tel-Tithon im süddeutschen Submediterrangebiet gehalten. Weitere Untersuchungen, insbesondere über die pavloviden Typen der Neuburger Schichten, sind unbedingt erforder- lich, um diese Annahme zu bestätigen. Die Korrelation der nächsthöheren borealen /atrensis- Zone mit der Pavlovi-Zone der Russischen Plattform und damit auch der Pallasioides-Zone Englands kann als gesichert gelten. Die darüber folgende Zone der Strajevskya strajevs- kyı Nordwestsibiriens ist faunistisch eng mit der sie unterla- gernden und überlagernden Zone verbunden, sogar die In- dex-Art tritt in diesen Zonen auf (vgl. Saks et al. 1976, S. 28). Größere zeitliche Lücken zwischen diesen Zonen wird man deshalb wohl ausschließen können. CALLOMON & BIRKELUND parallelisieren sie mit der Rugosa-Zone in Grönland und ge- ben als beste faunistische Vergleichsmöglichkeit die Fauna der Communis-Zone an; deshalb kann man m. E. die Strajevs- kyi-Zone mit den beiden genannten Zonen gleichsetzen und auf die Annahme einer Lücke im Bereich der Communis- Zone verzichten, eine Möglichkeit, die auch CaLLomon & BirkeLunD (1982 MS) nicht ausschlossen. Zwischen den beiden darüber folgenden grönländischen Zonen des D. liostracus und des D. gracılis (unterer Teil) sind die faunistischen Unterschiede ebenfalls nicht sehr groß. Auf Grund der Faunenzusammensetzung ist anzunehmen, daß die D. biostracus und der untere Teilder D. gracılis-Zone der Zone des D. ilovaiskyi Sibiriens entsprechen. In England fällt diese Faunenassoziation möglicherweise in die „„Lingula beds“ der oberen Rotunda-Zone, aus denen bisher Ammoni- 431 (x) d/d (x) azua19-aplasy/-einf 286 sstaz'v ıjalız seJ390ssılopnasd snwixoJd sayauıydsoseiny wnsouidsiulayui seyaaır asneypuim (seıa0 1y9oJbopjiH 'saaauıydsogeßuy sesa9oyJuegessıyy 'sarllebun -Buy 'elewssoy ‘salıbueing) sueuJalje SEI3I06U0J0J (sayauıydsosejny ‘ejjaseluuag 'seI390JUopoJeg ’seuaanlids 'saylAejewin ‘sB4a9lU0Ad) Iuauaoy Se4a90Janalsqng wnıbaba sel390WS0903N "wnJa}ljnpou seJaalunuahlyy sualpalbsue) seladlueAn) ısawep seJadnlidg sualsuesyuad’sluueuunyL “y2ab BIUOSSIOyLUEIY IUUPLWUYIIM SaJIıWLOIOaN eyllawy-png pun -jalıy uszuIınoJdusune Jeumew JeßyoIm US}yOIyOSZUaIK) sısuaJapja eiyang “ypord eıyang "eNEWSSOy y9oıd eıyang “euelJayası) Blyang "se1390JUOpOJed sapıojnjeigalal eiyaong "sısuayo’jje giyang "seyadıpJoyuejg "seJ391U0Jd 'SEIBIOJaNaJsqnS 1noyısel eıyang sapıojı9un eiyang ’sısuayo'ng *ds seJ390WSoJ0aN "asuaAauols (seJa9ıjaıban) sesasıyıdg esıylaed'ng’sesastuuewinyL "eijjo L "ejjaueijıy, ıbuljJasAay eiyang “snayuesib salıpadseiaoan users ablulal \ ayaınsam yasıjızed | sQpIO]MEIga121 °q "Ser 'S ‘g ougpn,] uew [da auoz-pnbrur “47 19p uonepLIoNy 1ap yaıpyarsurg esoßnJ eiyang ‘sısuanbsow eiyang yaoıd'yje ‘ds’u eiyang "eueip4ojuejg eiyang ıyaold eiyang sıje}uaPI9I0 salıuelı] euelJaydsı) eiyang "sısuayasun eiyang ‘sapiojnjeigasa} eıyang “sısuapeue9 salipadseı) gds sayneblneleg snwild sayıuejdosiog sısua4lel BIAO|NPd esoßni’g 'stunwwos'g "ıAysaalens eAysaalel)s eaensoi'g 'IANSIeRO]I"q sı119e36 sayluejdosiog 'snwixew 'IdosJog, snal1Ju39xa Eeruien wnuadepnasd seJaoısejjedidg sılgeisea sayıyeblaıdg snuinbue salluopual) snalpuejua0Jb saylabne] snJınboA saytabnejıdg sn91oXa SalleJay9aLJd sısuayo sayıpadseJ) sıjeuißlJo salıpadseı) sısuayo eiyang "sısuabjoA eiyang ‘sısuasAwıel salıpadsei) "sap1oJsı]]je9 SeI390JUOPoJed “enbique BijjolaLJd sısuayo'ng "Nagnuıg’ye (2) sesaaıunuabuy “snatjbue'jje saylpadsessopnasd sısuayssun eiyong sısuayo eiyang auejnbuis dses) “aeJay9 sayıelay) 1nuAew eijOJaRyd ’snauigis sayıeyay) 1490 SeJ3904093H sna1bue'dsessopnasg sapıoyıaun eiyang "uaAed'y9 saylıng eaıjı9ed eiyang eıjjo | 'sayıyaAydouwa se4390uossulalsJoy | Aıp'ds sayıyaArdAjod epeuey} InoyIsel eıyong “snbojeue’jje saylung ur Aed saylıng 1noyluysazaw sajlıng sisualysaowıy e1]]0J0aN snatuelzAs sayıyaArdouwap yspeyamu salıyoArdAlod ualıgls-plon “puejuolg jes1og sısuaJasJop sIlNeundad w "dstu einojned sapioisejjed eiAO]Aed epun]0J eIAOjAed tuo2lıy eiäaojnedojebul\ uegje sajıuegjebosg sny1joonejb sarya1joane|g sa}lLOPUIaL) ’sIsuasnyo'gjeg snıagJay sayluegjeg) sıwJoyInbue saylueyı] snssasddo salıpadsesoeJeg snanıwiud sayıpadsessgng 1Aqıamos sajlpadsessgng snjeydwosıjdasd salıpadsessgng yönjdwej sayıpadsessgns 1uoJ3auns eIUOJJuny 14903 SEJ39040193H SET (uesayıpaw = W 'yasyyizeg = d'je310g sesa9o wısogehll\ ‘se33909eyNqng wunaleneq se1a00ss1] -OPnasd EIRITEITER eoıyaAasopnasd eAysıemo]] salualsı ere3sooınua eANSIEMO|] “ıyasnd sayıyebllnopnasd snsodnJas sayneblinopnasg Inojned einojäed “snalyA9s sayıysieez smyeblin sayıyebui InouesoJ sayılebui uyıu sayeßulaıdg wnysuegessnu ses3JoyJueJessiyy “snuoJisuesl sajduıydsodejneleg tayjejq ejjaaossouowo] suaßjn; sallındyasey snuiXna’jdgqnsopnasd snyıpgns salıpadsei) “eJeISOIalE] ejlaseLlag sısuaßjoa eiyong “asuallıds seJaanids “edIueJ1990 ejjanoWJı L sısuanbsow sallpadseı9 Manınat sayıpadseı) snalundyasey Isewjep seladisew salıpadseı9 setlep sewjeq sısuaseilJag ejjanousı | seJaallaluleg) 'selad -1wAyınZ 'salluesely "ds sayıuesely "wAyına sesadıwAyıng !490y SE439040193H "sısuauesefJ salluesely wunjelsolssel) SeEJ390911ne | sısuayo eiyong sısuaueselJ sajıuesely 11ua9ı sallıng snjeydwouals saylıng wnpigje se1a90U11BaJad eaiusebopnasg ‘ei]joJeJed Ip ds sesasıyuajAlejd "aip'ds sayıy9ArdAjod edo,n3-janıy sayıjpıon “puejbug- jeasaoggns sıjgeindiysueiy wAyıng ’sısuaysseds sallıng sısuauesefl sajluesely "Dysue "wAyıng ’salıng snueiuimyIzl sallıng 10J19un eiyang 1aıssıog ejjalıne4 wnpigje'ye se390u11ba1ad sap! sınea1ldoreinpun 'sq tuuewuinyı sapıoyıjdoy sayıyoAydouwaı sesasluuewunyL eueipneqnos msjeyoıw sauıyoArdAjod ejjaueıııy snseyney 'wluy wuJopeld ayasıssny “edoin3-januıyy sayaılpns ueualipawgns -SPISIY -EINF JOP YONSIONSUONEIOMOY 8) wnJajlanalan sela90|de} "awJ0}1WaS SEID WJOH WAS 1aaly9lı ejjasaıysıy Xnejje} SeJa9ILLJOJIWaS (g) eurdje ejjauoıdje) (9) eandı]ja enejjo9Isseı) (v) eıpawnayuı ejjauoıdje) sısdojjauo1djeJ | wnpueJlWpe seJa9owıS sesaaypJeyysuing “nuod sesasuunlinig sajJuıyds “dwıs wnyyuesesdiw selaJoyJuegessiyy snuoy -SUBIYd sauıbueing ıgosel ejlaseisuag sipue4b sayluejdgnsopnasgd euidjegns ejjanousı sısuasealud ejlasellJag eatuel1990'1 | Isewjep sesadısewjeg (sesa9ıwAyıng) wnunowıwejed sesadlsogjew Nadıd seIaıNaldıd naıssıog ejjalıne4 sısuajjidje ejjanoust] “ojsijjed ejjaseluuag eadoro'yı "suaisueluad'yıL wnxoJojAdwe9 seya9luuewany] ualueds-pns “yalasyues4-png uenanıpayy u — ni _ u EEE U azual9-aplaly/-einf Jap abe abılıemuabag — — V9II0OM-Y3LNN 90 NOHLILI13LLIW V9ITOM13LLIN NOHLIL-4380 VITI0M-Y390 SVIHY39-YILNN SVIHY39-4390 NIINVIVA "Y3LnNn 432 tenfunde fehlen (vgl. Core 1978, Fig. 11). Der obere Teil der Gracilis-Zone entspricht vermutlich der D. maximus-Zone Sibiriens (zur Obergrenze vgl. unten). Über der D. maxıimus-Zone folgt in Nordsibirien die Taimyrosphinctes excentricus-Zone; sie ist faunistisch eng mit der unterlagernden Maximus-Zone verknüpft (vgl. Saxs et al. 1976, S. 240/241). Ob sie nur der V. fittoni-Zone Englands entspricht oder ob sie noch in den Bereich der Albani-/Psen- dapertum-Zone hinaufreicht, läßt sich derzeit nicht sicher beurteilen. Saxs et al. (1976, Tab. 4) parallelisieren sie mit der Crendonites- und Rosanovi-Zone. Da aber nach diesen Au- toren die Taimyrosphinctes excentricus-Zone unterhalb der Epivirgatites varıabilis-Zone, einem Äquivalent der engli- schen E. nikitini-Zone,liegt, kann nur die Parallelisierung mit der Rosanovi-Zone richtig sein (vgl. Tab. 1). Hierfür spricht auch, daß Taimyrosphinctes exentricus in manchen Exempla- ren Formen von Virgatopavlovia fittoni ähnlich ist (man vgl. z. B. Saxsetal. 1976, Taf. 24, Fig. 1 mit Core 1978, Taf. 55, Fig. 1). Es bedarf weiterer Untersuchungen, um abzuklären, ob hier nun eine Zufälligkeit oder engere Verwandtschaft vor- liegt. Über der Zone des Virgatites rosanovi folgt in der Russi- schen Plattform die Zone des Epivirgatites nıkitini, eine Art, deren Auftreten in England Core (1978) genau in der oberen Albani-Zone fixieren konnte. Nach WımBLEDON & CoPpE (1978, S. 183) kommen andere Arten der Gattung auch in tie- feren Lagen der Albanı-Zone vor; hierbei dürfte es sich ver- mutlich um primitivere Formen, wie E. vulgaris, handeln. Wichtig ist das Auftreten von Epipallasiceras ın dieser Zone. In Grönland treten die ersten Formen dieser Gattung, die Formen der basalen Albani-Zone entsprechen, in den ober- sten Lagen der Gracilis-Zone auf (CaLLomon & BiRKELUND 1982 MS), weshalb die Obergrenze dieser Zone etwas über der Untergrenze der Albani-Zone zu liegen kommt. Die ersten Crendoniten (vgl. SparH 1936, S. 30, 162/163, Taf. 2, Fig. 2) dürften aus der basalen Glaucolithus-Zone (bed 13 von Brake und von Arkeıı 1935) stammen.) In der unteren Glaucolithus-Zone kommt nach WıMBLEDON & CoPE (1978, S. 162/163) auch Leucopetrites caementarius vor, eine Form, die CaLıomon & BirkeLunn mit Pavlovia groen- landıca Spar (‚Behemoth‘) vergleichen. Die letztgenannte Art kommt in der oberen Pseudaperta-Zone Ostgrönlands vor, weshalb es naheliegt die Obergrenze dieser Zone im un- teren Abschnitt der Glaucolithus-Zone Englands zu suchen. Crendoniten reichen nach den erstgenannten Autoren noch bis in die untere Kerberus-Zone; auch die von CaLLomoN & BirkeLunD aus Grönland angegebene Art Cr. leptolobatus kommt in Südengland in diesem Bereich oder etwas tieferen Lagen vor. In Grönland treten Crendoniten auch noch in der darüber folgenden Zone des Langeites groenlandicus auf. Deshalb ist anzunehmen, daß die L. groenlandicus-Zone Ostgrönlands wenigstens teilweise der K. kerberus-Zone in Südengland entspricht. Die Lage von Epivirgatites nikıtinı im südenglischen Port- land (vgl. oben) gibt einen guten Anhaltspunkt für die Korre- lation mit der gleichnamigen Zone der Russischen Plattform und der Zone einer verwandten Art, E. varıabilis, in Nord- sibirien. Die E. varıabılıs-Zone kann in ihrem unteren Ab- ?) = „White cementstone‘ bei CoPE et al. (1980, Tab. 15) schnitt sicher mit der E. nikitinı-Zone parallelisiert werden; da sie jedoch auch Praechetaiten enthält, besteht die Möglich- keit, daß sie bis zur Praechetaites exoticus-Zone hinaufreicht, in der diese Gattung häufig auftritt, es sei denn, daß Vertreter dieser Gattung generell auch in tieferen Schichten vorkom- men, wie man auf Grund der Funde von ‚,Virgatosphinctes“ (? = Praechetaites) in der Taimyrosphinctes exentricus-Zone (vgl. Saxs et al., 1976, S. 244) vermuten kann. Es ist derzeit also nicht möglich, die Obergrenze der Epivirgatites-Zonen eindeutig festzulegen. Indirekt kann man aber aus dem Fau- neninhalt der nächsthöheren Zone der Lomonossovella bla- kei gewisse Rückschlüsse ziehen. Deren Untergrenze liegt mindestens an der Basis der Kerberites kerberus-Zone (vgl. unten). Über der Zone des Kerberites kerberus folgt in England die Zone des Titanites anguiformis und die des Paracraspedites oppressus. Beide werden auf Grund der großen faunistischen Ähnlichkeit von CaLLomon & BirkeLuno (]. c.) als Subzonen zu einer einzigen Paracraspedites oppressus-Zone vereinigt. Paracraspedites oppressus wurde auch in den höchsten Hori- zonten der Blakei-Zone der Russischen Plattform gefunden (Casey 1973). Ferner berichteten Casey et al. (1977, S. 19) über den Fund eines Epilaugeites in der Oppressus-Zone Englands, welcher E. vogulicus nahesteht. Diese Art aber stellt den höchsten Zonenindex der Mittel-Wolgastufe NW- Sibiriens und Grönlands dar, eine verwandte Art, E. arcti- cum, den für die altersgleichen Schichten in Nordsibirien. Eine Äquivalenz dieser Zonen am Top der mittleren Wol- gastufe ist damit gesichert. Ihre Untergrenze dürfte dagegen nicht zeitgleich sein. Nach Carıomon & BirkeLunn (1982 MS) sind Lomonossovella blakei und einige andere Arten die- ser Gattung echte Kerberiten; demgegenüber hatte Casey (1967, S. 132) diese Arten zu Lomonossovella gestellt. Er hielt zudem Kerberites und Lomonossovella trotz der großen Ähnlichkeit für zwei verschiedene Gattungen. Deshalb und wegen anderer vermuteter Fehlbestimmungen MICHAJLOV’s (1957) nahm er eine größere Lücke zwischen Albani- und Oppressus-Zone an. Arten von Lomonossovella wurden allerdings von GERrAs- sımov & MicHajJLov (1966, S. 132) auch aus tieferen Zonen angegeben, so z. B. Lomonossovella blakei aus der Virgatites virgatus-Zone. Eine Überprüfung dieser Funde wäre drin- gend erforderlich. Sollte es sich tatsächlich um die Zonen-In- dexart handeln, wäre ihr Wert als solche sehr gering. Nach Casey (1973) und CALLoOMoON & BirKkELunD (1982 MS) besteht die Zone der Lomonossovella blakei früherer Auto- ren, die MICHAJLOV & GERAsSIMOV (1966) in die Zone des Epi- virgatites nikitini einbezogen haben, zu Recht. Das Vorhan- densein größerer Schichtlücken wird auch von CaLLoMoN & BirkeLunn (1982 MS) angenommen. Am wahrscheinlichsten ist es beim gegenwärtigen Kenntnisstand, daß die Schichten der Epivirgatites- und Lomonossovella-Zone an verschiede- nen Orten der Russischen Plattform Faunen unterschiedli- chen Alters führen. Hierfür gibt auch die neueste Zusammenstellung von ME- SEZHNIKOV (1982, $. 127) wertvolle Hinweise. Für die Gegend südlich Moskau scheinen kondensierte Faunen mit Epivirga- tites und Lomonossovella charakteristisch zu sein (vgl. a. GERASIMOV & MicHajJLoVv 1966), bei Jaroslavl dominieren Zau- geites und Lomonossovella (vgl. a. Ivanov 1979), an der Wolga bei Kaschpur Zpivirgatites nikitini und bei Gorodisce Epivirgatites (2) bipliciformis und Paracraspedites. Hieraus leitet MESEZHNIKOV (1962) ebenfalls wieder eine Unterteilung des Schichtkomplexes in mindestens zwei faunistische Hori- zonte ab: einen unteren mit Epivirgatites nikitini (häufig) und Lomonossovella (selten) und einen oberen mit Lomonosso- vella (häufig), Paracraspedites und Epivirgatites (2) biplici- formis. — Die Verhältnisse bei Jaroslavl sprechen aber dafür, daß innerhalb des oberen Horizontes eine weitere Untertei- lung in einen unteren Abschnitt mit Lomonossovella und Langeites und einen oberen mit Paracraspedites möglich ist. 433 Letzterer feht offenbar bei Jaroslavi. Von anderen Lokalitä- ten erwähnt Pavıov (1896, Tab. 1) riesige Ammoniten vom Typ des Amm. giganteus; eine Untersuchung dieser Formen wäre zur Klärung der genauen stratigraphischen Verhältnisse dringend erforderlich. Insgesamt aber dürften die Schichten mit der Hauptverbreitung von Lomonossovella, mit Epivir- gatites (2) bipliciformis und Paracraspedites (‚Zone der Lo- monossovella blakei‘) der Langeites und Epilaugeites-Zone in Sibirien entsprechen, wie in Tab. 1 dargestellt. D. DAS UNTER-BERRIAS UND SEINE AQUIVALENTE Im Mediterran- und Submediterrangebiet folgt über dem Ober-Tithon das Unter-Berrias; es gliedert sich in Jacobi-/Grandis-Zone (unten) und Ocatanica-Zone (oben). Für die erstgenannte Zone wird auch der Name Euxinus- Zone bzw. Euxinus-/Ponticus-Zone verwendet (DrusHT- cHıTz 1975, HOEDEMAKER 1982, ALLEMANN etal. 1975); für die zweite auch der Begriff privasensis-Zone (ALrman et al. 1975). Hierzu wäre zu bemerken, daß Ps. euxinus und Ps. ponticus nach Le H£carar (1973, $. 32) und HOEDEMAKER (1982, Tab. 2) in der Jacobi-Zone nur eine eingeschränkte vertikale Verbreitung haben. Nach der Tabelle von Hozoe- MAKER erreicht Ps. ponticus die größere Vertikalverbreitung, er gibt aber Ps. euxinus den Vorzug. Eine für beide Zonen gemeinsame Art mit großer Vertikalverbreitung scheint dem- gegenüber B. chomaracensis zu sein (LE HE£GArAT, 1973, S. 52, HOEDEMAKER 1982, Tab. 2). Vor einer endgültigen Be- nennung sollte die Brauchbarkeit in möglichst vielen Profilen überprüft werden. Bis dahin scheint mir für das Mediterran- gebiet der gut eingebürgerte Begriff Jacobi-/Grandis-Zone eindeutiger zu sein. Anders steht es mit der Occitanica- bzw. Privasensis-Zone; die Vertikalverbreitung dieser Arten deckt sich ın Frankreich; in Spanien ist B. privasensis im Gesamt- bereich der Occitanica-Zone anzutreffen, Ti. occitanica selbst aber nur im oberen Abschnitt. Da allerdings auch hier lokale Gegebenheiten eine Rolle spielen können, bleibt die Bearbeitung weiterer Profile in Südspanien und anderswo ab- zuwarten, bis endgültige Schlüsse gezogen werden können. Über die Äquivalente des Unter-Berrias in Amerika und im borealen Bereich gibt es sehr unterschiedliche Auffassungen (man vgl. z. B. Casey 1973, DORHÖFER & Norris 1976, GE- RASSIMOV et al. 1975, H. Leanza 1980, 1981, Marek & Rac- ZynskA 1979, Sazanova & Sazanov 1979, 1982, Saxs et al. 1980, Surryk 1978, WIEDMAnN 1980a, b, Zeıss 1977, 1979). Demgegenüber ist die Korrelation im Mediterran- und Sub- mediterrangebiet Europas relativ einfach, da im großen und ganzen die gleichen Ammoniten- und Calpionellen-Abfolgen auftreten. Im Detail gibt es auch hier Unterschiede, die man allerdings nicht überbewerten sollte (man vgl. KvanTtaLıanı & Lyssenko 1979, DRUSHTCHITZ & GORBATSCHIK 1979, LE H£GA- RAT 1973, ALLEMANN et al. 1975, HOEDEMAKER 1981, 1982, Sa- PunoVv 1977, SACHAROV 1975). Es bleibt insbesondere abzuklä- ren, ob die festgestellten faunistischen Unterschiede, insbe- sondere die uunterschiedliche Vertikalverbreitung einzelner Arten, nur lokaler Natur sind. Die Korrelation vom Mediterrangebiet zum Boreal- gebiet ist zur Zeit der Zone der Berriasella jacobi (und des Ps. grandis) nur über den nördlichen, ostpazifischen Bereich angenähert möglich. In Kalifornien finden wir über der ei- gentlichen Zone der Buchia piochi eine Zone mit Buchia pio- chü und Buchia fischeriana. Zusammen mit diesen beiden Arten wurde Parodontoceras gefunden; deshalb korrelierten ImLay & Jones (1970) diese Zone mit dem unteren Teil der Proniceras- und Substeneroceras-Zone in Mexiko bzw. dem unteren Teil der Zone des Substeneroceras koeneni in Süd- amerika. Dieser entspricht dem unteren Abschnitt der ‚‚Sub- steueroceras-Berriasella assemblage zone“ von VERMA & We- STERMANN (1973). Da Paradontoceras zu den frühen Berriasel- liden gehört, erscheint diese Korrelation akzeptabel und kann weiter nach Europa verfolgt werden, wo Äquivalente in der Jacobi- und Grandis-Zone vorliegen dürften (HOEDEMAKER 1982). Die oben erwähnte Buchia fischeriana ist auch aus dem Boreal- und Subborealgebiet bekannt geworden: GERAssIMOV (1969) gibt spärliche Funde aus der Zone des Epivirgatites ni- kitini, des Craspedites nodiger und des Rjasanites rjasanensis an; über nicht so seltene Funde berichtet er aus der Zone des Craspedites subditus und des Kaschpurites fulgens. Offenbar tritt in den beiden letzten Zonen B. fischeriana in der Russi- schen Plattform erstmals häufiger auf; unter Berücksichti- gung der Verbreitung in Nord-Amerika (vgl. oben) erscheint es gerechtfertigt, die dortige Zone der Buchia fischeriana mit den beiden genannten Zonen der Russischen Plattform zu pa- rallelisieren (vgl. auch Saxs et al. 1976, Tab. 14).In gleichem Sinn parallelisiert ZAKHAROV (1981, Tab. 3) die Zone der Bu- chia fischeriana N-Amerikas mit der Zone der Buchia obligua der Russischen Plattform bzw. der Craspedites okensis-Zone N-Sibiriens. Nach Le H£sarar (1973) folgt über der Zone des Pseudo- subplanites grandis die Zone der Tirnovella occitanica, die das obere Unter-Berrias an der Typuslokalität in SE-Frank- reich aufbaut. Diese Zone läßt sich dort in drei Subzonen un- tergliedern und zwar von unten nach oben: Tirnovella subal- pina, Berriasella privasensis und Dalmasiceras dalmasi; diese drei Subzonen finden sich in Tabelle 1 eingetragen. Während es ein Hauptanliegen einer früheren Arbeit des Verfassers war, die zeitliche Äquivalenz zwischen der medi- terranen Zone der Tirnovella occitanica und der subborealen obervolgischen Zone des Craspedites nodiger nachzuweisen (Zeıss 1979, S. 18, Tab. 1), soll hier vor allem die Frage nach den Äquivalenten der Occitanica-Zone im ostpazifischen Bereich nochmals diskutiert werden. 434 Ein Überschneidungsbereich mediterraner und pazifischer Faunen liegt offenbar im Nordirak, von wo L. F. SpaTH (1950, $. 97) eine Berriasella der Privasensis-Gruppe zu- sammen mit Parodontoceras und Protacanthodiscus angibt; die Schichtenfolge enthält in tieferen Lagen auch Substenero- ceras. L. F. SpatH betrachtete diese Schichten als höchstes Ti- thon, da er damals die Jura-Kreide-Grenze zwischen Priva- sensis- und Boissieri-Zone legte. Das entspricht in etwa der Lage der Jura-/Kreide-Grenze im borealen Bereich heute. Eine genauere Bearbeitung dieser wichtigen Faunen ist ge- plant. Neben dieser direkten Vergleichsmöglichkeit kann man die Korrelation zwischen pazifischen und mediterranen Faunen auch über den Umweg über das boreale Gebiet errei- chen. In Kalifornien, Oregon und West-Kanada überschnei- den sich nach den Untersuchungen von ImLay & Jones (1970) und JELErzky (1965, 1973, 1975) subboreale und boreale Bu- chien mit pazifischen Ammoniten. In Kalifornien und Oregon folgt über der Zone der Buchia piochii die Zone der Buchia fischeriana (vgl.S. 433), die Sub- steneroceras, Proniceras, Blanfordiceras sowie Buchia tere- bratuloides und Bu. aff. okensis führt. Substeneroceras und Proniceras weisen auf den oberen Teil der Zone hin. Einer- seits ist also der Anschluß an die oberen Teile der Substenero- ceras-Zone Mittel- und Südamerikas gegeben, andererseits die Möglichkeit, mit Hilfe der Buchien weiter nach Kanada zu korrelieren. Dort enthalten die Schichten mit Buchta terebra- tuloides sowohl eine pazifische Ammonitengattung (Paro- dontoceras) als auch boreale Vertreter (Praetollia antıqua, Craspedites canadensis). Wichtig ist auch das Auftreten der Art Buchta unschensis, mit deren Hilfe man gleichalte Schich- ten im eigentlichen borealen Bereich feststellen kann; aber auch die Craspediten bestätigen die Parallelisierung der Cra- spedites canadensis-/Praetollia antigua-Zonen in Kanada mit der Craspedites taimyrensis-/Chetaites chetae-Abfolge in Grönland und Nordsibirien sowie zur Craspedites nodiger- Zone der Russischen Plattform, an derem Top sich mögli- cherweise eine kleine Schichtlücke befindet.” Die weitere Korrelation nach England hat bereits Casey (1973) durchge- führt. Die Äquivalenz des amerikanischen Ober-Tithon und der oberen Wolgastufe erscheint somit hinreichend gesi- chert.* Es bleibt noch kurz die direkte Korrelationsmöglich- keit submediterranes Unter-Berrias — subboreale Ober- Wolgastufe zu erörtern (man vgl. a. Zeıss 1979, S. 18). In der Zone der Tirnovella occitanica des nordöstlichen Kaukasus tritt erstmals Buchia volgensis auf; dasselbe gilt für die Cra- spedites nodiger-Zone der Russischen Plattform bzw. für die Craspedites taimyrensis-Zone Sibiriens (SACHAROV 1975, Po- KARISKAJA 1971, Saks et al. 1976). Es seı betont, daß es sich bei diesen Zitaten um das erste Auftreten der Art, nicht aber um die Hauptverbreitung handelt, die erst höher im Rjasan bzw. Ober-Berrias anzutreffen ist. Neben diesem faunistischen Hinweis kann man die Äquivalenz Occitanica-Zone - Nodi- ger-Zone auch aus der stratigraphischen Position dieser Zo- nen ableiten. Sowohl im Hangenden als auch im Liegenden sind die Schichten gut korrelierbar (vgl. unten und $. 433 so- wie Tab. 1). E. DAS OBER-BERRIAS UND SEINE ‚„‚ÄQUIVALENTE“ Über dem Unter-Berrias des Mediterran- und Submediter- rangebietes folgt das Ober-Berrias, das, wie zu zeigen sein wird, dem „‚Berrias“ des subborealen, borealen sowie des pa- zifischen Bereiches entspricht. Seit Casey (1973) die zeitlichen Beziehungen zwischen Ober-Wolgastufe und Tithon bzw. Berrias richtig erkannte, schlug er, um Verwechslungen künf- tig zu vermeiden, den Gebrauch des ‚‚Rjasan““ für die unterste Stufe des Kreide-Systems im borealen und subborealen Fau- nengebiet vor. Diesem Vorschlag folgten auch Rawson et al., 1978) und die International Working Group on the Juras- sic-/Cretaceous-Boundary 1982 (vgl. S. 428). Das Ober-Berrias im westmediterranen Bereich enthält nur eine Zone, die aber in drei Subzonen gegliedert wird (Le HE£- GARAT 1973): Zone der Fanriella boissieri (Subzonen des Malbosiceras paramimounum, des Picteticeras picteti und der Berriasella callisto). Neuerdings trennt HOEDEMAKER (1982 a) die obere Subzone ab und stellt sie, als Tirn. alpillensis-Sub- zone, zum Valangın. Für dieses Verfahren führt er Gründe in der Faunenentwicklung an. So sehr diese auch berechtigt sein mögen, scheint es doch unzweckmäßig, das gerade durch ei- nen Hypostratotyp neu definierte Valangin (Busnaroo et al. ?) Man vgl. hierzu auch $. 435. *) Neuerdings von JELETZKY (1982) und MESEZHNIKOV (1982) skiz- zenhaft publizierte anderslautende Ansichten gehen nach Mei- nung des Verfassers von falschen Vorraussetzungen aus. Zudem ist eine Diskussion erst nach ausführlicher und bildlicher Dokumen- tation möglich. 1979) sowie das durch die Arbeiten von LE HEGARAT & Re- MANE (1968), LE H£GArat (1973) und die Abstimmung nach dem Colloque in Lyon-Neuchätel (1975) klar definierte Ber- rıas ohne eine ausführliche Diskussion ın den betroffenen Working Groups der Internationalen Stratigraphischen Kommission erneut in ihrem Umfang zu verändern. Hinzu kommt, daß gerade das Ober-Berrias in seiner Gesamtheit eine wesentliche Rolle bei der Korrelation zwischen borealem und mediterranem Bereich zukommt und daß hierbei die Zone der F. boissieri (sensu LE HE£GARAT) eine der am meisten verwendeten Zonen des Berrias ist. Die soeben angesprochene Korrelation vom mediterranen Bereich in den borealen erfolgt am besten über die submedi- terranen und subborealen Gebiete des Kaukasus und der Rus- sıschen Plattform. Im nordöstlichen Kaukasus folgt über der Dalmasi-Subzone der Ocatanica-Zone eine Zone des Eu- thymiceras euthymi. Auch ım Standardprofil des Berrias in SE-Frankreich tritt Euthymiceras in der die Dalmasi-Sub- zone überlagernden Paramimounum-Subzone auf (LE H£GaA- RAT 1973). Wichtig ist nun, daß im Kaukasus in dieser Zone erstmals Rjasanites vorkommt (SacHaRrovV 1975, S. 69; 1976, S. 22). Das gibt uns die Möglichkeit, diese Zone mit den Schichten der untersten Rjasanstufe zu parallelisieren, welche ebenfalls Euthymiceras und erstmals Rjasanites sowie die letzten Vertreter der obervolgischen Gattung Garmniericeras lieferten (MEsEsHnIKoV et al. 1979, S. 77); die früher an der Basis angenommene Lücke kann, wenn sie überhaupt vor- England (G.S.London 1978/1980) Luxemburg I, Il Lyon-Neuchatel (1964, 1970) (1975) Valangin Valangin Pertransiens Paratollia Rjasan Berrias Runctoni Jacobi-/Grandis Portland Portland oder Wolga oder Tithon Tithon Gravesia Hybonotum Kimmeridge Kimmeridge Baylei-/Platynota Die derzeit verwendeten Stufen im Bereich der Jura-/Kreidegrenze (teils prov.) Tab. 2. Literatur-Quellen: UdSSR Frankreich (1972-1981) Valangin Undulatoplicatilis Gorodisce a Rjasan. Berrias Kaschpur Tithon Kimmeridge Amerika (1945-1981) (G.S.Fr.1971) Valangin Portland = Spalte 1 (Luxemburg I, II): MAUBEUGE (red.) 1964, 1970. Spalte 2 (Lyon-Neuchatel): Comit& d’Organisation s. u. FLANDRIN et al. 1975. Spalte 3 (England): Rawson et al. 1978, CoPE et al. 1980. Spalte 4 (UdSSR): verschiedene Autoren, z. B. SAKS etal. 1972, 1976, 1980, SAZANOVA & SAZANOV 1979 und ZAKHAROV (1981). Spalte 5 (Frankreich): MOUTERDE et al. 1971, ENAY et al. 1980. Spalte 6 (Amerika): verschiedene Autoren, z. B. A. LEANZA 1945, JELETZKY 1973, IMLAY 1980 und H. LE- ANZA 1981. handen ist, nur einen sehr kleinen Zeitabschnitt umfassen (?T. berriasensis-Subzone), da unter dieser Schicht ein Hori- zont liegt, der nur das obervolgische Garniericeras lieferte. — Die weitere Korrelation dieser Zone gelang bereits Casey et al. (1977, Tab. 2); ihr Pendant in England ist die Runctoni- Zone, in Sibirien und Grönland die Sibiricus-/Maynci-Zone. Im Submediterrangebiet folgt darüber die eigentliche Rja- sanites-Zone, deren Äquivalenz mit der Picteti-Zone des Me- diterrangebietes SAcHAROV (1975), MAKARJEvA (1979) und KvanTaLıanı & Lyssenko (1979) nachwiesen. Die Korrelation °) Während SURLYK (1978, Tab. 3) die Untergrenze der Buchia okensis-Zone an die Basis der Rjasanstufe gelegt hatte und der Au- tor ihm in der vorliegenden Arbeit dabei folgte (vgl. Tab. 1), leg- ten SURLYK & ZAKHAROV (1982, Tab. 3) diese Grenze an die Obergrenze der Ch. sibiricus-Zone. Daraus ergibt sich, daß die vom Verfasser ursprünglich vorgenommene Korrelation der Pra- etollia antiqua-Zone mit Buchia unschensis und B. terebratuloides mit der Ch. sibiricus-Zone (ZEıss 1979, Tab. 1) und damit mit dem untersten Rjasan doch zutrifft. Ob deshalb eventuell auch die Obergrenze der Buchia aff. okensis-/Substeneroceras-Zone im ostpazifischen Bereich höherzulegen ist, wie von SURLYK & ZAK- HAROV (]. c.) angedeutet, bedarf noch weiterer Untersuchungen, ist aber nicht auszuschließen. in das Subborealgebiet kann ohne Schwierigkeit erfolgen: dort treten Rjasanites und Euthymiceras zusammen mit Hectoroceras auf; darüber folgt die Hauptverbreitung von Rjasanites, ım unteren Abschnitt nur mit Euthymiceras als Mitläufer (MEsesHniKov et al. 1979). Für die weitere Korrelation ins boreale Gebiet erwiesen sich Funde der Gattung Hectoceras als besonders wichtig (Casey et al. 1977, Tab. 2). Bedeutsam ist auch das gehäufte Vorkommen der leitenden Buchien-Art B. okensis in dieser und der vorangegangenen Zone. Zusammen mit Pseudocra- spedites aff. anglicus ermöglicht sie die Brücke nach Kanada zu schlagen und auch in den westlichen USA die Äquivalente beider Zonen aufzuspüren.° Nach Imray & Jonss (1970) und JELETzky (1973) werden im westlichen Nordamerika die Schichten mit Buchia terebratu- loides und B. unschensis (vgl. S. 434) von solchen mit Buchia okensis und Buchia uncıtoides überlagert (Zone des N. sto- neyense). Diese enthalten jüngere Berriasellen, wie z. B. 2. aff. gallica, dazu Argentiniceras, Negreliceras und Neocos- moceras (vgl. Tab. 1). Diese Gattungen treten auch in der südamerikanischen Zone des Argentiniceras noduliferum und der des Spiticeras damesi auf. Das Vorkommen von Bu- 436 chia jasikovi und Buchia unicitoides in der Zone des Spitice- ras stoneyense („‚Berrias“) Kaliforniens zeigt schließlich an, daß diese Zone das gesamte Ober-Berrias umfassen dürfte und damit als ein Äquivalent der Rjasan-Stufe zu betrachten ist (vgl. a. ZAKHAROV 1981, Tab. 3). Beide Arten sind nämlich in der Russischen Plattform und in Sibirien kennzeichnend für den oberen Abschnitt der Rjasanstufe oberhalb der Zone der Buchia okensis. — Die Korrelation der höheren Zonen der Rjasanstufe ist vor allen mit Hilfe der Gattungen Surites und Peregrinoceras möglich (Saxs et al. 1976, 1980; SazONOVA 1977; Casey et al. 1977). - Eine direkte Korrelation vom sub- borealen zum submediterranen Bereich ist nur bedingt gege- ben. In der Russischen Plattform folgt über der Zone des Rja- sanites rjasanensis die Zone des Surites spasskensis und des Euthymiceras transfigurabilis, in welcher auch Rjasanıtes und Externiceras gefunden wurde (MESEZHNIKOV etal., 1979, S. 77). Hinweise für eine Parallelisierungsmöglichkeit geben vereinzelte Funde von Suriten im Kaukasus (SazanovaA 1977, S. 16 ex GRIGORIEVA 1938; SACHAROV 1976; Luprov et al. 1975, 1979; PROZOROVSKAJA & ProZorovskı) 1979, S. 174). Beson- ders die von SAzANOVA zitierte Fauna aus dem nordwestlichen Kaukasus ist interessant, denn hier findet sıch Surites zu- sammen mit Euthymiceras und spärlichen Rjasanıten über ei- nem Horizont mit Rjasanites maikopensis (= Rjasanites rja- sanensis fide KuınsHiasuviLı 1976). Die Verhältnisse sind also denen der Russischen Plattform sehr ähnlich. Im nordöstli- chen Kaukasus gibt SACHARov (1975, 1976), über dem Haupt- vorkommen von Rjasanites rjasanensis und Fanriella boissie- ri, in höheren Schichten Funde von Rj. ryasanensis, Fauriella boissieri und selten Surites cf. spasskensis und B. callisto an. Auch dieser Horizont dürfte der Spasskensis-/Transfigurabi- lıs-Zone entsprechen. Höheres Berriasien ist nach den Unter- suchungen von MakarJEvA (1979) kaum vorhanden, da die Calpionellen-Zone D 3 fehlt, die diesen Zeitabschnitt belegen könnte. Ob das von Lurrov et al. (1979) als Surites abgebil- dete Exemplar wirklich zu dieser Gattung gehört, erscheint fraglich. Nach Lurrov et al. (1975) wurde es zusammen mit Rjasanıtes und Euthymiceras cf. transfigurabilis gefunden; allerdings reicht Rjasanites noch höher hinauf. In etwa dürfte dieser Fundkomplex der Rjasanensis-/Spasskensis-Zone der Russischen Plattform äquivalent sein. Die unterlagernde Schicht mit Euthymiceras transcaspins und En. cf. euthymi sowie Dalmasiceras ist mit der Paramimounum- und möglı- cherweise auch noch mit der Dalmasi-Subzone gleichzuset- zen. Auch aus dem südlich anschließenden Kopet-Dag wurde Surites bekannt gemacht (ProzoRoVsKAJA & ProZoROvsKI] 1979); die als Begleitfauna mitgeteilten Ammoniten und Bu- chien sprechen für einen Zeitraum Paramimounum-/Euthy- mi-Zone bis Surites tzıkwinianus-Zone einschließlich. Eine detailliertere Aufsammlung und Dokumentation dieser inter- essanten Fauna wäre sehr wünschenswert. Insbesondere sollte nach weiteren mediterranen Elementen, einschließlich Calpionellen, Ausschau gehalten werden. Damit sind die Möglichkeiten einer direkten Korrelation zwischen dem subborealen und submediterranen Bereich er- schöpft. Die Verhältnisse an der Grenze Berrias/Valangin darzustellen kann nicht mehr Aufgabe dieser Studie sein. Es sei nur der Vollständigkeit halber auf die diesbezüglichen neuesten Untersuchungen von BUsnarDo et al. (1979), Casey et al. (1977), HOEDEMAKER (1982a, b), KEMPER et al. (1981), THıeuLoY (1977), WIEDMANN (1980a) und Zeıss (1979) hinge- wiesen. Insgesamt läßt sich feststellen, daß sich die Korrelation des obersten Tithon und ‚‚Berrias‘“ Amerikas mit dem mediterra- nen Berrias und der subborealen Ober-Wolga- und Rjasan- stufe gut begründen läßt. Die Korrelation ist in diesem Zeit- abschnitt der Erdgeschichten mit starken Regressionen und damit verbundener starker Provenzialisierung der Ammoni- tenfaunen nur möglich, wenn man einerseits alle zur Verfü- gung stehenden leitenden Organismengruppen heranzieht, andererseits sein besonderes Augenmerk auf diejenigen Ge- biete richtet, wo sich Faunen verschiedener Provinzen über- schneiden. In dieser Hinsicht kommt dem Westrand Nord- amerikas und dem Kaukasus und anschließenden Gebieten eine ganz besondere Bedeutung zu. Der weiteren Erfor- schung gerade dieser Gebiete sollte in Zukunft besondere Aufmerksamkeit gewidmet werden. SCHRIETENVERZEICHNIS ALLEMANN, F., CATALANO, R., FARES, F. & REMANE, ]J. (1971): Standard Calpionellid Zonation (Upper Tithonian-Valangı- nian) of the Western Mediterranean Province. — Proc. II Planct. Conf. Roma 1970, 1337-1340, 1 Tab., Roma. — — & GRÜN, W. & WIEDMANN, J. (1975): The Berriasian of Car- vaca (Prov. of Murcia) in the subbetic zone of Spain and its importance for defining this stage and the Jurassic/Cretaceous boundary. - Mem. B. R. G. M., 86, 14-22, 3 Tab., Lyon. ARKELL, W. J. (1935): The Portland Beds of the Dorset Mainland. — Proc. Geol. Assoc., 46, 301-347, London. — — (1946): Standard of the European Jurassic. — Bull. geol. Soc. Amer., 57, 1-34, New York. BARTHEL, K. W. (1962): Zur Ammonitenfauna und Stratigraphie der Neuburger Braunkalke. — Abh. Bayer. Akad. Wiss., Math.- naturw. Kl., N. F. 105, 1-30, 5 Taf., 4 Abb., München. — — (1975): The Neuburg area (Bavaria, Germany) as a prospective reference region for the middle Tithonian. - Mem. BRGM, 86, 332-336, 2 Tab., Lyon. BUSNARDO, R., THIEULOY, J. P., MOULLADE, M. et alii (1979): Hy- postratotype mesogeen de l’etage Valanginien. — Stratot. Frang., 6, 141 S., Parıs. CALLOMON, J. H. & BIRKELUND, T. (1982): The ammonite Zones of the Boreal Volgian (Upper Jurassic) in East Greenland. — Proc. 3rd Intern. Symp. Arct. Geol., Mem. Can. Soc. Petrol. Geol., 8, (in press). CAsEY, R. (1967): The position of the Middle Volgian in the English Jurassic. - Proc. Geol. Soc. London, 1967, 128-133, London. — — (1973): The ammonite succession at the Jurassic-Cretaceous boundary in eastern England. — Geol. Spec. Iss., 5, 193-266, 6 Abb., Taf. 1-10, Liverpool. — — etal. (1977): Sopostavlenie pograniönych otlozenij jury ı mela Anglii, Russkoj platformy, pripoljarnogo Urala ı Sibiri. - Izv. Akad. Nauk SSSR, Ser. Geol., 1977/7, 14-33, Moskva. COoPE, J. C. W. (1967): The Paleontology and Stratigraphy of the Lower part of the Upper Kimmeridge Clay of Dorset. - Bull. Brit. Mus. (Natur. Hist.) Geol., 15, 79 S., 33 Taf., London. — — (1978): The ammonite faunas and stratigraphy of the upper part of the Upper Kimmeridge Clay of Dorset. — Palaeontol., 21, 469-533, Taf. 45-56, London. — — etal. (1980): Jurassic. Part two. - Geol. Soc., Spec. Rep., 15, 109 S., London. DORHÖFER, G. & NORRIS, G. (1977): Palynostratigraphische Bei- träge zur Korrelierung jurassisch-kretazischer Grenzschich- ten in Deutschland und England. - N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 153, 50-69, 2 Abb., Stuttgart. DRUSHTCHITZ, V. V. (1975): The Berriasian of the Crimea and its stratigraphical relations. -— Mem. BRGM, 86, 337-341, 2 Abb., 1 Tab., Paris. — — & GORBATSCHIK, T. N. (1979): Zonengliederung der Unteren Kreide der südlichen UdSSR nach Ammoniten und Foramini- feren. — Intern. Union Geol. Sci., Ser. A, 6, 107-116, Stutt- gart. ENAY, R. (1972): Paleogeographie des Ammonites du Jurassique Terminal (Tithonique/Volgien/Portlandien S. L.) et Mobilite Continentale. —- Geobios, 5/4, 355-407, 13 Abb., Lyon. — — (1976): Faunes anatoliennes (Ammonitina, Jurassique) et do- maine biogeographiques Nord et Sud Tethysiens. — Bull. Soc. Geol. Fr. (7), 18, 533-341, Paris. — — & GEYSSANT, J. R. (1975): Faunes tithoniques des chaines be- tiques (Espagne meridionale).- Mem. B.R.G.M., 86, 38-55, 4 Abb., Lyon. — — etal. (1980): Synthese paleogeographique du Jurassique Fran- gais. - Docum. Lab. Geol. Lyon, H. S., 5, 210 S., 42 Taf., Lyon. FLANDRIN, J. (1975): Discussion generale preliminaire au depöt des motions. -— Mem. BRGM, 86, 385-393, Paris. FREBOLD, H. & TippEr, H. W. (1970): Status of the Jurassic in the Canadien Cordillera of British Columbia, Alberta, and sou- thern Yukon. — Can. Journ. of Earth Scı., 7/1, 1-21, 9 Abb., 1 Tab. GERASSIMOV, P. A. (1969): Verchnij podjarus volzskogo jarusa zen- tralnoj Castı russkoj platformy. — Akad. Nauk. SSSR, Minist. Geol. SSSR, Mezved. stratigr. Kom., 1-144, 2 Tab., Moskva. — — etal. (1975): Correlation of the Volgian, Portlandian and Ti- thonian stages. - Mem. BRGM, 86, 117-121, Paris. — — & MIKHAILOV, N. P. (1966): Volgian stage and the geostrati- graphical scale for the Upper series of the Jurassic system. — Izv. Akad. Nauk SSSR, Ser. geol., 1966, 118-138, Moskva. GEYSSANT, J. (1979): Evolution, Systematique et Dimorphisme d’un nouveau genre d’Ammonite: Baeticoceras. — Palaeontogr., 166 A, 1-36, Taf. 14, Stuttgart. HOEDEMAKER, PH. (1981): The Jurassic-Cretaceous Boundary near Miravetes (Caravaca, SE Spain); Arguments for its position at the base of the Occitanica Zone. - Cuad. Geol., 10, 235-247, Granada. — — (1982): Ammonite biostratigraphy of the uppermost Titho- nian, Berriasian, and Lower Valanginian alongRio Argos (Ca- ravaca, SE spain). — Scripta Geol., 65, 81 S., 6 Taf., 4 Tab., Leiden (1982). — — (1982): Reconsideration of the stratigraphic position of the boundary between the Berriasian and the Nemausian (= Va- langinian sensu stricto). — 21 S., Leiden (MS) (1982 b). Housa, V. (1975): Geology and paleontology of the Stramberg Li- mestone (upper Tithonian) and the associated Cretaceous beds. - Mem. BRGM, 86, 342-349, Paris. ImLAy, R. W. (1980): Jurassic paleobiogeography of the Contermi- nous United States in its Continental Setting. — Geol. Surv., Prof. Pp., 1062, 134 S., 34 Abb., 1 Tab., Washington, D. C. — — &JoNnss, D. L. (1970): Ammonites from the Buchia Zones in Northwestern California and Southwestern Oregon. - Geol. Surv. Prof. Pp., 647-B, 1-59, 6 Abb., 2 Tab., Taf. 1-15, Washington. Ivanov, A.N. (1979): O snacenii rasresa u s. Glebogo (Jaroslavskoe povolz’e) dlja isucenija srednego pod’jarusa Volzskogo jarusa 1 o resultatach revisii vida Laugeites stschurovskii (Nititin). — Ex: Verchn. jura i Graniz. mel. sist., 49-54, Novosibirsk. JELETZKY, J. A. (1965): Late Upper Jurassic and early Lower Creta- ceous fossil zones ofthe Canadian Western Cordillera, British Columbia. - Geol. Surv. Can. Bull. 103, 70 S., 22 Taf., Ot- tawa. — — (1970): Cretaceous Macrofaunas in: Geol. & Econ. Min. of Canada, No. 1, 5th ed., 649-658, Ottawa. — — (1973): Biochronology of the marine boreal latest Jurassic, Berriasian and Valangian in Canada. — Geol. Journ. Spec. Iss. 5, 41-80, 3 Abb., Taf. 1-7, Liverpool. 437 — — (1975): Biochronology of Jurassic-Cretaceous transition bed in Canada, the present status. -Mem. BRGM, 86, 122, Paris. — — (1979): Eurasian Craspeditid genera Temnoptychites and Tol- lia in the Lower Valanginian of Sverdrup Basin, district of Franklin. - Geol. Surv. Canada, Bull., 299, 87 S., Ottawa. — — (1982): Jurassic-Cretaceous boundary Beds of western and arctic Canada and the Tithonian-Berriasian Boundary in the Boreal Realm. - J. Paleont., 56/2, Suppl., 13-14, Tulsa. (Ab- stract). KEMPER, E. (1981): Ammonites of Tethyan ancestry in the early Lo- wer Cretaceous of North-West Europe. — Paleontol., 24, 251-311, Taf. 3447, London. KHIMSIASVILI, N. G. (1976): Ammonidei titony ı berriasia Kavkaza. - Inst. Paleobiol. A. N. GSSR, 180 S., 25 Taf., Tbilisi. KUTEK, J. & WIERZBOWSKI, A. (1979): Lower to Middle Tithonian ammonite succession at Rogoznik in the Pieniny Klippen Belt. — Acta Geol. Polon., 29, 195-205, Warszawa. — — &Zeiıss, A. (1974): Tithonian-Volgian ammonites from Brzo- stöwka near Tomaszöw Mazowiecki, Central Poland. - Acta Geol. Polon., 24, 505-542, 32 Taf., Warszawa. KVANTALIANI, I. V. & LYSsENKO, N. 1. (1979): K voprosy zonal- nogo rasclenenija Berriasa Kryma. - Bull. Acad. Sci. Georg. SSR, 94, 629-632, Tbilisi. LEANZA, A. F. (1945): Ammonites del Jurassico superior y del Cretä- ceo inferor de la Sierra Azul, en la parte meridional de la pro- vincia de Mendoza. - Ann. Mus. La Plata, N. S. Paleont. 6, 99 S., 23 Taf., La Plata. LEANZA, H. (1980): The Lower and Middle Tithonian Ammonite Fauna from Cerro Lotena, Province of Neuquen, Argentina. — Zitteliana, 5, 3-49, 9 Taf., München. — — (1981): Faunas de Ammonites del Jurassico superior y del Cretacico inferior de America del Sur. Con especial considera- cion de la Argentina. - Cuenc. sed. Juras. Cret. Amer. Sur, 2, 559-597, 7 Taf., Buenos Aires. — — & WIEDMANN, J. (1980): Ammoniten des Valangin und Hau- terive (Unterkreide) von Neuquen und Mendoza, Argentini- en. — Ecolog. Geol. Helv., 73, 941-981, 8 Taf., Basel. LE HEGARAT, G. (1973): Le Berriasien du Sud-Est de la France. — Doc. Lab. Geol. Fac. Sci. Lyon, 43, 1-576, 70 Abb.,29 Tab., Taf. 1-55, Lyon. — — & REMANE, ]. (1968): Tithonique superieur et Berriasien de la bordure cevenole, correlation des Ammonites et des Calpio- nelles. - Geobios, 1, 7-71, 16 Tab., Taf. 1-10, Lyon. Luppov, N. P. et al. (1975): Le Berriasien du Manguychlak comme lien entre le Berriasien du domaine mediterraneen et celui du domaine boreal. - Mem. BRGM, 86, 129-134, 1 Tab., Paris. — — (1979): Paleontologiceskoe obosnovanie sopostavleni ja Ber- riasia i valanzina Mangyschlaka, jugo-vosto&noj Franzii, se- vera FRG i russkoj platformy. — ex: Verchn. Jura i Graniz. mel. sist., 159-168, 3 Taf., Novosibirsk. MAKARJEVA, S. F. (1979): Mezozojskie Tintinnidy svernogo Kav- kaza i graniza jurskoj i melovoj sistem. — ex: Verchn. Jura i Graniz. mel. sist., 168-171, 1 Tab., Novosibirsk. MAREK, $. & RACZYNskA, A. (1979): Paläogeographie der Unter- kreide des nordpolnischen Beckens. - In: Aspekte der Kreide Europas. — JUGS Series A, 6, 447-462, Stuttgart. MAUBEUGE, P. L. (1964): Resolutions du Colloque. — Coll. Jurass. Luxembourg 1962, Publ. Instr. Gr.-Ducal, Sect. Sci. Nat. etc., 77-80, Luxembourg. — — (1970): Resolutions du deuxieme Colloque International du Jurassique. — Coll. Jurass. Luxembourg 1967, Publ. Mus. Hist. Nat., $S. 38, Luxembourg. MESEZHNIKOV, M. S. etal. (1979): Stratigrafija rjasanskogo gorizonta nar. Oke. -ex: Verchn. Jura i Graniz. mel. sist., 71-81, No- vosibirsk. — — (1982): Titonskij (Volzskij) jarus. - in: Zony jurskoj sistemy v SSSr. — Mezved. strat. kom. SSSR, Trud., 10, 120-146, Tab. 15-20, Leningrad. MOUTERDE, R. et al. (1971): Les Zones du Jurassique en France. — C.-R. somm. seanc. Soc. Ge£ol. Fr., 1971/6, 1-27, Paris. OLoRIZ, F. (1978): Kimmeridgian-Tithonian inferior en sel sector central de las Cordilleras Beticas (Zona Subbetica), Paleonto- logıa, Biostratigrafia. - Tes. doct. Univ. Granada., 84, 759 S., 59 Taf., Granada. 438 — — & TavEra, J. M. (1979): El Tithonico en la zona Subbetica. Cuad. Geol. 10, 489-508, 4 Figs., Granada. Pavıov, A. (1896): On the classification of the strata between the Kimmeridgian and Aptian. - Quart. J. Geol. Soc. London 52, 542-555, 1 Tab., Taf. 1, London. POZARISKAJA, G. F. (1971): Berriaskie i niznevalanzinskie Aucelly russkoj platformy. — Trud. VNIGNI, 110, 111-160, 1 Abb., 1 Tab., Taf. 27-35, Moskva. PROZOROVSKAJA, E. L. & PROZOROVSKIJ, V. A. (1979): Graniza jurskoj i melovoj sistem v zapadnoj Casti srednej Azii. - ex: Verchn. Jura i Graniz. mel sist., 171-180, Novosibirsk. RAwsoN, P. et al. (1978): Createous. — Geol. Soc., Spec. Rep., 9, 70 S., London. SACHAROV, A. 5. (1975): Reference section of the north-eastern Cau- causus Berriasian. - Mem. BRGM, 86, 68-76, 2 Tab., Lyon. — — (1976): Operny razrez Berriasia severo-vostoönogo Kavkaza. -Izv. Akad. Nauk SSSR, Ser. geol., 1976, 38-46, Moskva. Saks, V. N. Edit. (1972): The Jurassic-Cretaceous boundary and the Berriasian stage in the Boreal Realm. — Israel Progr. Scı. Transl., 345 S., 46 Taf., Jerusalem. — — et al. (1976): Stratigrafija jurskoj sistemy severa SSSR. — 436 S., 10 Abb., 14 Tab., 37 Taf., Moskva. — — (1980): Modern concepts on the development of faunal and zonal stratigraphy of the Jurassic and the Neocomian of the Boreal realm. - Geol. & Geophys., 1980, 9-26, Novosibirsk. SAPUNOV, I. (1979): Ammonoidea. — Foss. Bulg., IIV3, 243 S., 49 Taf., Sofia. — — (1977): Ammonite Stratigraphy of the Upper Jurassic in Bul- garia. IV. Tithonian: Substages, Zones and Subzones. - Geol. Balc., 7/2, 43-64, Sofia. SAZANOVA, I. G. (1977): Ammonity pograniönych sloev jurskoj i melovoj sistem russkoj platformy.-Trud. VNIGNTI, 185, 1-96, 10 Abb., Taf. 1-24, Moskva. — — & Sazanov, N. T. (1979): The Jurassic-Cretaceous Boun- dary in the East European Platform. - Intern. Un. Geol. Scı. (A), 6, 487494, 1 Tab., Stuttgart. — — & Sasanov, (1982): Berriasian paleozoogeographic zonation ofthe European subboreal and submediterranean realms. —2. Kreide Symposium München, S. 74 (Abstract), München. SPATH, L. F. (1936): The Upper Jurassic Invertebrate Faunas of Cape Leslie, Milne Land. II. - Medd. Grönland, 99/3, 180 S., 50 Taf., Köbenhavn. — — (1950): A new Tithonian Ammonoid Fauna from Kurdistan, Northern Iraq. — Bull. Brit. Mus. (Nat. Hist.), Geol. 1/4, 96-137, Taf. 6-10, London. — — (1952): Additional observations on the invertebrates of the Ju- rassicand Creataceous of East Greenland. - Medd. Grönland, 133/4, 40 S., 4 Taf., Kabenhavn. SURLYK, F. (1978): Submarine fan sedimentation along fault scarps on tilted fault blocks (Jurassic-Cretaceous boundary, East Greenland). - Grönland Geol. Unders., Bull., 128, S. 1-108, Taf. 1-9, Köbenhavn. — — &ZAKHAROV, V. A. (1982): Buchiid bivalves from the Upper Jurassic and Lower Cretaceous of East Greenland. — Paleon- tol., 25, 727-753, Taf. 72-75, London. TAVERA, J. M. (1979): El Transito Jurassico-Cretacico en la Zona Subbetica. - Cuad. Geol., 10, 509-511, Granada. THIEULOY, J.-P. (1977): Les ammonites bor&ales des formations Neocomiennes du sud-est Frangais (province submediterra- neenne). — Geobios, 10, 395—461, 3 Abb., Taf. 1-9, Lyon. TOWNSON, W. G. & WIMBLEDON, W. A. (1979): The Portlandian strata of the Bas Boulonnais, France. - Proc. Geol. Ass., 90, 81-92. VERMA, H. & WESTERMANN, G.E. (1973): The Tithonian (Jurassic) Ammonite Fauna and Stratigraphy of Sierra Catorce, San Luis Potosi, Mexico. — Bull. Amer. Pal., 63, 107-314, 32 Abb., Taf. 22-56, Ithaca. WIEDMANN, J. (1974): Die Jura-/Kreide-Grenze: Prioritäten, Dia- strophen oder Faunenwende. -— Mem. BRGM, 75, 333-338, 3 Abb., Lyon. — — (1980): Ellinite Jurassico-Cretacico: Problemas y Soluciones. — Actas II Congr. Argent. Pal. y Biostrat. y I Congreso Lati- noam. Pal., 103-120, Buenos Aires 1978 (1980 a). — — (1980): Paläogeographie und Stratigraphie im Grenzbereich Jura/Kreide Südamerikas. - Münster. Forsch. Geol. Paläont. 51, 27-61, 9 Abb., Tab. 1A-1C, Münster (1980 b). WIMBLEDON, W. A. & COPE, J. C. W. (1978): The ammonite faunas of the English Portland Beds and the zones of the Portlandian Stage. - Geol. Soc., 135, (2), 183-190, 2 Abb., 3 Taf., Lon- don. ZAKHAROV, V. A. (1981): Buchidy i biostratigrafija borealnoj verch- nej Jury ineokoma. - Trud. Akad. Nauk SSSR, Sib, otd., 458, 268 S., 60 Taf., Moskva. Zeıss, A. (1965): Gliederung und Grenzen des Oberen Jura in Euro- pa. — Carp. - Balk. Geol. Ass., VII Congr., Rep. II, 1., S. 107-113, Sofia. — — (1968): Untersuchungen zur Paläontologie der Cephalopoden des Unter-Tithon der Südlichen Frankenalb. — Abh. Bayer. Aka. Wiss., math.-naturwiss. Kl., N. F. 132, 190 S., 27 Taf., München. — — (1974): K voprosy o znalenii srednej Evropy dlja vyjasnenija nekotorych problem stratigrafii verchnej jury. — ex: Vopr. stratigr. verch. Jury. — 77-87, Moskva. — — (1977): Some ammonites of the Klentnice beds (Upper Titho- nian) and remarks on correlation problems of the Upper Ju- rassic. — Acta geol. Pol., 27/3, 371-386, 3 Taf., Warszawa (1977 a). — — (1977): Stratigraphie. - In: Stud. Inform. u. Forsch. Ber. Inst. f. Paläontol., 62-64, Erlangen (1977). — — (1978): Report on the Jurassic-Cretaceous boundary pro- blem. — Newsl. Subcomm. Cret. Stratigr., 9, 3-6, Copenha- gen 1978. — — (1979): Problema korrelazii v verchnej jure i nekotorye soo- brazenija o granize jury i mela. — ex: Verchn. Jura i Graniz. mel. sist., 14-28, 1 Tab., Novosibirsk. | Zilina | ww | 439-446 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 439 The Berriasian of the European realm JOHANNA G. SASONOVA & NIKOLAY T. SASONOV*) With 2 tables ABSTRACT In general stratigraphic scheme (table 1) the Tithonian is ac- cepted as the uppermost Jurassic stage and the Berriasian as the lowermost Cretaceous unit. They correspond in the terms of absolute chronology to the interval between 144-131 m. y. B. P.; the Lower Berriasian boundary is dated as 137 m. y. B. P. During these ages there are identified 6 sedimentary cycles on the Russian Plain as the effect of alterating transgressions and regressions (29), which considerably influenced ecogene- sis. Changes of cycles signified new phases of faunal phyloge- nesis. The intervals between sedimentary cycles had different duration. KURZFASSUNG Es wird ein Überblick über den heutigen Stand der biostra- tigraphischen Gliederung der Jura-Kreide-Grenze der sub- borealen Provinzen Europas mittels Ammoniten, Belemni- ten, Buchia, Foraminiferen und Tintinniden gegeben. Die Jura-Kreide-Grenze wird an die Oberkante nikitini-, oppres- sum-, giganteus- und variabılis-Zonen gelegt. Die Gorodi- schium Stufe (= Unter-Wolga) entspricht dem Tithon, die Kashpurium Stufe (= Ober-Wolga) den grandis- und occı- tanıca-(pars)-Zonen des Berrias. Das Ober-Berrias wird als Äquivalent des Ryazan angesehen und entspricht den boissie- rı- und (?) Teilen der occitanica-Zonen. In der anglo-grönländischen Provinz stimmt das Unter- Berrias mit der subcraspedites-Zone überein. Das Ober-Ber- rias wird dem Ryazan gleichgesetzt und umfaßt die runctoni-, kochi-, icenii-, stenomphalus-, und albidum-Zonen. Das Va- langinium setzt mit dem ersten Auftreten von Platylenticeras und Menjaites ein. INTRODUCTION An up-to date account of the phylogenetic stages of ammo- nites, belemnites, Buchia, foraminifera and tintinnids at the Jurassic-Cretaceous boundary of the European Subboreal Provinces is given. The Upper Jurassic boundary is fixed at the top of nikitini, oppressus, giganteus, variabilis zones. The Gorodishchian stage is correlated with the Tithonian. The Kashpurian stage is synchronous with grandis and occitanica (pars) zones. The Upper Berriasian is established as equiva- *) J. G. SASONOVA, N. T. SAsONOV, Asovskaja 25/22-korp. 2, kv. 100, Moscow 113452, USSR. lent to the Ryazanian stage and corresponds to boissieri-(?)oc- citanica (pars) zones. In the Anglo-Greenland Province the Lower Berriasian corresponds to the zone with Subcraspedi- tes; the Upper Berriasian is distinguished as the Ryazanian stage composing runctoni, kocht, icenü, stenomphalus, albi- dum zones. The Valanginian begins with the first occurence of Platylenticeras and Menjaites. 440 PALAEOBIOGEOGRAPHICAL ZONATION RECOMMENDED FOR THE BERRIASIAN The European Subboreal Realm includes the Russian Subboreal seas were shallow. The depths up to 50 m occu- (without Prechernomorskaya depression), Polish, Anglo- pied 50%, to 100 m-20%, from 100 t0 200 m-15% of their Greenland Provinces, the latter being adjointed from the east total water surface; 5% was occupied by lagoons, fresh-water by the North Siberian Province. The Russian Province is di- lakes and low accumulative plains. The continental Purbeck- vided into the Pechora, Volga, Dneper-Donetsk and Preca- type deposits are known in Dneper-Donetsk subprovince, in spian subprovinces. The Volga subprovince includes Moscow Dobrudgian depression, on Busginsk and Sarpinsk-Tengu- bay. The Precaspian basin was connected with Mangyshlak tinsk paleoplains in the west of Precaspian subprovince (30). Sea through the South Embian strait. The Submediterranean Purbeck facies are known in the central part of Polish pro- Province includes Mangyshlak, North Caucasian, Crimea- vince (table 1). In terms of geochronology, their sedimenta- Carpathian (with Dobrudgian intercontinental bay), Middle tion lasted from one to four chrons, the deposits being formed Europian and South European subprovinces. in identical facıal conditions. The Subboreal and Mediterra- Subboreal provinces Submediterranean province e H East European Northern NW-Europe DI SENSE ILENEOBEAN: v i i = ‚ Ro a Platform (I) Siberia (II) England Greenland CarPatHIEnwesbproyincee m a u fr} 7} a & v v ® Zones je Zones je Zones [a] Zones 3 3 3 u u num u 5 Pseudogarnieria undulato- mzollJarEoLliez o ReUZEnEIEE TE aut wm |Kilianella roubaudiana E|Neotollia klimovski- £ |heteropleurum nam [2 9:4 |plicatilis and Menjaites o n] an In AS mpercepkus „lensis and Menjaites „4 |Tolypeceras Saon Alm = Kranstens En a S . Zone © |marcousianum 22383 3 EB TECSEAS DEEEEN! | FERFEEEFEEFFEEFEREFEEETEELELEEELN „|Surites (Bogoslovskia) B k Peregrinoceras albidum 7 Fauriella boissieri = 2 RR simplex ee 5, |Bojarkia stenomphalus Berriasella callisto and m ® Surites spasskensis Caseyiceras analogus 7 [Surites(Lynnia)icenii Picteticeras picteti Zanes s FR Hectoroce- | Riasanites m ie 514 |ul|ras ex gr. | rjasanensis „|Hectoroceras kochi & Hectoroceras kochi u Malbosiceras malbosi F g = |kochi s.str.Subzone |-4 - ® @| 5 |£ |subzone | _sE Platform _1H 5 - = ul&|& |NE Plat- R.maikopensis 2 Chetaites = 4 °|%|u 5 |form „7 and Euthymice- {7} sibiricus 8 Praetollia (Runc- o 8 & & nn “ ras euthymi Sub- = Chetaites S |tonia) runctoni Ei E & zone SE Platform = chetae 3 a R en s|S ME [8] KEN T. kaschpuricus | ® =! Subcraspedites je »| A |Dalmasiceras dalmasi Subzone u SSaL [and cc. nodiger 2 zn @ | (Volgidiscus) nesel Pr a u 3293 |[Subzane 0 Ex Taimyroceras R lamplughi ou A N |Tirnovella occitanica = ei 8 Ri Re S A ERREE a ao 2 taimyrense & ä m H Berriasella privasensis Zanme A FE al"lo c |Suberaspedites za ir [x Dun nn Garniericeras A = i] preplicomphalus At DIS LM 88 |subelypeiforme | © 28 u u. on n c, subditus u ic 2 ei in vo a|ıc % Zah o u Sl mimurocerae u |Suberaspedites a se Pseudosubplanites grandis = u “ Han] 6 lalR| Y = | (Swinnertonia) 3>@ P. euxinus Zone os Hi . catenulatum ula|=® originalis ® Ser a] 3 a Subzone SH S map. = a 2 cC. okensis “m Olpe v 82 Szene # C. okensis ® 2 pm 5 ° u [) Praechetaites ef Kachpurites fulgens Sortzue ä ß ’ Paracraspedites E Berriasella jacobi = © | Epivirgatites nikitini Laugeites groenlandicus = Titanites giganteus Delphinella delphinensis CuR- A V. rosonovi and Dorsoplanites sachsi = =} h = als DATE v. virgatus Taimyrosphinctes 3 |Glaucolithites gorei S, ® a C ee Subzone excentricus “ Paraulacosphinctes| 4 % a > | ; Re 2 R Sl 8 : E ren Dorsoplanites maximus A Progalbanites albani EransiTorzus S & A = ar v 4 Bu 2: re Bo Dorsoplanites Ve ED Pseudovirgatites 2 5 o alu| so «<< Z. zarajskensis re Ha je BI Subzan ilovaiskii Pavlovia rotunda scruposus Eee » >S|2|a5n0 — Br en = g Du a Pavlovia pavlovi Zaraiskites ex gr 5 Bi v Kos un and Z. scythicus Pavlovia latriensis Pavlovia pallasioides hi ; 8 HH S En 880 88 | subzone „j|lseehäeus z66| | B = — e s ne ponti E] 3 v Eu fallauxi 3 [71 a ‚aulElowadskyarı er re ca Ri ä “ I.pseudoscythicus Pectinatites pectinatus ei Pectinatites x Pseudolissoceras Fantzörne Mm B Subzone = P. lideri Zane ü |pectinatus & |bavaricum BulS 5 a ® Danubisphinctes 7 a < > Al ne 15 palatinum, u" 5 Fi 43 3 Llowaiskya spp. R gie ei) Franconites vimineus B A|& en N larkellites hudlestoni Usseliceras Ion Kalte! & 2 ER en: 8 parvinodosum 82 WE m Ri I. sokolovi en ee > |Virgatosphinctoides Dorsoplanitoides | % % $ : ul Subzone r ee wheatleyensis triplicatus 5 R [85 g € es Virgatosphinctoides Usseliceras ads [E scitulus tagmersheimense ar; 3 Ft Gravesia gravesiana and Gravesia gravesiana s.l. = H | Gravesia gravesiana = ee TG Se G. gigas; England: Pecti- Hybonoticeras hybonotum and g I. klimovi Zone (pars) Z SepbncCocerassnagnus natites elegans and Gra- Glochiceras lithographicum vesia spp. Zones Zones Tablel. Correlation of the stratigraphic schemes of the European Subboreal and Submediterranean Juras- sic-Cretaceous boundary beds. Comp.:1:(1,3, 8,18, 19, 29, 30, 31, 32, 35), II: (3, 4, 9, 26, 28, 31, 32), III: (3, 5, 24, 26, 31, 33, 34), IV: (5, 21,.31,.32, 33,34). nean realms enjoyed different geological history and biocoe- nosis evolution. Only two stratigraphic levels of these realms may be considered as isochronous. These are the base of the Tithonian and Gorodischian stages and the base of the Va- langinian. Allother zones oftherealms have arelative correla- tion. It casts doubt on the expedience to apply the Tethyan stratigrathic scheme to the Subboreal Realm. It seems much better to use provisional names of stages and zones instead. We follow Lurpov’s oppinion (22 p. 14) thatthe general stra- tigraphic scheme should be used not as a universal chart but only as a standart for correlation. Janshın has shown (22, p- 15) a provisional nature of the west European stages, their stratigraphic inter-connections being extremely intricate. Thus, the vicious circle is arısen: on the one hand, such an in- tricate character of the West European subdivisions prevents their usage by soviet geologists and on the other hand, the de- nial of an independant provisional scheme deprives geologists of an opportunity to make a stratigraphic scheme larger than regional. JANSHIN stresses the absurdity of such situation. Ac- cording to RUZENTSEv & BOGosLovsKAJA (27) the present state of knowledge does not permit universal correlation. We would like to point out that the Sth session of the Geological Congress (1900) has determined a stage as a unit of provisional significance. That congress recommended to name stages after geographical places from where they had been originally des- cribed. It was also mentioned at that congress that in different countries zones would not be coincident (12, p. 134). It is also remarkable that the name “Tithonian” has never been applied in geological practise to the Subboreal Realm and the Berria- sian in the Anglo-Greenland Province is usually accepted as synchronous to the Ryazanian Stage of the Russian Province (table 1), composed of runctoni, kochı, icenii, stenomphalaus, albidum zones (3, 25). JansHın has shown and explained (10) the absence of coeval global transgressions and regressions. According to JansHINn they happened on the platforms at dif- ferenttimes and were caused by development of the continen- tal crust structures more then by eustatic fluctuations of the ocean level. Nikırın and TCHERNISHOV (21) noted that from the evolutionary point of view a stratigraphic gap in one place must correspond to contineous sediments in the other. All these studies show, that coeval epicontinental basins of diffe- rent paleogeographical realms were completely or partly iso- lated. The basins had different duration of existance, which averaged one - two phases, (i. e. 0,25-0,50 m. y. in absolute dating). Naıpın et al. (17) had shown on the diagrams for each of Cretaceous age and phase the absence of coeval transgres- sions and regressions in different basins of the East European Platform. Conditions and rates of sedimentation were chan- ged more them once during those periods. Transgressions controlled the lithological composition of sediments and spasmodic changes of faunal phylogenesis. Borısjak (2) stres- ses that any evolutional process is a result of interaction bet- ween organısm and environment, the latter being a species — forming factor. RUZHENTSEV pointed out that the incoming of new ammonite species coincided with the epochs of maxi- mum transgressions and regressions. Changes of rhythms mark the zonal stratigraphic limits and changes of cycles co- respond to the boundaries of stages and substages (27). In pa- leobasins of different provinces the boundaries slide, i. e. they can be fixed on different chronostratigraphic levels. Rich ammonite assemblages intensively developed in paleobasins 441 with favourable hydrochemistry and oxygenous exchange while in basins with extreme conditions prevailed stunted or gigantic forms, whose evolution was accelerated or slackened; large taxons died out more rapidly and endemics had come into being. Discussion of which stage of the Boreal Realm is the Upper Jurassic and which one is the Lower Cretaceous has lasted for over a century. It has been concerned with the terminology of the boundary beds, their volume and syn- chronous zonal correlation. Three criteria exist for a chrono- stratigraphical subdivision: 1. incoming of new fauna; 2. its flourishing; 3. its extinction. For the Russian Province GERASIMOV and MicHAILOV (8) have established the ““Volgian stage”’ inthetop of Jurassic strata by uniting mechanically the previously distinguished Lower Volgian and Upper Volgian stages. According to the constructed by this authors scheme of ammonites phylogene- tic development during these ages, the critical points of the ammonites history response to the first criterion; they are known at the bases of panderi, virgatus, fulgens, rjasanensis zones. Atthese levels the evolution is interrupted by arevolu- tionary leap, followed by a qualitatively new phylogenetic phase. Thus, the scheme deprives its authors conclusions that it is expedient to unite the considered deposits into the one “Volgian stage”. Pavıov (24, p. 37) considered the name “Volgian stage” as invalid. He had written “if do not reject completely this unsteady term confusing our literature so much, it is nessesary at least to add author’s name and year, for example: Nıikırın’s Volgian stage of 1896 etc. Without it, it is impossible to understand what someone means while using names “Volgian deposits’”” or ““Volgian stages’’. NiKıtın poın- ted out (20, p. 277), that under the name “Lower and Upper Volgian stage” he always meant the terms of provisional signi- ficance; the Volgian deposits substitute in Russia the upper- most part of the Jurassic and the lowermost horizons of the Cretaceous period”. Nikıtin never used this name as an inde- pendant stratigraphic taxon. He supposed that the names “the Volgian deposits”, “the Upper and Lower Volgian stage” as any other scientific terms should be used strictly in the sense attached to them by their author. Or, in case they fail to cha- racterize distinctive groups of deposits, they should be exclu- ded from usage. The boundaries between chronostratigraphic units should be drawn by the incoming of new faunas. This point is stressed in all papers by paleontologists-evolutionists, who support materialistic dialectics. IYvanovA (9) supposed that the bases of organic kingdom history lay in coming of the new contrary to the extinction ofthe.old, as the old could con- tinue to exist for along time but could not prevent the deve- lopment of the new. Davırasnvirı (7) had shown that extinc- tion is a prolongated and uneven evolutionary process. We may add that it is considerably influenced by cosmic factors (by changing its velocity). Casey (3), Zeiss (34), SAsOoNOVA & Sasonov (31) and others had shown that the Tithonian and Berriasian correlation of the Mediterranean and Russian provinces is still far from cer- tainty. Following PAvLov (24) and taking into consideration remarks by Nikrrin (20) and other investigators, we conclu- ded that the name “Volgian stage” was invalid. In our pre- vious paper (31) we renounced this term and substituted “the Lower Volgian” into the Gorodishchian stage, accepting it as synchronous to the Tithonian and instead of “the Upper Vol- gian” we accepted the Kashpurian stage which corresponded 442 to grandis zone and to lower part of occitanica (pars) zone of the Berrias. The Ryazanıan stage is synchronous to boissieri and possibly to upper part of occitanica (pars) zones. On this evidence we determine the Kashpurian + Ryazanıan stages as synchronous to the Tethyan Berrias. For the lectostratotype of the Ryazanian stage SasonovA suggested (29, p. 11-12) a section near the village Chevkino at the River Oka, sımiliar to the outcrop (now destroyed by land-slide) which was describ- ed by BoGosLovskY (1, p. 33-34) from near the village Tsık- vino. A powerful transgression at the beginning of the Kash- purian marks a new Cretaceous period of faunal evolution, characterized by incoming of family and genus rank taxons. TEHR MAIN STAGESOFTFAUNALEVOLUTIONS 1. AMMONITES Phylogenetic study of the ammonites which existed at the Jurassic-Cretaceous junction in the Subboreal Realm allow us to destinguish 6 stages of their development. The first stage begins in the Early Gorodishchian (Vetljan- ka) age. It is characterized by incoming and flourishing of Pseudovirgatitinae, represented by genus /lowaiskya and its branches Pseudovirgatites, Subplanites, Pectinatites etc. which are known during the Early Tithonian in the Middle and South European Subprovinces. The second stage is reco- gnized in the late Gorodishchian, when Virgatitinae (/lo- waiskya descendants) phylogenetic lineage Zaraiskites - Vir- gatıtes - Epivirgatites and Paracraspedites dominates. The latter genus we consider as a lateral branch of genus Epivirga- tites which existed in the norhtern part of the Boreal Province but was absent in the Russian sea. Development of species of Epivirgatites differed from normal to gigantism, assymetric type of rıbbing and sutures on left and right sides of ammoni- tes. This indicates the extreme life-conditions which brought the whole subfamily of Virgatitinae to extinction. During the second stage Dorsoplanites, Pavlovia, Strajevs- kya, Lomonossovella etc. of Dorsoplanitinae developed in the Russian Province and such branches of Dorsoplanitinae as Crendonites, Behemoth and others, existed in the Anglo- Greenland basin. Dorsoplanitinae extinguished at the end of the second stage. Regression of the Russian and Polish seas begins at the end of virgatus phase and reaches a climax at the end of nikitini phase. Representatives of Dorsoplanitinae are known as rrareties in the Subboreal Realm during the third and fourth stages. They are represented in North Siberia by phy- logenetic lineage Praechetaites-Chetaites and in the Russian and Anglo-Greenland basins by the lineage of Pronjaites — Externiceras — Peregrinoceras. The third stage corresponds to the Kashpurian age. A leap in ammonites phylogenesis at its beginning is marked by in- coming of Kachpurites- Gamiericeras - Craspedites - Trant- scholdiceras, unknown in the Tethyan Realm. The two latter genera correspond to the vicarious genus Subcraspedites of the Anglo-Greenland basin and are substituted by Taimyro- ceras in North Siberia. Phylogenetic branch Kachpurites, Garniericeras, Hectoroceras s. lato ıs very distinctly recogni- zed. Hectoroceras s. lato is characteristic of the fourth stage when it spreads through all the North Siberian and Anglo- Greenland basins. Typical ribbing of koch: s. str. is seen for the first time on the adults of Gamniericeras which inhabited Moscow basin of the Russian sea at the end ofthe Kashpurian age. To the same phylogenetic lineage belong the Early Va- langinian Psendogarnieria and Platylenticeras. By the end of the third stage species of Trautscholdiceras obtain ugly assy- metric shells and sutures, indicating their dying phase. These species do not occur in the North Siberian and Anglo-Green- land Provinces. The fourth stage corresponds to the Early Ryazanıan. Du- ring this time Submediterranean Riasanites, Euthymiceras, Neocosmoceras, Subsurites, Prorjasanites migrated from the North Caucasian to the Russian sea through the Mangyshlak and South Embian seaway. At the same time endemic species of the Suritidae genera Borealites s. lato and Subsurites spp. have been generated. Rıasanıtes s. lato is not known noth- ward of the village Lojno (on the River Kama) latitude. Re- presentatives of this genus exist neither in the Anglo-Green- land and North Siberian Provinces, nor in Pechora subpro- vince. During rjasanensis phase Hectoroceras kochı s. lato was developing in these basins. At the end of rjasanensıs phase H. ex gr. kochi migrated southward till down the lati- tude of Ryazan (32, p. 77). There, near the village Kostino, rjasanensis zone has a later chronostratigraphic level in its upper part (table 2). For the north-eastern part of the Russian Province it is expedient to establish that level as the upper subzone of the rjasanensıis zone (table 1). The water tempera- ture strongly influenced faunal migration during the Ryaza- nıan age. The temperature in the sublittoral zone of ferrugi- nous oolitization (near Pehorka on river Menja) was about 30° C and in the Pechora and North Siberian seas did not ex- ceed 7°C (32, p. 101). Fluctuations of the temperature influ- enced the strength of assamblages, the speed and possibilities of their migration. The fifth stage corresponds to the Late Ryazanıan phase. The water temperature within the Subboreal Provinces in this stage did not exceed 8-10° C and fluctuations were very small. This stage begun with a biological eruption which resulted ın flourishing of Suritidae family, comprising 12 genera and 60 species. Suritidae migrated through the Brest strait to the Po- lish basin, where they coexisted together with Submediterra- nean berriasellids (15). During this stage Suritidae predomi- nated in the whole Boreal Realm. The sixth stage begins from the Early Valanginian. It ischa- racterized by a broad development of Platylenticeras subfa- mily which migrated from the Middle European basin through Northern Europe and the Brest strait into the Rus- sıan Sea. Menjaites, Costamenjaites and other representants of Suritidae family occur in the Russian Sea and Tollinae (Neotollia, Tollia and Praetollia) are known from North Si- birian Province. Distribution of ammonites reflects an inter- mittent character of their development. Evolutional stages co- incide with changes of sedimentary cycles and correspond to the stratigraphic units of stage and substage. 443 2. BELEMNITES ring virgatus and nikitini phases at the end of the Gorodish- chian age. Relict Pachyteuthis (Simobelus) s. str. occur in the Zonal distribution (table 2) is based on V. N. Sachs ınter- North Siberian basin up till the analogus zone. Subgenus Mi- pretations of the belemnites, obtained during our mutual krobelus of Acroteuthis takes the supremacy in the Kashpu- sampling from the outcrops near villages Chevkino, Nikitino, rian Russian Sea and at the same time first Acroteuthis s. str. Pehorka. Lagonibelus s. str. and Pachyteuthis died out du- and Acroteuthis (Boreioteuthis) make their appearance. Du- il u |Pekhorka on Mosolovo Tchevkino on Oka. Kashpur on Volga. SE-Transcaspia o IMenja river on Lectostratotype of Lectostratotype of the (domes: Koj-Kora, Im itypesection Neplozhe river the Ryazanian Stage Kashpurian Stage Zhdali erc.) in |(Sasonova, 1977) (Sasonova and Sasonov, 1967) and Usturt — IE Zone: Polyptychites keyserlingi and Zone: Polyptychites key- Zone: Polyptychites keyser- P. michalskii. serlingi and P. michalskii. lingi and P. michalskii. Fauna: Nikitinoceras triptychifor- Fauna:p,. clarkei, Fauna:p. michalskii, mis, Buchia keyserlingi, B. inflata Buchia inflata P. clarkei, Buchia inflata, etc. B. keyserlingi + je Z one: nikitinoceras hoplitoides. Fauna:N. hoplito- Zone :nikitinoceras hopli- Zone :Nikitinoceras hoploi- & |ides, N. grandiosus, N. triptychiformis, N. syzranicus, N. toides. Fauna:N. syzra- des. Fauna:N. hoplitoides| & ribkinianus, Menjaites glaber, Costamenjaites lgovensis, nicus, N. ribkinianus, Buchia N. syzranicus, N. ribkinianus „) E |Buchia inflata, B.keyserlingi, B. tolmatschewi etc. inflata, B. keyserlingi, B. Buchia keyserlingi, B. tolmat- 'n | (Beds 9-8) (Beds 8-6) tolmatschewi (Bed 33) schewi E ILL _ —| ®S|2 one: Pseudogarnieria undulatopli- | Menjaites glaber, Menjaites imperceptus, In the dames-roofs Ss catilis. Fa una: Proleopoldia kur- | Buchia solida, Pseudogarnieria SPP. the deposits lmichensis, Platylenticeras geverilia- | B. crassicollis etc. are missed Inum, Menjaites imperceptus, Luppovi- or reworked; ceras validum, Buchia inflata, B. crassa, B. uncitoides, Acroteuthis Fauna: (Acroteuthis) lateralis, A. (Boreio- Surites SPP., teuthis) explarata, A. (B.) hau- Buchia terebratuloides, thali etc. (Bed 7) (Upper part of bed 32) Trigonia SPP. | or Ss eSmSmmee SS _E=m=: Ssesm=: Zone:surites (Bogoslovskia) sim- | Yields Surites SPP., lex. Fauna:sSurites abalicus, no fauna S. (Bogoslovskia) simplex I. (Bogoslovskia) pseudostenomphala, Stchirowskiceras tumefactum, Buchia terebratuloides, B. trigonoides, B. uncitoides, B. surensis etc. (Bed 6) (Lower part of bed 32) je | | Zone:sSurites spasskensis. Fauna: sSurites spasskensis, S.poreckoensis, S. kazakowi- Zone:Surites spasskensis. lanus, S. tzikwinianus, Borealites suprasubditus, Chandomirovia ilekensis, Peregrinoceras Fauna:s. spasskensis, Ipressulum, P. subpressulum, Externiceras solovaticum, E. mostjae, Caseyiceras casey, C.dor- S. pechorensis, sorotundus, C. analogus, Buchia unschensis, B. uncitoides, B. terebratuloides, B. volgensis, | Chandomirovia ilekensis, B. syzranensis, Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (Acrotheuthis) lateralis, A. (Bo- Externiceras SPP., reioteuthis) hauthali. Buchia are in shelly hash. At the base occur redeposited: Riasanites | Buchia terebratuloides © |spp-, Euthymiceras spp.etc. (Beds 5-3) | (Beds 5-3) (Bed 31) & SZ JJJ[JJ[J\J[ JR JS || SSL Es sSmmSı 5 ch BESmUbrZrornTeN; ?Subzone:Riasanites Zone:Riasanites rjasanen- N “ ?Hectoroceras eX spp., Malbosiceras michei- sis and Euthymiceras transfi- > gr. kochi cus etc. (Beds 30-29) gurabilis. Fauna: Malbosi- IA a ceras malbosi, E. transfigura-) 5|Subzone:Rriasanites rjasanensis. Fauna:r. rjasanensis S. Str., R. swistowi- bilis, Negreliceras negreli, = anus, Pronjaites plumatum, Pronjaites bidevexus, Borealites suprasubditus, Buchia vol- Dalmasiceras aff. dalmasi, = gensis, Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (M.) mosquensis etc. Prorjasanites vnigni, Buchia u“ Neocosmoceras Spp., Euthymiceras transfigurabilis, Prorjasanites vnigni, volgensis, Calpionellopsis a Trigonia scapha etc. simplex, Tintinnopsella car- u pathica, Trigonia Spp., Tauri- u (Bed 2) (Bed 2) jE== 28-27) Kzsgezea SPP. u a Sub zone: Riasanites maikopensis and Euthymiceras euthymi. Zone: Riasanites maikopen- u Fauna:r. maikopensis s.l. Neocosmoceras aff. perarmatum, Prorja- sis and Euthymiceras euthymi. & sanites vnigni, Euthymiceras euthymi, Malbosiceras Spp., Trigonia SPP., Fauna:E. euthymi, Neocos-| e Buchia SPP. moceras SPp., Malbosiceras SPP. (Bed 26) Calpionellopsis simplex =, — m ——— ———==)| Gorodischian Sta- | Upper Oxfordian Stage: Sub zone: Trautscholdi- South Enbe. Usturt. ge: Dorsoplanites | Amoeboceras alternans ceras kaschpuricus and Cras- In the dames- |Shachpachtian panderi and Zara- | s.l. Zmme o pedites nodiger. Fauna: roofs the de- |horizan iskites scythicus 5 T. kuznetzowi, T. milkoven- posits are Shallow-water Zone (Bed 1) (Bed 1) [S] sis, C. nodiger, Subcraspedi- | thin or absent carbonaceous cn tes SPp., Garniericeras sub- campletely. deposits, 215m Euaie clipeiforme. ?G. tolijense, thick. The [| Buchia volgensis, B. terebra- middle layers aa tuloides, B. unschensis, Ac- yield: 5 & 3 roteuthis (Microbelus) russi- |Fauna: Craspedites uU ensis,A.(M.)mosquensis (Bed 25)| Craspedites spp., Buchia = = & F nodiger, spp., Trigonia = 5 = Subzone:Craspedites Buchia volgen-|spp., Tintinnop- auo nodiger and Garniericeras sis, Calpio- |sella carpathi- = & Il subclipeiforme. Fauna: nella alpina, \|ca, Calpionella & C. nodiger, C. mosquensis Tintinnopsella|alpina, C. ell- v etc. (Bed 24) carpatica iptica Subzone:Craspedites sub- S 23 u ditus and Garniericeras subcli- [| vo peiforme.F auna:G. catenu- 7 = latum, G. interjectum, Buchia E ä 1 terebratuloides, B. volgensis, o u A. (M.) mosquensis (Bed 23) Bi Dee {en nu 3 ar Sub zone: Craspedites & {n) okensis. Fauna:c. okensis r) Fe Garniericeras nov., etc. (Bed22) a + | Zone: Kachpurites fulgens. Fauna:Kk. fulgens, Kachpurites fulgens, Craspedi- K. subfulgens, Craspedites nekrassovi, C. fragilis, tes krylovi, Buchia volgensis, C. krylovi, Buchia volgensis, Acroteuthis (M.) mos- Acroteuthis (M.) mosquensis uensis (Bed 21) ee nme === oo=o- een Upper Jurassic, Gorodischchian Stage = Tithonian Stage — Table2. Correlation ofthe Kashpurian, Ryazanian (= ? Berriasian) and the Lower Valanginian zones of the Russian Plain. Belemnites are classified by V. N. SACHS. 444 ring rjasanensis and spasskensis phases Microbelus and Acro- teuthis s. str. are widely distributed, the latter genus comple- tely substituting Microbelus during the simplex phase at the end of the Ryazanıan age. At Spitsbergen, the Tethyan relict genus Psendohibolites is described from the lower part of the Ryazanian stage. No members of this genus are recognized in the synchronous beds of the North Siberian and Russian Pro- vinces. Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (M.) mosquen- sis, A. (Acroteuthis) lateralis which are characteristic of the Kashpurian stage, have been also reported from rjasanensis and spasskensis zones of the Ryazanıan stage. According to Pınkne & Rawson (32, p. 43) A. (A.) lateralis and A. (A.) sublateralis in the North Western Europe are characteristic of the Berrias. The basal beds of the undulatoplicatilis zone at Pehorka (River Menja) jield numerous A. (A.) lateralıs, A. (M.) mosquensis, well known from the Kashpurian stage of the Russian Province, also found (32) in the Berriasıan beds of North Siberia. Now, on the evidence of the belemnites distri- bution, the Jurassic period lasted tillthe end of the Gorodish- chian age and was followed by the Early Cretaceous period which came to its climax at the end of the Ryazanian age. Some relict species survived into the Lower Valangınıan. 3. BIVALVES (BUCHIA) Buchia are of prominant importance for chronostratigra- phy though ontogenetic and phylogenetic conservatism of shells and the absence of non-arbitrary criteria for classifica- tion of species and subspecies make Buchra taxonomy subjec- tive and reduce its stratigraphic usefulness. One of the obstac- les in taking Buchia for zonation is a strong controll of their morphology by environment. The most favourable condition for intensive development of Buchia were provided by sublit- toral areas with sandy-glauconite floor. Glauconite strongly influenced the abundance of population and the size of indivi- duals. Glauconite sands contain 20 times more Buchia shells than the sands without glauconite or with small amount. Du- ring spasskensis phase a bend of Buchia shell-hash (0,20-0,22 m thick) was formed in the western part of the Russian sea. It is exposed near Kashpur, Nikitino, Chevkino. Mass Buchia burials are reported from Canada, Alaska, South-East of the USSR. Enormous extinction of this genus is marked throughout the vast territory of the Boreal Realm du- ring spasskensis and simplex phases and at the beginning of the Valanginian. In spite of all the difficulties with Buchza, it is possible to distinguish on the Jurassic-Cretaceous Junction 3 stages of their phylogenetic development; each answers to subgeneric level in evolution and to an age in geochronology. The first stage covers the Gorodishchian age. It is characte- rized by Jurassic Buchia russiensis, mosquensis, piochii and others. The second stage corresponds to the Kashpurian and Ryazanıan ages. It is characterized by B. surensis, terebratu- loides, volgensis, uncitoides. The third stage begins in the Va- langinian with flourishing of species like B. inflata, keyserlin- gi, crassa and others. Record (32, p. 127) of Buchia inflata from the Berriasian seems speculative. None of the Jurassic Buchia species occur in the Kashpurian-Ryazanian beds and no Cretaceous Buchia have ever been reported from the Go- rodishchian deposits. Characteristics of the Valanginian Bu- chia are narrow, swelled shells with coarse, sharply advanced, wrinkled growth rıbs. The Jurassic shells are flat, with thin, narrow, sometimes filiform rıbs. 4. FORAMINIFERA According to Daın & Kuznersova (6, table 2) atthe end of panderi zone 83 foraminifera species became extinct, of which 62 species were endemic forms of panderi zone and the rest are from the Gorodishchian stage. In both, panderı and virgatus zones, occur 17 common species, 13 species are en- demics of virgatus zone and 8 species are endemics of nikitini zone. Deposits of virgatus, nikitini zones and ofthe Kashpu- rian stage jield 8 common species. Hence, the boundary of a substage rank (in terms of fora- miniferal stratigraphy), may be fixed at the bottom of panderi zone, the latter being characterized by an abundance of new species. Regression between panderı and virgatus phases was short. Transgression ın the beginning of virgatus phase had strongly changed a geochemistry of the new basın. The end of the Gorodishchian age is marked by mass extinction of Am- mobaculites, Orbignynoides, Mironovella, Lenticulina, Pseudolamarckina and numerous species of Saracenaria, Astacolus (13, fig. 3). In the Kashpurian deposits Saracenarıa is represented by 3 species, Astacolus by 2 species, Marginu- lina by 5 species (one of which is new), Lenticulina by 1 new species. Three foraminiferal zones has been established (13, p- 56) for the “Upper Volgian” stage. A new zonal genus Pla- copsilina is introduced for the lower zone; the latter also jields Lenticulina münster, Marginulina embaensis, M. polyhym- nius, Lagena hispida. The middle zone (corresponding to subditus zone) is characterized by abundance of Lenticulina hoplitiformis, L. uralica, Astacolus aquilonicus, Saracenaria alfa, Margıinulina impropria, M. psendolinearis, Dentalina delta, Ramulina nodosarioides. Characteristics of the upper zone are Lenticulina münsteri, L. nuda, Marginulina robu- sta. Kuznertsova described (13, p. 25) foraminiferal assemblage of the Upper Volgian deposits of the Pechora Subprovince and marked the presence of Arctic species as a factor which si- gnificantly distinguished this assemblage from the one of the Volgian Subprovince. Kuznetsova regards the development of foraminifers in stratigraphic interval Kachpurites fulgens — Chetaites sibiricus as a single stage. It is marked by incoming of new Cretaceous forms of a genus rank: Placopsilina, Are- noturrispirillina. New species Saracenaria visa, S. valangi- niana, Marginulina transmutata, M. impropria were derived from the previously existed genera and steadily lasted through the Early Cretaceous. Kuznertsova stressed that the elements of new Cretaceous fauna are distinctly seen in the Kashpurian foraminiferal paleobiocoenosis. In the Upper Volgian deposits of the cen- tral part of the Precaspian Subprovince with Craspedites spp-, Acroteuthis mosquensis, Buchia terebratuloides MJAT- LıuK (16, p. 86) (with a reference to PROKOPENKO) identified a foraminiferal assemblage which on the evidence of its compo- sition should be attributed, partly or completely, to the basal Berriasian. This brief review shows that a large new foramıni- feral complex appears during the Kashpurian. Hence the Ju- rassic-Cretaceous boundary may be fixed at the bottom of the Kashpurian stage. 5. TINTINNIDS Tintinnids are known in the Crimea-Carpathian, North Caucasian (32, p. 171), South-Embian and Mangyshlak Sub- provinces. They are abundant in the middle calcareous beds of the Shachpachtinsk horizon at Usturt. We distinguish the three following tintinnid complexes which characterize diffe- rent stratigraphic levels. a) The Tithonian complex includes numerous Crassicolaria intermedia, Crassicolaria spp. This is described from lime- stones with Malbosiceras chaperi and Berriasella jacobi in the outcrops along the coastal section near Pheodosia, Crimea. Rare samples of Crassicolaria spp. occur together with //o- waiskya spp. in the Opoka sandstones at the Khan-Moun- tain. Further to the north tintinnids have not been reported. b) The Lower Berriasian (Kashpurian) complex includes numerous Calpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella car- patica. It is characteristic of the basal part of Stavchinsk for- mation, Precarpathian depression and of the middle calcare- ous beds of Shachpachtian horizon. c) The Upper Berriasian (Lower Ryazanian) complex is composed of Calpionella oblonga, C. simplex, Tintinnopsella ex gr. carpatıica, T. longa. It is distinguished in the lower beds with Riasanites rjasanensis on River Aminovka, North Cau- casus, also in the platy limestones with Fauriella boissieri of the Pheodosia section, Cremia and in the top of Stavchinsk formation, Precarpathian depression. Rare representatives occur in the Koj-Kora and Zhdaly domes together with Ria- sanites spp. Geographical distribution of tintinnids depends on climatic condition. Tintinnids allow correlation of the Russian Province beds characterized by Riasanites s. lato with the deposits of the Berriasian boissieri zone. 445 Remarks on the paper by MEsEZHNIKOoV et al (32, p. 71-80): Concerning the Berriasian outcrops on the River Oka near the villages Kuzminskoje and Kostino, the authors of this pa- per made a point of co-occurence in situ of Riasanites and Garniericeras. Kuzminskoye section was originally descri- bed by Bocosrovsky (1, p. 26). There, he distinguished the beds with rjasanensis as independant ones, underlain by sandstones with subelypeiforme. Such a pattern of faunal di- stribution was marked by BocosLovkr also in the other sec- tions. PavLov (23) described the only section near Konstanti- novo (2 km to the north of Kuzminskoye) where sandstone with rjasanensis and subclypeiforme (underlying the Quarte- nary sands) is followed by sands with fulgens. Marking an ac- count of intensive studies, ZONov wrote (35) that one could not agree with PavLov in attributing even the lower part of band with rjasanensis to the same stage as the beds with Gar- niericeras. ZONOV had pointed out that he “... made this con- clusion in spite of the fact that the beds with Gamiericeras and those with Riasanites occur near Kuzminskoye most clo- sely to each other; there, they partly suffered redeposition and formed a single condensed band”. According to Zonov a new marine transgression on the Russian Plain, incoming and flourishing previously completely strange Riasanıtes, is also a significant fact for distinguishing these beds from those with Gamiericeras. "The authors of the paper (32, p. 71-80) men- tion phoshatized ammonites as observed in situ and reject the fact of redeposition of these ammonites, though all the pre- vious studies mark the occurrence of reworked ammonites in the bottoms of rasanensis, spasskensis and the Lower Va- langinian. Redeposited ammonited are black, glossy, roun- ded (PO; content exceeding 20%). Fossils in situ are in san- dy-clay preservation with less than 12% of P,O,. ECONELUSIONS 1. The Tithonian is established as the European Upper Ju- rassic stage in terms of a standard for correlation. The Berria- sian is regarded as the lower stage of the Cretaceous system. In the Russian Province the Tithonian is synchronous to the Gorodishchian stage. The stratigraphic subdivision and cor- relation of the latter with other provisional stratigraphic schemes is given in table 1. 2. The base of the Tithonian and Gorodishchian is isochro- nous. In all the Subboreal Provinces the upper boundaries of these stages are marked by breaks in sedimentation of diffe- rent duration, which have been caused by powerful, though not simultaneous transgressions and regressions. These boundaries are asynchronous. 3. In numerous outcrops at the Russian Plain, including those near Kostino, Kuzminskoye, Chevkino, Kashpur, Ria- sanıtes and Gamiericerads never occur together in situ. 4. The Berriasıan in the Anglo-Greenland Province begins with the beds yielding Subcraspedites spp. and includes the Ryazanian stage. A stratigraphic scheme of the Kashpurian and Ryazanian stages and their proposed correlation with the Berriasian zones of the Submediterranean Realm is given in table 1. Lectostratotype and type-sections of the Ryazanian stage for the Russian Province are given in table 2. 5. The Pucksian stage of North Siberia is represented by a complete succession with underlying Jurassic deposits. It can be used as a type-section for correlation with the Berriasian. 6. Changes of faunal assemblages clearly mark the Lower Valanginian boundary in the Subboreal Realm. It can be used as a regional marking horizon for inter-regional correlation. 446 10. 15. REFERENCES . BoGosLowsKY, N. A. (1897): Der Rjasan-Horizont, seine Fau- na, seine stratigraphischen Beziehungen und sein wahr- scheinliches Alter. - Mater. Geol. Russ., B. XVII: 1-139, Petersburg, (Russ.). . BORISJAK, A. A. (1945): The Principal Problem of the involutio- nary Palaeontology. — Bull. Soc. Natur. Moscow. 50 (1-2): 5-9. (Russ.). . Casey, R. (1973): The ammonite succession at the Jurassic-Cre- taceous boundary in Eastern England. - Geol. J., Spec. Issue, 5: 193-266, Liverpool. . COPE, J. ©. W. (1978): The ammonite faunas and stratigraphy of the upper part ofthe Upper Kimmeridge Clay of Dorset. — Palaeontology, 21, (3): 468-533, London. . Cox,B. & GarLois, R. W. (1981): The stratigraphy ofthe Kim- meridge Clay of the Dorset type area and its correlation with some other Kimmeridgian sequences. — Inst. Geol. Sciences, Report 80, (4): 1-44, London. . Dan, L. G. & KUZNETSOVA, K. I. (1976): Foraminifers of the Volgian stage stratotype. — Geol. Inst. Acad. Sciences USSR, 290: 1-182, Moscow, (Russ.). . DavıtasHıLı, L. Sh. (1969): The causes of organisms’ extinc- tion. — Nauka, 355 p., Moscow, (Russ.). . GERASIMOV, P. A. & MIKHAILOV, N. P. (1966): The Volgian stage and the standard scale for the upper series ofthe Ju- rassic System. — Izv. Akad. Nauk USSR, (Geol.), 2: 118-138, Moscow, (Russ.). . Ivanova, E. N. (1958): Development of faunas in connection with environment. — Moscow, USSR Acad. Sci. Mem. Paleontol. Inst. LXIX, 303 p. (Russ.). JANSHIN, A. L. (1973): On so-called world transgressions and re- gressions. — Bull. Moscow Soc. Natur., XLVII (2): 9-45, (Russ.). . Jurassic-Cretaceous Boundary and Berriasian stage in Boreal Realm. - Nauka, 1972, p. 1-370, Novosibirsk, (Russ.). . KELLER, B. M. (1953): Russian geologists at the International Geological congresses. — In: On history of geological knowledge. — USSR Acad. Scı.: 120-136, Moscow, (Russ.). . KUZNETSOVA, K. 1. (1979): Late Jurassic stratigraphy and pale- obiogeography of the Boreal Belt by means of Foramini- fers. -— Acad. Sciences USSR, Geol. Inst., 332: 1-124, Moscow, (Russ.). . LE HEGERAT, G. (1973): Le Berriassien du Sud-Est de la France. — These Universite Claude Bernard. p- 1-576, Lyon. MAREK, $. & RACZYNSKA, A. (1979): Paleogeographie der Un- terkreide der nordpolnischen Becken. - in: Aspekte der Kreide Europas. IUGS, Ser. A, 6: 447462, Stuttgart. 149, FE. 15.22, . MJATLIUK, E. V. (1980): The Precaspian Berriasian stratigraphy (on the evidence of foraminifers). - Tr. VNIGRI: 80-100, Leningrad, (Russ.). . NAIDIN, D. P., SASONOVA, J. G., POJARKOVA, Z. N. etal (1980): Cretaceous Transgressions and Regressions on the Rus- sıan Platform, ın Crıimea and Central Asıa. - Cretaceous Research, 1: 375-387, London. 18. 19: 26. 30. 31. 33 34. 35. Nikıtın, S. N. (1884): Allgemeine geologische Karte von Russ- land, Blatt 56. Jaroslaw. - Mem. Comite. Geol., I, (2): 1-153, Petersburg, (Russ.). — — (1888): Les vestiges de la periode Cretacee dans la Russia centrale. - Mem. Comite Geol., 5, (2): 1-205, Peters- burg, (Russ.). . — — (1890): Carte geologique generale de la Russie. Feuille 57. — Mem. du Comite Geol., 5, (1): 1-301, Petersburg, (Russ.). .— — & TSCHERNISCHOW, T. N. (1889): The latest Berlin and London sessions of the International Geological Con- gress. — Mining Journal, 1, (1): 115-150, Petersburg, (Russ.). . OvECHKIN, N. K. (1957): Some discussive questions of stratigra- phical classification. — Soviet Geology, 55: 8-30, Lenin- grad, (Russ.). . PavLow, A. P. 1895: On Mezozoic deposits of Ryazan district. — Mem. Moscow University, 16: 1-32, Moscow, (Russ.). .— — (1901): La Cretace inferieur de la Russie et sa faune. — Nouv. Mem. Soc. Natur., XXI, (3): 1-87, Moscou. . Rawson, P. F., CURRY, J., DILLIY, F. C. et al. (1978): Correla- tion of Cretaceous rocks ın the Brıtish Isles. - Geol. Soc. Special Report, 9, 70 p., London. RosANov, A. N. (1929): Resultats des explorations geologiques executees en 1925 dans la region de l’usine d’asphalte Per- vomaisky. — Data on general and applied geology, p- 1-32, (Russ.). 27. RUZHENCEV, V.E. & BOGOSLOVSKAYA,M. E. (1971): Namurian Time in Ammonoidea Evolution. — Palaeontological In- stitute Academy USSR, 133: 1-133, Moscow, (Russ.). . SACHS, V. N. & JANSHIN, A. L. (1977): International Collo- quium on the Upper Jurassic and Jurassic-Cretaceous boundary.-Geol. and Geophysica., 12: 106-109, Novo- sıbirsk, (Russ.). . SASONOVA, J. G. (1977): Ammonites of the border strata of the Jurassic and Cretaceous systems of the Russian Plain. — Tr. VNIGNI, 185, 127 p., Moscow, (Russ.). — — & SasoNnoV, N. T. (1974): Comparative stratigraphy and the East European Jurassic-Cretaceous boundary beds. — Tr. VNIGNI, 152: 194-214, Moscow. (Russ.). — — &Sasonov, N.T. (1979): The Jurassic-Cretacous Boun- dary in the East European Platform. - in: Aspekte der Kreide Europas. — IUGS. Ser. A, 6: 487-496, Stuttgart. . — — The Upper Jurassic and its boundary with the Cretaceous system. 1979, 215 p., Novosibirsk. (Russ.). WIEDMANN, J. (1975): The Jurassic-Cretaceous boundary as one of the Mesozoic System boundaries. - Mem. Bur. Rech. Geol. Min. (Colloque Lyon-Grenoble, 1973), 86: 358-362, Paris. Zeıss, A. (1975): On the type region of the Lower Tithonian substage. Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 370-377, Pa- rıs. 5 ZONOV, N. T. (1938): The geological structure ofthe Jurassic and Cretaceous phosphorite-bearing sediments of the lower course of Moscow-river. — Research Institute of Fertili- zers, 140: 7-54, Moscow, (Russ.). 447457 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 447 Reconsideration of the stratigraphic position of the boundary between the Berriasian and the Nemausian (= Valanginian sensu stricto) PHILIP J. HOEDEMAEKER*) With 3 text figures AUBSITURAET The study of the ammonite distribution in the Lower Cre- taceous beds N and NW of Los Miravetes (Rio Argos, W of Caravaca, SE Spain), compels us to draw the boundary bet- ween the Berriasian and Valanginian sensu stricto between the Berriasella (Berriasella) picteti Subzone and the Tirnovella alpillensis Subzone. The latter subzone was introduced as a substitute for the Berriasella (Berriasella) callisto Subzone of LE H£Garar (1971), because, although both subzones em- brace the same biochronologic interval, the ammonite asso- ciations of the two differ fundamentally: in addition to the known callisto association of merely “Berriasian’’ ammoni- tes, the 7. alpıllensis Subzone contains an equally large num- ber of renownedly “Valanginian’ ammonite forms appearing at its base. The boundary proposed here coincides with the appearance of Lorenziella hungarica, which provides ameans to correlate this level outside the Mediterranean faunal pro- vince. The transformation from a pure Berriasian ammonite asso- ciation into a clear Valanginian association definitely has not the abruptness that invited so many stratigraphers to choose this boundary as the one between the Jurassic and Cretaceous systems. Finally arguments are adduced to return to the old concept ofthe Valanginian Stage and to regard the Berriasian as its lo- wer substage. For the upper substage of the Valanginian (= Valanginian sensu stricto) the name Nemausian (SARRAN p’Aırarn, 1875, 1881) is available, which has explicitly been introduced to cover the stratigraphic interval between the Berriasian and the Hauterivian. KURZFASSUNG Die Verteilung der Ammoniten in der Unterkreide-Ab- folge N und NW von Los Miravetes (Rio Argos, W von Cara- vaca, SE-Spanien) zwingt uns die Grenze zwischen dem Ber- riasund dem Valangin s. str. zwischen der Berriasella (Berria- sella) picteti-Subzone und der Tirnovella alpillensis-Subzone zu legen. Letztgenannte Subzone wurde als Ersatz für die Berriasella (Berriasella) callisto-Subzone von LE HE£GARAT (1971) eingeführt, da die Ammoniten-Vergesellschaftungen der beiden Zonen beträchtlich unterschiedlich sind, obwohl beide Subzonen dasselbe biochronologische Intervall umfas- sen. Zusätzlich zu der bekannten callisto-Vergesellschaftung aus reinen „‚Berrias-Ammoniten“ enthält die T. alpillensıs- Subzone eine vergleichsweise große Anzahl von typischen „‚Valangin-Ammoniten“, Formen also, die an der Basis der *) PH. J. HOEDEMAEKER, Rijksmuseum van Geologie en Mineralo- gie, Hooglandse kerk gracht 17, 2312 HS Leiden, The Nether- lands. Zone einsetzen. Die hier vorgeschlagene Grenzziehung fällt mit dem Einsetzen von Lorenziella hungarica zusammen, dies gibt die Möglichkeit zur Korrelation auch außerhalb der mediterranen Faunenprovinz. Die Umbildung von einer rei- nen Berrias Ammoniten-Vergesellschaftung zu einer reinen Valangin-Vergesellschaftung zeigt nicht die Schärfe, die man- che Bearbeiter verleitet hat, diese Grenze als Jura/Kreide-Sy- stem-Grenze zu wählen. Schließlich werden Argumente an- geführt zum alten Konzept für die Stufe Valangin zurückzu- kehren und das Berrias als untere Unterstufe zu betrachten. Für die obere Unterstufe des Valangin (= Valangın s. str.) ist der Name Nemausian (SARRAN D’ALLARrD, 1875, 1881) ver- fügbar; er wurde eingeführt für das Intervall zwischen Berrias und Hauterive. 448 INTRODUCTION A Dutch equipe of eight stratigraphers and palaeontologists flagellates, pollen, coccolithophorids, nannoconids, calpio- is studying the biostratigraphy ofthe Lower Cretaceous along nellids, benthic and planktic foraminifera are being integrated the Rio Argos, W of Caravaca in SE Spain. This study is par- with the ammonite zonation. Also the cyclicity of the depo- tially financed by the Netherlands Organization for the Ad- sits is studied, which facilitates the application of numerical vancement of Pure Scientific Research. The zonation of dino- stratigraphical methods. LE - BAS ANGLES Berriasella (Berriase B. (Malb nella) (Th.) Th. (Thurmanniceras AURIE - PUSTEAU BERRIAS LA GAREN LES OLIVIERS without oO 0 ad rn ROH NK an NW 0 0 EL I 2 Rs} 4 > SS — _ Las un S Be » 8 SSa u | e SEHE RZ B S} a: Da > 5 Din HEART) mn HN, ‚Do q 8 al ng Sem Pe = B Re ge SS ” .Q 8 SR n a” S 2 Eins S Sue 2 3 ES 3 no Oo [SEEN = er Se a r a8 — un % & B. S. ( 5. (Sp. & a Figure 1. Comparison of the ammonite ranges in various French sections with those in the Los Miravetes section. Correlation of the sections is primarily based on calpionellid biohorizons (left side and horizontal dashed lines). The base of calpionellid zone E has not yet been traced in Los Miravetes. Solid horizontal lines delimit ammonite subzones (right side). The intervals occupied be LE HEGARAT’s callısto Subzone and THIEULOY’s otopeta Zone are depicted for comparison. In order to save space only the scales in metres alongside the published lithological columns are drawn and accomodated so that the biohorizons are in line; the columns are omitted. Therefore we began our investigation with the as accurate as possible construction of the lithologic columns. The litho- logy of the entire sequence consists of a monotonous alterna- tion of grey marlstone beds with light grey marly limestone beds. Additional sandstone turbidite beds occur in the Ap- tian. The Lower Cretaceous along the Rio Argos is more than 1500 m thick and shows great similarity with the Lower Cre- taceous sequence ofthe Fosse Vocontienne ın SE France. Un- LOS MIRAVETES Chamalocia aenigmatica vg »ostata bochtlanense Y ws 100) 8 I |: I | S® S Ss Inelno ao) VCH H IE ! B 1] 1 I 1] 1 IE: ııy h ya na ı ı 80 15% 0: Eu 1.1.12 = l Iıly:, 1 DERB| He 1 en enelssnl chi 2 a nn 1 11° l = il 1 } } ; Ra u ' us: 1 ” ! Aula; 1 ll 0 ı | ı 0% Me | - lıy, 1) ı Itıdya Iıı!a | ] N N; ls | I a: a a ee Pi: . 8 3 Si ES DRSER Oz, \S IS SEES a Er SS Stt® ae. o98 8 .o» [Nr Sana Sn NER OT Rn = 8 sehn RT EAN AS aa anne . SETn us Nun SEE U Saft SE ar —u> PR Se . SET I n mm Sn SS {7} Sp. Sp 449 fortunately a regional unconformity makes that upper Ap- tian, lower Albian, and middle Albian beds are missing. Our equipe has spent seven months in collecting ammonites from this sequence. This resulted ın a collection of some 8000 iden- tifiable ammonites. After identification, their ranges were plotted alongside the lithologic columns. The study of the ammonite biostratigraphy was begun with the faunas of the uppermost Tithonian, Berriasian, and lower pertransi m zueymardi 7 ———————— |, Th. (K.) aff. rezanen tr aff. .Sr. CALLISTO 450 Valanginian sensu stricto. The outcome of this study compel- led the author to reconsider the stratigraphic positions of the Tithonian-Berriasian boundary and the boundary between the Berriasian and the Valanginian sensu stricto. During the Second Symposium on the Spanish Jurassic, Granada 1979, the author adduced arguments that the former boundary had best be chosen between the Psendosubplanites grandis Sub- zone and the Subthurmannia (Strambergella) subalpına Sub- zone (HOEDEMAEKER, 1981). Here will be discussed where the boundary between the Berriasian and the Valanginıan sensu stricto had best be chosen. DATA FROM SOUTHEASTERN FRANCE The abrupt virtually total renewal of the ammonite fauna at the boundary between the Berriasian and the Valanginian sensu stricto in SE France has since long been a well-known fact (BusnarDo & LE HEGARAT, 1965; LE HEGARAT & REMANE, 1968; LE H£GaraT, 1971). All “Berriasian” perisphinctaceans are suddenly replaced by “Valanginian” ones: an almost complete stratigraphic segregation existed between reputedly “Berriasian” and renownedly “Valanginian” perisphinctace- ans. Only the range of Pomeliceras nıeri (Pıcr.) has been shown to be overlapping the ranges of Tirnovella gratianopo- htensis (Savyn), T. pertransiens (Sayn), Thurmanniceras (Thurmanniceras) thurmanni (Pıcr. & Caur.), Th. (Th.) sa- hentinum (Sayn), and Thurmanniceras (Kilianella) aff. pe- xıptychum (UHr.) (LE HEGARAT & REMANE, 1968; LE HEGA- RAT, 1971). This is the reason why so many stratigraphers prefer to choose this boundary as the limit between the Jurassic and the Cretaceous systems (Zeiss, 1965; WIEDMANN, 1968, 1974, 1975; Drusuchits, 1975; BapaLuta, 1975; PATRuLıus et al., 1976; and all those attendants of the “Colloque sur la limite Jurassique-Cretace” who voted for this boundary, among which LE HEGARAT, EnAY, DE FLANDRIN, and THIEULOY). Recent bed by bed investigations of REMANE & THIEULOY (1973), THıEuLOY (1973, 1977b, 1979), and ALLEMAnN & Re- MANE (1979) in the Barret-le-Bas, Angles, and La Faurie-Pu- steau sections in SE France only seem to confirm this abrupt- ness of the renewal of the ammonite fauna. THıEULOY showed that in an interval of only two metres thickness (Barret-le- Bas) the range of another reputedly “Berriasian” ammonite form, viz. Subthurmannıa (Subthurmannia) boissieri (Pıcr.), is overlapping the ranges of Thurmanniceras (Thurmannice- ras) otopeta THıeuL., Th. (Th.) aff. salientinum Sayn, Th. (Th.) cf. allobrogicum (Kır.), and Tirnovella aff. pertran- sıens (SAYN). The part of the calpionellid subzone D3 (which starts with the entry of Lorentziella hungarica) situated below the base of this interval of overlap, contains the ammonite association that according to LE H£GArAT (1971) characterizes the Berria- sella (Berriasella) callisto Subzone. This association consists only of “Berriasian” ammonite forms: Berriasella (Berriasel- la) callisto (D’Ors.) (Berrias, La Garenne, Les Oliviers), B. (B.) montelsi (Le He£c.) (LaGarenne), Tirnovella alpillen- sis (Maz.) (La Garenne, Les Oliviers), T. donzei LE He£c. (La Garenne, Les Oliviers), Subthurmannia (Subthurmannia) boissieri (Pıcr.) (Pusteau, Angles, Barret-le-Bas), S. ($.) ra- refurcata (Pıcr.) (Pusteau), Thurmanniceras (Erdenella) pa- quierı (Sım.) (La Garenne), Leptoceras studerı (Oosr.) (La Garenne, Les Oliviers), Zp. brunneri (Oosr.) (La Garenne), Thurmanniceras (Kilianella) chamalocense (Maz.) (Puste- au), Pomeliceras (Pomeliceras) nieri (Pıcr.) (Berrias), and S. ($.) latecostata (Kır.) (Berrias, La Garenne). From other sections have been reported: $. ($.) romanı (Maz.), Berria- sella (Malbosiceras) aff. rowvillei (MATH.), and Spiticeras (Ki- lianiceras) damesiforme Djan. This completes the impoveris- hed ammonite association that was hitherto thought to cha- racterize the B. (B.) callisto Subzone. The part ofthe calpionellid subzone D3 between the base of the 2 m interval of overlap and the level in which the marked decline in the frequency of Calpionellopsis oblonga ıs situa- ted, is characterized by the sudden entry of many renownedly “Valanginian” ammonite forms, viz. Tirnovella pertransiens (Sayn) (Pusteau, La Garenne, Les Oliviers), T. gratianopoli- tensis (Sayn) (= Th. thurmanni [Pıcr. & Camp.] in LE H£Ga- RAT & REMANE, 1968, pl. 1, fig. 5) (Les Oliviers, Pusteau, La Garenne), Thurmanniceras) (Thurmanniceras otopeta THıeur. (Barret-le-Bas, Angles, Pusteau), Th. (Th.) salienti- num SAYN (Pusteau), Th. (Th.) aff. salientinum (still unin- terpretable) (Barret-le-Bas, Angles), Th. (Th.) cf. allobrogi- cum (Kır.) (Barret-le-Bas), Th. (Th.) aff. thurmanni (Pıcr. & Camp.) (= Th. gratianopolitensis Sayn, in LE HEGARAT & REMANE, 1968, pl. 1, fig. 5) (Les Oliviers), Th. (Th.) aff. pe- rısphinctoides (Unr.) (possibly conspecific with Tb. [T».] loryı Sayn) (Angles), Thurmannıceras (Kilianella) aff. pexip- tychum (Unr.) (LE HEGARAT & REmaNE, 1968, pl. 1, fig. 4) (Pusteau, La Garenne), Th. (K.) cf. grossonvrei Sayn (Puste- au), Ihurmanniceras (Erdenella) cf. hystricoides (UHL.) (Angles), and Spiticeras (Kilianiceras) gratianopolitense (Kır.) (Pusteau). The latter two are the only forms with “Ber- riasian” affinities, but have only been recorded from the lo- wer Valanginian sensu stricto. It should be noted that in 1965 LE HEGARAT reported Sara- sinella aff. longi (Sayn), Neocomites premolicus Sayn, and Thurmanniceras (Kılianella) Iucense Sayn from bed 198 ofthe Berrias section. This bed is also the level in which the marked decline in the frequency of Calpionellopsis oblonga is situa- ted. Because of this record, the latter species has been used by WIEDMANN (1968) as index for his Th. (K.) Incense Zone, which would cover the biostratigraphic interval between the disappearance of B. (B). callisto and the appearance of Th. (K.) ronbaudianum. W1EDMANnN’s publication was however just preceeded by the publication of LE H£GARAT & REMANE (1968), in which they introduced their Tirnovella pertransiens Subzone for virtually the same beds with the same fauna of “Valanginian” ammonites, which therefore has priority. In 1971, however, LE HEGARAT omitted these ammonite forms from his list of cephalopods found in bed 198 of the Berrias section, whereas THIEULOY (1979) reported the first Th. (K.) lucense and N. premolicus, together with the first Tirnovella gueymardi (Sayn), and Th. (K.) cf. bochianense Sayn from much higher levels, viz. near the boundary between the cal- pionellid zones D and E. Le H£carar (1971) characterized the base of the Th. per- transiens Subzone by the sudden appearance of typically “Va- langinian”” ammonite forms in SE France. In the Barret-le- Bas, Angles, and La Faurie-Pusteau sections the lower boun- dary of the T. pertransiens Subzone should therefore be drawn at the base of the two metres thick interval in which the ranges of reputedly “Berriasian’’ and renownedly ”Valangi- nian”’ ammonite forms are overlapping. BusnarDo & THIEU- ıoY (1979), however, separated the lower part of the T. per- transiens Subzone, as it was previously conceived, as a di- stinct biostratigraphic unit, the Thurmanniceras (Thurman- niceras) otopeta Zone. This zone is interpreted to incorporate the total, recently known range of Berriasella (Malbosiceras) foraticostata (THiEuLoY). The range of this species, which un- doubtedly has “Berriasian” affinities, apparently straddles the lower boundary of the T. pertransiens Subzone, for it commences below the massive entry of renownedly “Va- langinian” forms amidst an association with only “Berriasian’ forms such as B (B.) aff. callısto, T. aff. alpillensis, T. cf. DATA FROM LOS The succession of ammonite faunas in Los Miravetes is quite different from that ofSE France and compels us to adopt a different interpretation of the boundary between the Berria- sian and the Valanginian sensu stricto. As in SE France, the base of the stratigraphic interval that can be correlated with the 2. (B.) callisto Subzone is faunisti- cally characterized by the end of the acmes of Berriasella (Berriasella) picteti (Jacos) and B. (B.) jauberti Maz., by the beginning of the acmes of Tirnovella alpillensis and T. don- zei, and by the start of the range of Lorenziella hungarica. Like in SE France the “typically Berriasian” species Sub- thurmannia (Subthurmannia) boissieri (Pıcr.), S. (S.) rare- furcata (Pıcr.), B. (B.) callisto (D’Ors.), T. alpillensis (Maz.), T. donzei (LE H£c.), Thurmanniceras (Erdenella) paquieri (Sım.), and Leptoceras studeri (Oost.) were found throughout the stratigraphic interval correlated with this sub- zone. In addition several specimens of Spiticeras (Spiticeras) tenuicostatum Djan., Sp. (Sp.) n. sp. aff. oppeli (Unr.), Spi- ticeras (Kılianiceras) incertum Dyan., and the last representa- tives of B. (B.) picteti (JACOB), B. (B.) jauberti Maz.., Spitice- ras (Groebericeras) aff. bifrons (Leanza), and Sp. (Sp.) multi- forme Dian. were collected from this interval. In the beds directly above those in which the last repres- entatives of S. ($.) boissieri, S. (S.) rarefurcata, B. (B.) callisto, T. donzei, and Lp. studeri were found (which in SE France marks the top ofthe B. [B. ]callisto Subzone) appear like in SE France: Tirnovella pertransiens (Sayn) and its morphotype valdrumensis Sayn, Thurmanniceras (Thurmanniceras) oto- peta Trıeu1., Th. (Th.) allobrogicum (Kır.), Th. (Th.) sa- hientinum Sayn, Thurmanniceras (Erdenella) cf. hystricoides (Uhr.), and Thurmanniceras (Kilianella) grossonvrei Sayn. In addition appear Sayn’s (1907) Th. (K.) ‘bochianensis’ var. comprimee (= Th. [K.] n. sp. aff. bochianensis), MAzEnoT’s 451 donzei, and S. (S.) boissieri; B. (M.) foraticostata disappears in the same bed as S$. (S.) boissieri. Therefore the lower boun- dary of the Th. (Th.) otopeta Zone is probably, but only slightly, lower than the base of the original T. pertransiens Subzone. LE H£GARAT & REmAnNE (1968) and LE H£carar (1971) in- terpreted the latter as the lowest subzone of the Th. (K.) rou- baudianum Zone as then conceived. The ammonite associa- tion that LE H£GARAT (1971) gave confirms this. Unfortuna- tely he did not give a faunistical characterization of the upper boundary of this subzone; in fact he characterized only its ba- sal part (LE H£Garart, 1971, p. 287). It is therefore impossible to separate the lower part ofthe 7. pertransiens Subzone as a distinet biostratigraphic unit, because this should always and inevitably be identical with the original T. pertransiens Sub- zone, which has priority over the Th. (Th.) otopeta zone. THIEULOY therefore perfected the ammonite association of the basal part of the 7. pertransiens Subzone. In France the me- lange of Berriasian and Valanginian ammonite forms that alle- gedly would characterize the Th. (Th.) otopeta Zone seems to be restricted to the 2 m thick interval of overlap. MIRAVETES (SPAIN) (1939) ‘Th. aff. pertransiens’ (= Tirnovella n. sp. aff. guey- mardi), and the form referred to by Arnaup et al. (1981) as Tirnovella aff. alpillensis (=T. aff. alpillensis). The entry of this association clearly marks the base of the T. pertransiens Subzone. It should be mentioned that also the last representatives of typical T. alpillensis and the only re- presentative of Spiticeras (Spiticeras) correardi (Kır.), were collected from these lower beds and that Wıepmann (in Arı- MANN et al., 1975) reported the last Spiticeras (Negreliceras) cf. negreli (MatH.) from the bed that produced the first 7. pertransiens. Higher in the T. pertransiens Subzone appear: Thurman- niceras (Kılianella) ischnoterum Sayn, Th. (K.) roubaudia- num (D’Ore.), Sayn’s (1907) variety of Th. (K.) “bochianen- sis” that he depicted on pl. 6, fig. 12 (= Th. [K.] aff. bochia- nense), Ihurmanniceras (Thurmanniceras) loryi Sayn, Tir- novella gueymardı gueymardi (Sayn), and Olcostephanus (Olcostephanus) aff. globulus Spark. Also single specimens of: Sarasinella varıans (UHL.), Sr. eucyrta (Sayn), Thur- manniceras (Thurmanniceras) aff. kingi (Unr.), Parandice- ras cf. theodori (UHL.) were found together with the last Sub- thurmannia, viz. S. (S.) lissonoides SPATH. The ammonite association that forms the faunal transition between the T. pertransiens association and the Busnardoites campylotoxus association is distinct enough to justify the in- troduction of a separate subzone. The “horizon A Saynoceras hirsutum” of THıeuLoy (1973, 1977, 1979) falls within this subzone. As the ammonite fauna in this biostratigraphic unit at Los Miravetes is still too fragmentary to define a true Op- pel-subzone in the proper way, this unit is provisionally kept in the state of assemblage-subzone and called the Sarasinella trezanensis-Thurmanniceras (Kilianella) pexiptychum As- semblage-subzone (HOEDEMAEKER, 1982). 452 In the lower part of this subzone appear: T. gueymardi crassicostata (NIKOLOV), Sr. trezanensis (LORY), Sr. subqua- drata (Sayn), N. subtenuis Sayn, Th. (K.) pexiptychum (UHr.) (typical form), cotype of ‘Hoplites pexiptychum’ Unuic, 1882 (= Th. [K.] n. sp. F), Th. (K.) cf. bochianense Sayn, Olcostephanus (Rogersites) ambikyi Besarkıe, O. (R.) aff. schenki (OP.) in SparH, 1939, and Chamalocıa aenigma- tica (Sayn). Worth mentioning is the fact that the last repu- tedly “Berriasian” Th. (E.) paguieri was found in this sub- zone as well as the last Th. (T'h.) otopeta and Spiticeras. The reason why the ammonite succession from Los Mira- vetes is of particular importance is the fact that in the strati- graphic interval that can be correlated with the 2. (B.) callisto Subzone reputedly ““Valanginian’”’ ammonite forms appear in rather great diversity. In the five basal metres of this interval (there is no sign of a hiatus) were collected the first Tirnovella gratianopolitensis (Sayn), Thurmanniceras (Kılianella) retrocostatum Sayn, Th. (K.) cf. Iucense Sayn (only small fragments, which could not be identified with certainty), Sarasinella longıi (Sayn), Neocomites premolicus Sayn, several other forms of Neoco- mites, Sayn’s (1907) Th. thurmannı, echantillon presque ty- pique (= Th. [Th.] aff. thurmannı), Sayn’s (1907) variety of “Th. Thurmanni” that he depicted on pl. 5, fig. 1 (= Tirno- vella n. sp. aff. gratianopolitensis), Sayn’s (1907) “Th. Thurmanni”, varıete ä large ombilic (= Tirnovella alpillen- sis), Sayn’s (1907) Neocomites trezanensis’, varıete A tours etroits (= Sarasınella n. sp. aff. trezanensıs), Sayn’s (1907) ‘Neocomites neocomiensis’, variete plate ä cötes fines et fasci- culees (= Pseudoneocomites n. sp.) (Psendoneocomites HoE- DEMAEKER, 1982, type species Hoplites Retowskyi SaRAsıN & SCHÖNDELMAYER, 1901), Kırıan’s (1891) “Hoplites Thurman- ni”, var. extreme A tubercules (= Th. [Th.] n. sp. B), and Menmmr’s (1965) Kılianella aff. grossouvrei (= Th. [K.]n. sp. aff. grossouvrei). Higher in this interval appear: Thurmanniceras (Kilianella) aff. Iucense Sayn (with fasciculated ribs in addition to those that are bordering the constrictions), Sayn’s (1907) Th. (K.) “Roubandi”, variete A tours plus embrassants (= Tb. [K.] n. sp. G), and Pıcrer’s (1867) ‘Ammonites Astierianus’ from Berrias (pl. 18, figs. 3, 4) (= Olcostephanus [Olcostephanus]) cf. sublaevis SPATH). In the upper part of this interval appear: Olcostephanus (Olcostephanus) sakalavensis BEsamıE, and Neocomites neo- comiensis (D’ORB.). It should be noted that, with the exception of Sarasinella longi, Sayn’s ‘N. trezanensis’, var. A tours etroits, Sayn’s Th. (K.) “Roubaudi”, var. A tours embrassants, and Th. (K.) cf. lucense, all the above mentioned “Valanginian” forms were also found in the overlying T. pertransiens Subzone of Los Miravetes or even higher. Also it should be mentioned that representatives of Kilia- nella already appear in the lower Berriasian and that at Los Miravetes their frequency in the upper Berriasian equals their frequency in the lower Valanginian sensu stricto. Therefore this subgenus could no longer be considered characteristic for the Valanginian sensu stricto. In our columns the base of the T. alpillensis Subzone was drawn at the local entry of T. gratianopolitensis and the base of the T. pertransiens Subzone at the local appearance of its index species. DISCUSSION The faunal succession encountered at Los Miravetes has important consequences as to the stratigraphic position of the boundary between the Berriasian and the Valangıinian sensu stricto. The impoverished association. of merely “Berriasian” am- monites that hitherto characterized the B. (B.) callisto Sub- zone ın SE France, could not be found in the Miravetes sec- tion. Instead the stratigraphic interval that can be correlated with the 2. (B.) callisto Subzone contains an ammonite asso- ciation that is the summation of the „‚typical callisto associa- tion” and a substantial association of renownedly “Valangi- nıan’” ammonites that would hitherto have indicated the T. pertransiens Subzone. It is in this stratigraphic interval that the melange of Berriasian and Valanginian ammonite forms occurs. Because of the fundamental difference between the ammonite association collected from this stratigraphic inter- val at Los Miravetes and the association that hitherto defined the concept of the B. (B.) callisto Subzone, the latter name does not satisfy anymore. Nevertheless this association, which is composed of a fifty-fifty mixture of “Berriasian”’ and “Valanginian”” ammonites, clearly represents a distinct, well-delimitable and well-recognizable biostratigraphic unit between the B. (B.) picteti Subzone and the T. pertransiens Subzone. Tirnovella alpillensis was chosen as the new index for this biostratigraphic unit; it is themost frequent ammonite in this unit in SE France as well as in SE Spain. It is yet unexplicable why no “Valanginian’ ammonite forms have been recorded from the B. (B.) callisto Subzone in SE France. For several French sections, for instance the Berrias section, the existence of a hiatus, along which the main part of the B. (B.) callisto Subzone and the basal part of the 7. per- transiens Subzone are missing, may be the explanation (DonzeE & LE HEGARAT, 1965; LE HEGARAT & REMANE, 1968; Le He£Garar, 1971). This explanation, however, will no lon- ger serve for other sections in SE France, for instance the La Faurie-Pusteau section, in which no trace of a hiatus has hi- therto been detected. For these sections we must think of col- lection failure or of facial and ecological factors to account for the absence of “Valanginian’’ ammonites. WIEDMANN (in ALLEMANN et al., 1975) already reported a similar mixture of ‘Berriasian’ and “Valanginian’ ammonites from SE Spain. Unfortunately the ammonite association he described from his “B. (B.) callisto Zone” of Los Miravetes cannot be relied on, because, due to a serious correlation error in the amount of overlap assumed for the different parts of the Miravtes section, he equated the stratigraphic interval occu- pied by the T. alpillensis Subzone with the interval occupied by the T. pertransiens Subzone. Due to this error 7. pertran- siens seems to be most abundantly present in his “B. (B.) cal- listo Zone”, which motivated him to drop this species as index for the basal biostratigraphic unit of the Valanginian. Also Th. (K.) lucense was rejected as index, because it appears low in the “B. (B.) callisto Zone”. Therefore he introduced his Th. (Th.) thurmanni Zone for the same biostratigraphic in- terval as defined for his former T». (K.) lucense Zone, ı. e. between the last 2. (B.) callisto and the first Th. (K.) ronban- dianum. After correction of this correlation error, our investigation revealed that WıEpmann’s findings may be true for Th. (K.) lucense, but definitely not for T. pertransiens, which at Los Miravetes appears directly above the last 2. (B.) callisto. Mo- reover also Sayn’s Th. Thurmanni, echantillon presque typi- 7eubstage Dres —_ I stage Superz ! zones [| metres LOWER VALANGINIAN ]_PERTRANS. [ TREZ.-PEX.| subzones ALPILLENS 250 453 que (this juvenile specimen is generally interpreted as a true thurmanni, but I provisionally referred to it as aff. thur- manni because ofthe uncertain interpretation of the lectotype of thurmanni in PıctEr & CamPicHE, 1860, pl. 34, fig. 1, which ıs only an adult living chamber fragment) appears at the base of the interval that can be correlated with the 2. (B.) cal- listo Subzone. As the motives for the introduction of the Th. (Th.) thurmanni Zone are without foundation, the concept of this zone should be abandoned. The faunal successions reported by WIEDMANN (in ALLE- MANN etal., 1975) from the Canada Lengua sections (S of Ca- ravaca), which are not disturbed by correlation errors, but which are very incomplete due to lacunas, show however that not only the ends of the ranges of Pomeliceras nieri, S. (S.) ia Spain 5) from Tunis 1982) from 9 TETI | PIC 200 RAREFURCATA PARAMIMOUNA ] IERT 150 BERRIASIAN BOISS DALNASI BADLY EXPOSED * of Hoedemaeker Based on data of Le Hegarat (1971) from France DIVERSITY GRAPHS OF AMMONITE FAUNAS E + 7 Based on ranges -—--— Based on data of Memmi & Salaj E Number of ammonite [orms Figure 2. The number of ammonite forms at each level of the Los Miravetes section (Spain) is compared with the number of ammonite forms reported from each subzone in France by LE HEGARAT (1971) and with the number of forms reported from the ammonite assemblages distinguished by MEMMI & SALA]J (1975) in Tunisia. The correlation of these assemblages with LE HEGARAT’s zonation was slightly modified. Haploce- ratids, lytoceratids, and phylloceratids are excluded from this comparison. The Miravetes diversity graph shows the deep low that separates the diversity highs of the transıtorius and boissieri superzones, the low subsidary high of the subalpina Subzone, and the conspicuous subsidary high of the alpillensis Subzone between the diversity highs of the boissieri and roubandianum superzones. 454 boissieri, and Sp. (Ng.) negreli, but also those of B. (B.) callı- sto, Sp. (Ng.) cf. paranegreli, and Lp. studeri are overlapping a few metres the beginning of the range of T. pertransiens. When the diversity (= number of species) of the peri- sphinctacean ammonites of Los Miravetes was plotted bed by bed for the uppermost Tithonian, Berriasian, and lower Va- langinian sensu stricto, a succession of pronounced diversity highs and lows became apparent (Fig. 2). At first interpreted them as local diversity fluctuations. Changes in facies could not be held responsible for these highs and lows, because the facies remains unchanged at nauseam throughout the entire Miravetes sequence. However, several of these highs and lows turned out to be of supraregional extent, for it was possible to reconstruct similar diversity curves (Figs. 2, 3) with equally pronounced highs and lows at the same stratigraphic positions when we include in them all those Mediterranean ammonite forms whose ranges are known correct to a subzone, in parti- cular those of LE H£Garar (1971) and THıEuULoOY (1977a, 1979) for SE France and of Memmi & Sara] (1975) for Tunisia. This justifies the conclusion that these highs and lows are not me- rely local aberrations, but are of important time-stratigraphic significance, the more so as it turned out that the diversity mi- nıma correspond with the terminations of known regressive periods in the Mediterranean realm. Each diversity minimum is preceeded by a stratigraphic in- terval in which disappearances of faunal elements highly pre- dominate over appearances of new elements and is followed by an interval in which new appearances predominate over disappearances. Consequently each diversity high has its very own diagnostic fauna of perisphinctacean species and (sub)- genera, which is quite different from the fauna of the adjacent diversity highs. Across a diversity minimum the transforma- tion of the fauna appears to berapid and profound, whereas in between the minima the successive ammonite faunas imper- ceptibly shade off into one another. The broad highs, therefo- re, represent successive natural ammonite assemblages, which form the raw material for the distinction of major biostrati- graphic units, superzones, in the Mediterranean province, whereas the deep minima delimit distinct steps in the deve- lopment ofthe ammonite faunas. Similar steps can be demon- strated for the faunal successions reported from Bulgaria, The Crimea, and Roumania. So it turns out that the “episodic faunal revolutions”, as WIEDMANN (1973) called the rapid faunal turnovers used to de- termine the lower boundaries of the Triassic and Jurassic sy- stems, are much more frequent than hitherto assumed. Many of these turnovers, however, come about mainly at the ge- nus/species level and are therefore less manifest, although the slaughter among the ammonites is often of the same order. Even the five phases recognized by WIEDMAnN (1973) in the development of the ammonite faunas can, with a slight modi- fication, be distinguished within the diversity highs of Los Miravetes and form the basıs for the recognition of subzones (Fig. 3). The shape of the diversity graph is comparable to the one predicted by Carr & Kırcherı (1980). I am convinced that the recognition and determination of the presumably large number of such rapid faunal turnovers attended by conspicuous diversity lows provides a valuable means to give the delimitation of many biochronological units the objective basis that stratigraphers are so eager to obtain. The superzones thus delimited in Los Miravetes have been given biostratigraphic names. The ammonite associations within the broad highs practically correspond to the original faunistical concepts of the Paraulacosphinctes transitorins Zone sensu NEUMAYR (1871) and Sarunov (1977), the Sub- thurmannia (Subthurmannia) boissierı Zone sensu KıLıan (1888) and the “Colloque sur le Cretace inferieur”’ (1965), and the Thurmanniceras (Kilianella) roubaudianum Zone sensu Kırıan (1888, 1896). These turn out to be real, practical, and well-delimitable biostratigraphic units and were therefore re- stored in their original sense, but their concepts were of course corrected and adapted a little in accordance with the greater knowledge we have now of the distribution of ammo- nites. This means, however, that S. (S.) boissieri and Th. (K.) roubandianum are not available anymore as index species for the upper Berriasian and the lower Valanginian sensu stricto. The index fossils of these zones are therefore replaced by S. (S.) rarefurcata and Th. (K.) retrocostatum respectively (HOEDEMAEKER, 1982) (Fig. 3). The superzones are separated from each other by faunal transitions in which the faunal elements of the foregoing su- perzone rapidly dısappear to make room for the new faunal elements of the next superzone, which gradually, though ra- pidly and simultaneously with this disappearance, increase in number and diversity to reach their maximum in the upper part of that superzone. These faunal transitions give rise to narrow subsidary diversity highs, because the diversity of such transitional association is the summation of the old and the new faunal elements. These small diversity highs are situa- ted within the deep lows. The transitional faunas should be incorporated in the superzone that immediately follows them, because the entry and the rapid increase in number and diversity of the faunal elements that characterize the follo- wing superzone is biostratigraphically more important than the retarded presence of some faunal elements of the foregoing superzone. Besides the deepest parts of the diversity lows torm the lower limits of these subsidary highs. These transı- tional faunal associations therefore should constitute the basal subzones of the superzones. For the 5. ($.) boissieri Superzone this is apparently the Subthurmannia (Strambergella) subalpina Subzone, which builds only a low subsidary high. For the Th. (K.) ronban- dianum Superzone this is apparently the T. alpillensis Sub- zone, which builds a narrow, but conspicuous subsidary high. The next superzone undoubtedly begins with the Hi- mantoceras trinodosum Subzone, which also builds a low subsidary high within a deep diversity low, which is attended by arapid and nearly complete renewal of the ammonite fau- na. So the faunal coupures at the base of the $. (St.) subalpıina Subzone and the A. trinodosum Subzone are more important than the one at the base of the T. alpillensis Subzone. Never- theless the faunal turnover in the latter subzone, brought ab- out by the rapid incoming of new faunal elements and their progressive increase at the expense of the old ones, is pro- found and rapid enough to warrant the delimitation of super- zones. Therefore it becomes obvious that the Th. (K.) ron- baudianum Superzone and consequently also the Valanginian sensu stricto should begin at the diversity minimum at the base of the T. alpillensis Subzone. This level practically coin- Subzones Zones phylloceratids) z < R = Ac. radiatus = & Ba CE Te. callidiscus EI & wi - 5 = Hi. trinodosum © be S " Sn. vermucosum" z = ll: = |I8|8 E S Bu. camylotoxus [en : z2| Ss |& Si 2 5 " Sr. trezanensis- zul 2 |& | TA. (K.) pexiptychum" - >53 S z a == Q Assemblage a mm] = 8 wuz S Bel . pertransiene oo 505 |» Frog 3 oO > & = = 5 E: . alpiliensis 5 SS [Le & . (B.) pieteti zZ 5 z < & = SQ Zir|s . (M.) paramimouna SE <ı2 =|28|8 . SI 2 | - (Da.) dalmasi z Ze|2 | 8 o=|2|% Sell 2 | . (B.) privasensis x u = rn 5 wo $ mo a 5. (St.) subalpina [21 © 3 E | 3 B jacobi 3 RS . (H.) Jacobi Ss 8 = 5 "Durangites" S 5 & JURASIC P.P. UPPER TITHONIAN (or ARDESCIAN) Mi. mierocanthum [7 © [7 “ o 7 E=} un ale 16 Bali Ammonite diversity according to the data of: Allemann et al., 1975. x eo (excluding haploceratids,lytoceratids, Barthel et al., 1966. “| 35 wn un Cotillon, 1971. Djanelidze, 1922. Enay & Geyssant, 1975. Le H&garat, 1971. Le Hegarat & Remane, 1968. Mazenot, 1939. Memmi & Salaj, 1975. Moullade, 1966. Oloriz & Tavera, 1979 a,b. Remane & Thieuloy, 1973 a,b. Sapunov, 1977, 1979. Tavera, 1979. Thieuloy, 1977, 1979. our investigation. T T r T a] 30 so so [) 0 80 “ number of ammonite forms Figure 3. Stratigraphical subdivision adopted in this paper. For each subzone the total number of those Mediterranean ammonite forms (excluding haploceratids, lytoceratids, and phylloceratids) whose ranges are at present known correctto asubzone is given to show the pronounced diversity highs and lows of supra- regional extent that had best be used to delimit the stages. BAUMBERGER (1903-1910) should be added as one of the source references. cides with the base of the calpionellid subzone D3 (= the entry of Lorenziella hungarica) and can be correlated with the base of the French 2. (B.) callisto Subzone. The faunal caesura that separates the Psendosubplanites grandis Subzone from the S. (St.) subalpina Subzone was proposed to mark the Tithonian-Berriasian boundary (HoE- DEMAEKER, 1981, 1982). The deep faunal coupure that separa- tes the “Saynoceras verrucosum” Subzone (in the restricted sense as used by MourLADE, 1966, MOULLADE & THIEULOY, 1967, THıEuLoY, 1971, 1973, 1977 b, 1979) and the Himanto- ceras trinodosum Subzone clearly separates a Valangınian from a Hauterivian ammonite assemblage. As the latter break is accıdentally, but fortunately closest to (if not coinciding with) the lower boundary of the Hauterivian stratotype (cf. Donze & THıEuLoY, 1975) as it was originally indicated by RENEVIER (1873), ı. e. at the base of the ‘marnes ä Astieria’, there is no impediment to choose itas the Valanginian-Haute- rivian boundary (HOEDEMAEKER, 1982). As the stratigraphic scope of the Berriasian and the Va- langinian sensu stricto are herewith reduced to only one su- perzone (= 5 subzones) each, the stage appreciation that the Berriasian has gradually acquired (MAzEnoT, 1939; Colloque sur le Cretace inferieur, 1965) should be seriously questioned. It is proposed here to return to the old concept and to subdi- vide the original scope ofthe Valanginian Stage (excluding the so-called “Terrain Dubisien”) into a lower substage, the Ber- riasian, and an upper substage, for which the name Nemau- sian (SARRAN D’ALLARD, 1875, 1881) is available. The Nemau- sian (from Nemausus = Latin for Nimes) has explicitly been introduced as the stage between the Berriasian and the Haute- rivian and it would constitute together with the Berriasian the two divisions that compose the “Terrain Valanginien”. 456 CONCLUSIONS It is shown that in the sequence of Los Miravetes (west of Caravaca, SE Spain) the faunal turnover at the boundary bet- ween the Berriasian and the Nemausian (= Valanginian sensu stricto) is definitely not as abrupt as has generally been assu- med. The faunal transformation, though important because it involves the nearly complete renewal of the ammonite fauna in a relatively short lapse of time, is much slower than pre- viously thought and comes about in the course of the entire 7. alpillensis Subchron, which corresponds with LE HEGARAT’s B. (B.) callisto Subchron. It is shown that in this subchron the successive extinctions of “typically Berriasian’’ taxa were at the same time compen- sated by the successive appearances of new “Valanginian’ taxa. The faunal turnover has definitely not the abruptness that invited so many stratigraphers to choose this boundary as the limit between the Jurassic and Cretaceous systems. On account of the entry and the rapid increase in number and diversity of ammonites that characterize the Th. (K.) roubaudianum Superzone, the boundary between the Berria- sian and the Nemausian (or Valanginıan sensu stricto) should be drawn at the base of the T. alpillensis Subzone, which vir- tually coincides with the base of calpionellid subzone D3. The concept ofthe 2. (B.) callisto Subzone should be aban- doned, because its faunal concept ıs very inadequate, but also those of the Th. (K.) lucense, Th. (Th.) thurmanni, and Th. (Th.) otopeta “zones” should be abandoned, because they do not differ essentially from the concept of the 7. pertransiens Subzone, which has priority. The breaks in the faunal succession of the Mediterranean perisphinctacean ammonites between the P. grandıs and S. (St.) subalpina subzones, where the boundary between the Tithonian and the Valanginian stages had best be drawn, and between the “Sn. verrucosum” Subzone (in the restricted sense used by MouıLLaDe and THıEuLOY) and the Hi. trinodo- sum Subzone, where the boundary between the Valanginian and the Hauterivian stages had best be drawn, are more im- portant and the faunal transformations at these levels more radical than between the 2. (B.) picteti and T. alpillensis sub- zones, where the boundary between the Berriasian and Ne- mausian substages had best be drawn. REFERENCES ALLEMANN, F., GRÜN, W., & WIEDMANN, J., (1975): The Berriasian of Caravaca (Prov. of Murcia) in the subbetic zone of Spain and its importance for defining this stage and the Jurassic-Cre- taceous boundary. In: Colloque sur la limite Jurassique-Cre- tace (1973): Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 14-22. — — & REMANE, ]., (1979): G. Les faunes de calpionelles du Ber- riasien superieur/Valanginien. In: BUSNARDO, R., THIEULOY, J--P., & MOULLADE, M.: Hypostratotype mesogeen de l’etage Valanginien (Sud-Est de la France), III. La Faune. Edi- tionduC. N. R. $., Les stratotypes francais, 6: 99-109, 1 pl. ARNAUD, H., GIDON, M., & THIEULOY, J.-P., (1981): Les Calcaires du Fontanil des environs de Grenoble: leur place dans la strati- graphie du Neocomien entre le Jura et le domaine vocontien. — Eclogae geol. Helv., 74, (1): 109-137, 2 pls. BADALUTA, A., (1975): Biostratigraphie des formations du Tithoni- que-Valanginien et la limite Jurassique-Cretace dans le Banat occidental (Roumanie). In: Colloque sur la limite Jurassi- que-Cretace (1973): Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 23-28. BAUMBERGER, E., (1903-1910): Fauna der unteren Kreide im west- schweizerischen Jura. Part 1-6. — Abh. Schweiz. paläont. Ge- sellsch., 30, 4; 32, 3; 33, 2; 34, 1; 35, 5; 36, 3; 309 p., 33 pls. BUSNARDO, R., & LE HEGARAT, G., (1965): IV. Conclusions. In: BUSNARDO, R., LE HEGARAT, G., ? MAGNE,].: Le stratotype du Berriasien. In: Colloque sur le Cretace inferieur (Lyon, 1963):. Mem. Bur. Rech. G&ol. Min., 34: 25-33. — — & THIEULOY, J.-P., (1979): C. Les zones d’ammonites du Va- langinien. In: BUSNARDO, R., & THIEULOY, J.-P., & MOUL- LADE, M.: Hypostratotype mesogeen de l’etage Valanginien (Sud-Est de la France), III. La Faune. IV. Conclusions. — Edi- ton du C. N.R.$., Les stratotypes francais, 6: 58-68, 127-134. CARR, T. R., & KITCHELL, J. A., (1980): Dynamics of taxonomic di- versity. — Paleobiology, 6, 4: 427443. COLLOQUE sur le Cretace inferieur, (1965): Conclusions generales du colloque. Mem. Bur. Rech. G£ol. Min., 34: 827-834. COLLOQUE sur la limite Jurassique-Cretace, (1975): VII. Discussions sur la position de la limite Jurassique-Cretace. VIII. Discus- sion generale preliminaire au depöt des motions. - M&m. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 379-393. DONZE, P., & LE HEGARAT, G., (1965): Les depöts de la limite Ber- riasien-Valanginien dans le stratotype du Berriasien de Berrias (Ardeche) et dans la region avoisinante.-C.R. Acad. Sc. Pa- ris. 269 (29 mars 1965), groupe 9: 3707-3709. — — & THIEULOY, J.-P. (1975): Sur l’extreme condensation du Va- langinien superieur dans le Jura neuchätelois, en particulier dans le stratotype de Valangin, et sa signification dans l’en- semble des formations valanginiennes du Sud-Est de laFrance. -C.R. Acad. Sc. Paris, 280, Ser. D: 1661-1664. DRUSHCHITS, V. V., (1975): The Berriasian of the Crimea and its stra- tigraphic relations. In: Colloque sur la limite Jurassique-Cre- tac& (1973). - Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 337-341. HEGARAT, G. LE (1965): II. Stratigraphie et macrofaune. In: BUS- NARDO, R., LE HEGARAT, G., & MAGNE, J., Le stratotype du Berriasien. In: Colloque sur le Cretace inferieur (Lyon, 1963): Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 34: 9-16. — — & REMANE, J., (1968): Tithonique sup£rieur et Berriasien de l’Ardeche et de l’Herault. Correlation des ammonites et des calpionelles. - Geobios, 1: 7-69, pl. 1-10. — — (1971): Le Berriasien du sud-est de la France. - Documents Lab. G£ol. Fac. Sc. Lyon, 43, fasc. 1: 1-308, pls. 1-53; fasc. 2: 309-576, pls. 140. HOEDEMAEKER, Ph. J., (1981): The Jurassic-Cretaceous boundary near Miravetes (Caravaca, SE Spain); arguments for its posi- tion at the base of the Occitanica Zone. — Cuadernos Geologi- cos, 10: 235-247. — — (1982): Ammonite biostratigraphy of the uppermost Titho- nıan, Berriasian, and lower Valanginian along the Rio Argos (Caravaca, SE Spain). - Scripta Geol., 65: 1-80, 6 pls.,5 encl. KıLıan, W., (1888): Description geologique de la Montagne de Lure (Basses-Alpes) (These, Paris), 458 p., 3 maps, 8 pls. (Mas- son). — — (1891): Sur quelques c&phalopodes nouveaux ou peu connus de la periode Secondaire. B. Notice preliminaire sur les am- monites du calcaire valanginien du Fontanil (Isere). - Soc. de Statist. de l’Isere, 1890-91, Ser. 3, 16: 191-207, pl. 2-5. — — (1896): Notice stratigraphique sur les environs de Sisteron et contributions A la connaissance des terrains secondaires du sud-est de la France. — Bull. Soc. G&ol. France, 3, 23 (1895): 659-803. MAZENOT, G., (1939): Les Palaeohoplitidae tithoniques et berriasi- ens du sud-est de la France. - M&m. Soc. G&ol. France, NS, 41: 5-303, pls. 140. ; MEMMI, L., (1965): Sur quelques ammonites du Valanginien de l’Oued Guelta (Tunisie). — Bull. Soc. geol. France, 7, 7: 833-838, pl. 31a. — — & SALA], J., (1975): Le Berriasien de Tunisie. Succession de faunes d’ammonites, de foraminiferes et de tintinnoidiens. In: Colloque sur la limite Jurassique-Cretace (1973). Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 86: 58-67. MOULLADE, M., (1966): Etude stratigraphique et micropaleontolo- gique du Cretace inferieur de la “Fosse Vocontienne”. — Do- cuments Lab. G£&ol. Fac. Sciences Lyon, 15, 1: 1-217. — — & THIEULOY, J.-P., (1967): Les zones d’ammonites du Va- langinien superieur et de l’Hauterivien vocontiens. — C. R. somm. Soc. G£ol. France, 6, (19-6-1967): 228-230. NEUMAYR, M., (1871): I. Jurastudien. 5. Der penninische Klippen- zug. - Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt, 21, (4): 451-536. PATRULIUS, D., NEAGU, T., AVRAM, E., & Por, G. 1., (1976): The Jurassic-Cretaceous boundary beds in Romania. — Anuarul Inst. Geol. Geofiz., 50: 71-125. PICTET, F.-]., (1867): Etudes paleontologiques sur la faune ä Tere- bratula diphyoides de Berrias (Ardeche). —- Mem. Soc. Phys. Hist. Nat. Geneve, 7, Melanges Paleontologiques, 2: 43-130, pls. 8-28. — — & CAMPICHE, G., (1858-60): Description des fossiles du Ter- rain Cretace des environs de Sainte-Croix, premiere partie. — Mat. Paleont. Suisse, seconde serie: 380 p., pl. 8-43. REMANE, J., & THIEULOY, J.-P. (1973): Coupe A. III-2: Barret-le- Bas, Les Sausses. Coupe A. IV-1: La Faurie-Pusteau. In: Liv- ret-Guide des excursions, Colloque sur la limite Jurassique- Cretace. - Documents Lab. G£ol. Fac. Sc. Lyon, Hors serie, 1: 90-95; 101-105. RENEVIER, E., (1873): Tableau des terrains sedimentaires. - Bull. Soc. Vaudois Sc. nat., 13: 218-252. SARASIN, Ch., & SCHÖNDELMAYER, Ch. (1901): Etude monographi- que des ammonites du Cretace inferieur de Chatel-Saint-De- nis. — Mem. Soc. Paleont. Suisse, 28, 2: 1-91, pl. 1-11. SAPUNOV, I. G., (1977): Ammonite stratigraphy of the Upper Juras- sic in Bulgaria. IV. Tithonian: Substages, Zones and Subzo- nes. — Geologia Balcanica, 7, 2: 43-64. SARRAN D’ALLARD, L. DE, (1875): Notice sur la stratigraphie des en- virons d’Alais. - Soc. d’etude des Sciences nat. de Nimes, 19 nov. 1875. 457 — — (1881): Note sur une course geologique aux environs d’Alais. - Bull. Soc. geol. France, 3, 8 (1880): 335-354. SAYN, G., (1907): Les ammonites pyriteuses des marnes valanginien- nes du Sud-Est de la France. - Mem. Soc. Geol. France, Pale- ontologie, 15, Mem. 23: 29-66, 4 pls. SPATH, L. F., (1939): The cephalopoda of the Neocomian Belemnite Beds of the Salt Range. — Palaeontographica Indica, NS., 25, Mem. 1, 154 p., 15 pls. THIEULOY, J.-P. (1971): Reflexions sur le genre Lyticoceras HYATT, 1900 (Ammonoidea). -— C. R. Acad. Sc. Paris, 272, ser. D: 2297-2300. — — (1973): The occurrence and distribution of boreal ammonites from the Neocomian of southeast France (Tethyan Province). In: CAsEy, R., & RAwson, P. F., (eds.): The Boreal Lower Cretaceous. — Geol. J., Special issue, 5: 289-302. — — (1977a): La zone ä callidiscus du Valanginien superieur vo- contien (Sud-Est de laFrance). Lithostratigraphie, ammonito- faune, limite Valanginien-Hauterivien, correlations. — Geol. Alpine, 53: 83-143, 7 pls. — — (1977 b): Les ammonites boreales des formations neocomien- nes du Sud-Est francais (Province submediterraneenne). — Geobios, 10, 3: 395461, 9 pls. — — (1979): B. Les ammonites. Description des especes indices et de quelques autres formes fondamentales. In: BUSNARDO, R., THIEULOY, J.-P., & MOULLADE, M.: Hypostratotype meso- geen de l’etage Valanginien (Sud-Est de la France). III. La Faune. Edition du C. N. R. S., Les stratotypes francais, 6: 37-57, 3 pls. UHuig, V., (1882): Zur Kenntnis der Cephalopoden der Rossfeld- schichten. — Jahrb. k. k. Geol. Reichsanstalt, 32, 3: 373-396. WIEDMANN, J., (1968): Das Problem stratigraphischer Grenzzie- hung und die Jura/Kreide-Grenze. — Eclogae geol. Helv., 61, 2: 321-386, 4 tabl. — — (1973): Evolution or revolution of ammonoids at Mesozoic system boundaries. — Biological Reviews, 48, (4): 159-194. — — (1974): Die Jura/Kreide-Grenze. Prioritäten, Diastrophen oder Faunenwende? In: Colloque du Jurassique ä Luxem- bourg, 1967. - Mem. Bur. Rech. Geol. Min., 75: 333-338. — — (1975): The Jurassic-Cretaceous boundary as one of the Me- sozoic system boundaries. In: Colloque sur la limite Jurassi- que-Cretace. -— Mem. Bur. Rech. G£ol. Min., 86: 358-362. ZEıss, A., (1965): Gliederung und Grenzen des oberen Jura in Euro- pa. In: Carpatho-Balkan Geological Association, VII Con- gress, Sofia, 1965, Reports, Part 2, (1), 107-113. 459 a Tr München, 1.Jal 1985 ISSN 03730027 Jurassic and Early Cretaceous planktonic foraminifera (Favusellidae). Stratigraphy and paleobiogeography By TATJANAN. GORBACHIK & KIRILLA I. KUZNETSOVA*) With 6 text figures and 2 tables INBSTRAGITE 34 species of planktonic foraminifera of the Favusellidae are known in the Jurassic and Cretaceous (14 in the Jurassic and 20 in the Cretaceous). On the strenght of analysıs correspon- ding layers were selected in the sections with determination of their stratigraphic range. It was cleared up that distribution area of Favusellidae in the Jurassic is streched in anarrow sub- latitudinal strip from the eastern coast of Canada to the Middle Asia. It becomes significantly wide in the Cretaceous and moves to the south reaching the North Tropic in Berria- sian-Hauterivian and South Tropic and Madagascar in the Al- bian-Cenomanian. Mediterranian region is suggested to be the possible centre of formation and expansion of the most early representatives of this family. KURZFASSUNG Aus dem Jura und der Kreide sind bisher 34 Arten von planktonischen Foraminiferen der Familie Favusellidae be- kannt (14 aus dem Jura, 20 aus der Kreide). Die Vorkommen wurden weltweit in jeweils altersgleichen Schichten vergli- chen. Das Verbreitungsgebiet der Favusellidae ist im Jura be- schränkt auf einen schmalen Streifen von der Ostküste Kana- das bis nach Mittel-Asien. In der Kreide dehnte sich das Ver- breitungsgebiet nach Süden aus und erreichte im Berrias- Hauterive den nördlichen tropischen Bereich, im Alb-Ceno- man den südlichen tropischen Bereich (Madagascar). Als Ur- sprungsgebiet kann die mediterrane Region angenommen werden, von wo die Ausbreitung der frühen Vertreter dieser Familie ausging. INTRODUCTION The abundancy and diversity of Late Cretaceous and Ce- nozoic planktonic foraminifera enables us to work out zonal scales of global significance. The beginning of the formation ofthis group of organisms can be associated with the Jurassic stage of the earth’s evolution, during which planktonic fora- miniferal assemblages as yet were few in number, and with li- mited distribution areas. Particularly the initial stage of the formation of this fauna is of great importance for understan- ding their further evolution. *) T. N. GORBACHIK, Catr. Paleontology, Lomonosoy University, Moskau, USSR; K. I. KUZNETSOVA, Akad. Nauk SSR, Geologi- cal Institute, Moskau, USSR. Therefore, our task was to study early planktonic foramini- fera of the family Favusellidae which have existed since the Middle Jurassic up to the end of the Early Cenomanian. The family Favusellidae was identified by Loncorıa (1974) as being part ofone genus, Favusella MicHaeı 1971, and is defi- ned as a unique group of Late Albian — Early Cenomanian globigerinids characterized by ornamentation of the surface of the test consisting of large polygonal plates looking as a ho- neycomb cell (LonGorıa, 1974, p. 74). Subsequently the number of the species identified as belonging to the family which besides the type genus Favusella now included two further genera: Globuligerina BıGnor et GuvADer 1971, and Conoglobigerina MoRrozovA 1961 (GRIGELIS &t GORBACHIK, 1980); their representatives having the surficial test ornamen- 460 tation in the shape of a tubercle (pustule), or an irregular cell. Another specific feature of the family is the position of the aperture which is in most cases umbilical or intramarginal. The expansions of the family resulted in a change of opinions as to its stratigraphic distribution. The species making up the present family have been known to exist from the Bajocian to the Early Cenomanian inclusively. The study of development of test-ornamentation of Favu- sellidae representatives from the Middle Jurassic to Cenoma- nian showed that it proceeded in accordance with the oligo- merization principle, transformation from numerous diffu- sive ornamentation types-tubercles, to regular, larger and less numerous polygonal cells being seen (ALEKSEEvA & GORBA- CHIK, 1981). The regularity in development of the ornamenta- tion confirms combination of the above mentioned genera into one family. One of the problems, which still remains unsolved in the systematics of Favusellidae is the relationship between the ge- nera Conoglobigerina and Gubkinella SuLeymanov (1955). The former was described by Morozova (Morozova & Mos- KALENKO 1961) from Bajocian-Bathonian deposits of Daghe- stan and was included into the family Globigerinidae as a sub- genus ofthe Globigerina genus. The latter genus was attribu- ted to the heterohelicids by SuLEYMmAnov (1955) and described from the Upper Senonian (Campanian-Maastrichtian) of the South-Western Kyzyl-Kum (Usbekistan). Subsequently LoEsLıcH & Tapran (1964) also assigned Gubkinella to the Heterohelicidae and the genus Conoglobigerina was regarded as its Junior synonym. However, even without analysing the morphology of the above two genera, it would appear that between their Jurassic and Early Cretaceous representatives attributed by us to Co- noglobigerina, on the one hand, and Senonian (Campani- an-Maastrichtian) assignedto Gubkinella, on the other hand, there is a gap equivalent to at least four stages. This makes us doubt the validity of the concept. The problem posed can be solved by means of comparative analysis of the morphology of topotypes of Conoglobigerina dagestanica MOROZOVA and Gubkinella asiatica SuLEyMAnNov. This is being included in the programme of our further studies. This paper is mainly dedicated to the problem of stratigra- phic and geographical distribution of representatives of the Favusellidae on a global scale, and their use for the solution of stratigraphy and correlation problems. The Favusellidae at the given stage of knowledge include the genera Conoglobige- rina, Globuligerina and Favnsella. The analysis of stratigra- phic distribution of favusellids in the Jurassic and Cretaceous was carried out by GorBAcCHIK and Griceuis (1982), the pre- sent new material, however, has made a considerable contri- bution to our knowledge. SERATIGRAPHY AND PALAEOBIOGEOGRAPHNY OFFZTHEJFAVUSELEIDAE At present we are aware of 34 species of favusellids existing throughout the Jurassic and Cretaceous (14 species in the Ju- rassic and 20 species in the Cretaceous). Deposits from all the stages beginning from the Bajocian up to the Cenomanıan in- clusively, have been identified (Tab. 1). However, no favu- sellids have been observed as yet, in certain parts of this strati- graphic interval, i. e. they are missing in the Upper Oxfor- dian, Upper Berriasian and in the Upper Valangınian (the possible distribution of the species is shown in tab. 1 by bro- ken lines). The stratigraphic range of 11 species corresponds to one substage; nine species are distributed in two substages, inclu- ding the adjacent stage. The remaining 14 species have a wider distribution. This can be related, to a certain extent, to the fact that the study ofthis extremely complicated group (small tests and too indistinct morphological features to be seen clearly under a light microscope) may not altogether be able enough. Especially complicated is the identification of these forms found in deposits in geosynclinal areas where preservation is less complete than those found in platform and oceanic depo- sits. One more circumstance should be taken into considera- tion: early planctonic foraminifera are seldom wholly distri- buted throughout a section, but are associated with separate beds; this is rarely stated in the available publications. As are- sult, we have an artıfical spread of stratigraphical intervals of the species (Tab. 1). Thus, the subdivisions distinguished cannot as yet be regarded as zones, and are usually called beds. Nevertheless, this group is undoubtedly important for the zonal subdivision of the Jurassic and Early Cretaceous, be- cause the geographical distribution of favusellids, as with any planktonic foraminifera, is very wide. This makes correlation possible. The scheme of subdivisions ofthe Jurassic and Early Cretaceous using favusellid distributions, initially elaborated by GorBachHıK and GriGELiss (1982) and then supplemented by new data is shown in Tab. 2. The separate subdivisions are ambiguous with regard to their stratigraphic and correlative importance. The scheme presented has blanks for which no reprensentative species have been, as yet, identified (Upper Callovian, Upper Berriasian, Valanginian). These blanks seem not to be related to the absence of planktonic foramıni- fera but rather to a lack of material. Some of the subdivisions are of a certain stratigraphic im- portance at a given stage inthe study. They are represented by such species as Globuligerina oxfordiana, G. helvetojurassi- ca, Conoglobigerina bathoniana, etc., having a narrow strati- graphic range and a very wide geographical distribution. These subdivision are traced from Crimea to Caucasus in the east and to the Canadian coast ın the west. Parts of the subdivisions are based on those species whose distribution areas are still limited. This is most probably rela- ted to a poor knowledge. No special studies of Cretaceous fa- vusellids and their biogeography have been carried out till now. There are data available on this question in those publi- cations containing identifications and descriptions of repre- 461 T9eySTW e3ernatgzo ‘7 "pE Tseystw roubessad "4 "£g£ T9eyaTw sTsusousa *g "TE T9eyatw ereapenb 7 *\E (ueddeL 33 yOTTqaO7) TuuewsssTty "7 *0E erıoßuo] sturogsetfaßbzegpay *4 "67 eTaoßuO] esnguoo *g "87 TaeyaTW erngras "g *[Z T9eyaTW Ppratu "4 *97 PTIOBUO] Beurysofoa "4 *GZ eTIoßuo] stsuauohededed "4 *pZ (AasıeJ) stsusgtysem *4 "EZ (AasıeJ) stsusstysem "je efTasnaeg +77 (eaouoyuy) e2erawestzpenb ‘9 *|z (eAouo4y) e3tpıe2 ‘9 *07 (ueddeL) srsusuoshezb (£) '9 '6l (TITOR) raaTöny 9 "gl (eurt3ogqms) eotarzagney °9 *LL TUTYUISOAOA 39 ATyDeqIog rorseones °9 "g| BUTUISOAOI 39 ATypeqaog stsusyyarnd PurısßrtngoTa "SL (eAouoJTAL 39 easy2AoI) Patuoo eurssßrtgoTbouog "pL (eaouoFTtIL 39 enaymoI) rwenbıs?3 9 EL STISabTIg strejoderta3s °9 "ZU (STIP6TAIY) euerpzogxo °9 "|| (aSTsnsey) earsseanlogsaTey °9 "OL BAOSISUZny STsusTAoTTe2 ‘9 "6 eAOSJaUZNY estwouebau purssbringota "8 (ueuJJoH) earsseanl I *L (emoipzeg) Purruoygeq ‘I *9 BAOZOACW eorzıeae purzabrgoTbouoy *G uwyo 32 sıeq srsuarands eurzaßteingoT9 *h BAOZOIOW Paruegsaßep eurzaßrgoTbouoy *E eNOZOICW 39 eAOFeUDeTeg stsusyepaneb eurzıaßbrgoTbouoy * ‚sepıpjpsnAaeg 70 21ey) UONNALISICT TOIqeL x3QNI Br 39VLS W3LSAS se I m ££ I 2£ LE oe 62 —— 8z Lz 97 7 —hpz te H—2 u ız Eee Bet ------ 6L — Bl ---- Li --- - gL 4-1 — EL Bei - —A1 = oL 6 8 L ae a ——s5 v F-- € -- z ER —: est 1 u ._ wo°y | te!y| dety aa ulu aly saty (aaer| user € 7 DERANE EI = ar & [ala] uerueuousn| verqrv |uergdy |uerwereg | eratzegnen | uerurBueteA ueTUOyATL |UeTBPTIEUTN SENnKoPaED9SVElES3RyE ONIESESEVEHENER = = RER BRRe: | PR e | INDEX SULTBSDSIEVETTISEKTSONN ae _ _ S , km Rn Fe _ _ = K3 ıvusella quadrata - F ıshitensi | 2 Kal2 la nitida - i man | | Tr . u [2,3 | F lla papagayon = 1 a IK = 1 3 quadricamerata - tardita | & | , br K, 1-2 1 yerina tardita - yray 1ensıs KN12 Globuligerina hauterivica | K,Vı1-2 3 |- | , bs, K, e 1 SG Globuligerina gulekhensis - G. caucasica t J2 1-3 conoglobigerina conica - Globuligerina terquem | je FR lobuligerina stellapola 3 I ox = 3 3,%1-2 | Globuligerina oxfordiana cl I; 3 - el 3,2 Globuligerina calloviensis | [3° Conoglobigerina jurassica - G. meganomica | ae) Conoglobigerina bathoniana - C. avarica | | “3b | 1 | bj 5lo k = Dr Conoglobigerina gaurdakensis - Globuligerina balakhmatovae 3,91 Table 2. Scheme of subdivision of Upper Jurassic and Lower Cretaceous deposits, using favusellids. sentatives of this group (HAEUSLER, 1881; Tapran, 1940; Su- BOTINA, 1953; GriGELIs, 1958; Horrman, 1958; BorLı, 1959; MoOROZOVA & MOSKALENKO, 1961; IOVCHEVA & TRIFONOVA, 1961; Antonova et al., 1964; Bars & Onm, 1968; MICHAEL, 1972; GriGELIS et al., 1977; LONGORIA & CAMPER, 1977; GOR- BACHIK, 1979; GORBACHIK & ANTONOVA, 1982; KUZNETSOVA & UspenskAYA, 1980; et al.) or in those devoted to the problems of the biogeography of Jurassic and Cretaceous foraminifera (Gorpon, 1970; Dirzay, 1971; GRADSTEIN, WILLIAMS, JENKINS & Ascoıı, 1975; GrAaDSTEIN et al., 1977). This paper contains results of personal observations and analysıs of DSDP which enables us to generalise on the global distribution of favusel- lids in the Jurassic and the Cretaceous (Fig. 1-6). In the Middle Jurassic the distribution area of favusellids extended as a relatively narrow band in the sublatitudinal di- rection from the Transcaspian to the Eastern coast of Canada, almost reaching 60° Northern Latitude, in northern Europe, and 40° N. L. in the South. The composition of the Middle Jurassic plankton included six species attributed to the genera Conoglobigerina and Globuligerina (Fig. 1). In the Late Jurassic the distribution of planctonic foramıni- fera expanded northwards to the Arctic Circle. The southern boundary of favusellids on the East coast of Canada reached 30°N. L. The most eastern occurence of planktonic foramini- fera has been observed on the Gissar Ridge, from the Oxfor- dian deposits (Fig. 2). The tendency that the distribution area of this group shifts southwards is obvious from Early Creta- ceous times. However, general orientation of the distribution area of planktonic foraminifera, having a sublatitudinal trans- atlantic location remains the same. The developmental area of the organisms under study expanded considerably to the west, covering California. Its eastern boundary in the Berria- sian-Hauterivian was confined to the South-Eastern Cauca- sus. The southern boundary has reached the Northern Tro- Fig... 1. Crimea: Conoglobigerina jurassica (bt-ch,). Location of Favusellidae and their composition in the Middle Jurassic. 2. North-East Caucasus (Dagestan): Conoglobigerina avarica (bt); C. dagestanica (bj-bt,); Globulige- rina balakhmatovae (bt,). Poland: Conoglobigerina bathoniana (btı_,). . North Italy: Globuligerina spuriensis (bt); oNOoanW 2» WW . South-East Caucasus (Azerbaijan): Conoglobigerina gaurdakensis (bj,). Turkmenia: Conoglobigerina gaurdakensis (bj3); Globuligerina balakhmatovae (bt). . Canada (shelf Nova Scotia): Conoglobigerina bathoniana (bt). . Canada (Grand Bank): Globuligerina balakhmatovae (bj,-bt); Conoglobigerina bathoniana (bj-bt). 463 alles 2 Fig. 2. Location of Favusellidae and their composition in the Upper Jurassic. 1. Crimea: Globuligerina meganomica (cl); G. calloviensis (clı_>); Conoglobigerina jurassica (bt-ch,); Globuligerina oxfordiana (0x1); G. stellapolaris (tı); G. terguemi (tı). . Gissar: Globuligerina oxfordiana (0x). European part of the USSR (Moscow and Kostroma regions): Globuligerina oxfordiana (0x1); R. Pechora basin: Globuligerina stellapolaris (km,). . Baltic region: Globuligerina oxfordiana (ox,). . Bulgaria: Globuligerina terquemi (t); Conoglobigerina conica (t). . South of the FRG: Globuligerina helvetojurassica (0x1). . Switzerland: Globuligerina helvetojurassica (0x). . France: Globuligerina oxfordiana (0x,). . Sweden: Globuligerina oxfordiana (0x1). . Canada (Grand Bank): Globuligerina helvetojurassica (0x,); G. oxfordiana (0x1); G. meganomica (el). . Canada (shelf of Nova Scotia): Globuligerina meganomica (ce); G. calloviensis (ce). . DSDP Site 105: Globuligerina helvetojurassica (0x1). m m — wm Beiig..3 N Fig. 3. Location of Favusellidae and their composition in the Early Cretaceous (Berriasian, Valanginian, Hauterivian). . Crimea: Globuligerina gulekhensis (v); G. cancasica (v). . South-East Caucasus (Azerbaijan): Globuligerina gulekhensis (bsı); G. caucasica (bs,). North-West Caucasus: Globuligerina hauterivica (h). . Rumania: Globuligerina hauterivica (h). . France: Globuligerina hauterivica (h). . Tunisia: Globuligerina hauterivica (h). . Canada (shelf of Nova Scotia): Globuligerina hauterivica (h). . USA (California): Globuligerina kugleri (h). . Atlantic Ocean, DSDP Site 397: G. kugleri; G. graysonensis (h); Sites 370, 101, 105: G. (?) graysonen- sıs (h). vonauzunme 464 a8 Fig. 4 Fig. 4. Location of Favusellidae and their composition in the Early Cretaceous (Barremian, Aptian). . Crimea: Globuligerina kuglerı (b). North-West Caucasus: G. quadricamerata (ap); G. tardıta (b-apı). . Georgia: G. hauterivica (b). Bulgaria: Favusella washitensis (aps). . Canada (shelf of Nova Scotia): Favusella aff. washitensis (ap); Globuligerina hauterivica (b). . Trinidad, Globuligerina kugleri (b-ap); G. graysonensis (b>). . USA (Texas): Globuligerina graysonensis (b). . USA (California): Globuligerina kugleri (b); Atlantic Ocean, DSDP Site 398: G. quadricamerata (ap); G. (?) graysonensis (b); G. tardita (ap);S. 397: G. tardita (b); S. 369, 363: G. (?) graysonensis (ap); G. kugleri; G. hanterivica (b); S. 391: G. kugleri (b); S. 101, 105: G. hauterivica (b-ap?). Pacific Ocean, DSDP Sites 49, 50, 306: G. graysonensis (b>); S. 305: (b-ap ?). na vu rum — oo Fig. 5. Location of Favusellidae and their composition in the Early and Late Cretaceous (Albian, Cenomanian). 1. Crimea: Favusella washitensis (al-cm). 11. Trinidad: Globuligerina (?) graysonensis (al»-cm). 2. South of the FRG: F. washitensıis (al;). 12. USA (Texas): G. graysonensis (al-cmı); F. washitensis (alı-cm); F. nıtıda, F. scitula, 3. France: F. washitensıis (al;). F. quadrata, F. wenoensıs, F. pessagnoi, F. orbiculata (als); F. hiltermanni (al; ,). 4. Portugal: F. washitensis (al-cm). 13. USA (Oklahoma): G (?) graysonensis (al»-cm,). 5. Sardinia: F. washitensıs (al;). 14. USA (Minnesota): G. (?) graysonensis (al»-cmı). 6. Israel: F. washitensis (cm). 15. Mexico: F. washitensis (alı-cm); F. papagayonensis, F. voloshinae (alı); F. nitida, 7. Algeria: F. washitensıs (al;). F. scıtula (al); F. confusa, F. hedbergellaeformis (al-cm). 8. Libia: F. washitensis (cm,). 16. Cuba: F. washitensis (al»-cm). 9. Zululand: F. washitensis (al,). 17. Hokkaido: F. washitensis (cm; ;). 10. Madagascar: F. washitensis (al,). Atlantic Ocean, DSDP Sites 370, 398: F. washitensis (al); S. 402: F. washitensis (al,); F. washitensis (alı). pics, whilst the northern one did not exceed 45° N.L. (Fig. 3). The systematic composition of planktonic foraminifera at that time somewhat varies; the specific composition being completely renewed; four of the five known species belong to the genus Globuligerina, and one (G. [?] graysonensis) is att- ributed by various authors to different genera: Globuligerina, Gubkinella, Globigerina. Subsequently, during the Barremian and Aptian favusellids spread in the latitidunal and meridional direction was obser- ved. Their distribution was associated with a sublatitudinally oriented area, thetransatlantic and transpacific. The global di- 465 stributional area is only interrupted in Central Asia, represen- ted by continental facies (Fig. 4). During the Barremian and almost the entire Aptian the favusellids were, as previously, represented by the genus Globuligerina (5 species); and only atthe end of the Aptian did the first representatives of Favu- sella (2 species) appear. In the Albian and Early Cenomanian the southern boun- dary reached, as before, the Southern Tropics of South Africa and Madagascar. The systematic composition increased noti- ceably, i. e. it included 13 species of favusellids attributed mostly to the genus Favnsella (12 species) (Fig. 5). CONCLUSIONS So, following the history of development and distribution of planktonic foraminifera from the Middle Jurassic up till the beginning of the Late Creaceous, the following can be said: In the Jurassic and specially in the late Jurassic the distribu- tion areas of planktonic foraminifera have had a much more northern occurrence than in the Cretaceous. This, so we belie- ve, is directly related to climatic conditions. Atthe end,of the Jurassic the average yearly temperature ofthe water masses in the Boreal sea was very high, from 21° to 24° © (Saxs & Nar- NYAEVA, 1966). This corresponds to the temperatures of the recent Sea of Japan and the Gulf of Mexico, i. e. subtropical basins. A gradual cooling of the epicontinental basins of the Boreal belt led to a subsequent migration of planktonic foraminifera towards the South in the area of the Tethys and Paratethys, where the water temperatures remained high (Fig. 6). The analysis of the distribution areas and their successive changes, including transformations in the systematic compo- sition of favusellids show that their earliest representatives have been found in the Crimean-Caucasian province of the Mediterranean area. The same were inhabited by almost all known Early Cretaceous favusellids up till the Albian time. Therefore, the Mediterranean area appears possibly to be the centre ofthe formation and distribution of the early plankton. ee oo 2DZ-ee- > 3-:-:- dere.S % Eig. 6 | Fig. 6. Areals of spreading of the Jurassic and Early Cretaceous Favusellidae. 1 = Middle Jurassic; 2 = Late Jurassic; 3 = Berriasian, Valanginian, Hauterivian; 4 = Barremian-Aptian; 5 = Albian-Early Cenomanian. 466 BIBLIOGRAPHY ALEKSEEVA, L. V. & GORBACHIK, T. N. (1981): The use of electro- nomicroscopic analysis in studying the morphology and sy- stematics of foraminifers. - Voprosy micropaleontologii, 24, 88-94, (in Russian). ANTONOVA, Z. A., SHMYGINA, T. A., GNEDINA, A. G. & KALUGI- NA, ©. M., (1964): Neocomian and Aptian of the Pshekha- Ubin interfluve (North-Western Caucasus). — Trans. Krasno- darsk filial Vsesouznogo neftegas. n. isl. inst., 12, “Nedra”, M., 3-72, (in Russian). Bars, H. & OHM, U., (1968): Der Dogger des Profils Rocchetta, Prov. Trient, Italien, Globigerina spurensis n. sp. - N. ]Jb. Geol. Paläont. Mh., (10), 577-640. BoıLı, H.M. (1959): Planktonic foraminifera from the Cretaceous of Trinidad. - Bull. Amer. Paleontol., 20, 257-277. Dirtev, F. C. (1971): Cretaceous foramıniferal biogeography. In: “Faunal Provinces in Space and Time”. - Geol. Journ. Spec. Issue, 4, 169-190, (Seel House Press) Liverpool. GORBACHIK, T. N. & ANTONOVA, Z. A. (1981): Revision of some species of Early Cretaceous planktonic foraminifers relative to their study under an electron microscope. - Voprosy mikro- paleontol., 24, 82-87, (in Russian). — — & GRIGELIS, A. A. (1982): The role of planktonic foraminifers in subdivision of Jurassic and Lower Cretaceous deposits. — Izdat. “Mintis”, Vilnius (in Russian). — — & PORISHINA, L. A. (1979): New planktonic foraminifers from Berriasian deposits of Aserbajan. — Paleontol. Journ., 3, 22-27 (in Russian). GORDON, W. A. (1970): Biogeography of Jurassic Foraminifera. — Geol. Soc. America, Bull., 81, 1689-1704. GRADSTEIN, F. M. (1977): Biostratigraphy and biogeography of Ju- rassic Grand Banks Foraminifera. — Ist. Int. Symp. on Ben- thonic Foraminifera of Continental Margins, Part B. Paleon- tology and Biostratigraphy, Maritime Sediments, Spec. Publ. 1, 557-583. — — & WILLIAMS, G.L., JENKINS, W. A., AscoLı, ©. (1975): Me- zozoic and Cenozoic stratigraphy of the Atlantic continental Margın, Eastern Canada. — Can. Soc. Petrol. Geol. Memocır., 4, 103-131. GRIGELIS, A. A. (1958): Globigerina oxfordiana sp. nov. - finding of Globigerina and Upper Jurassic deposits of Lithuania. — Nauchn. Dokl. Vyssh. shkoly, ser. geol.-geograph. nauk, 3, 109-111, (in Russian). — — & GORBACHIK, T. N. (1980): On systematics of Jurassic and Early Cretaceous Globigerinacea. — Paleontol. Journ., 1, 20-30. — — & MESEZHNIKOV, M. $., YAKOVLEVA, $. P. & KOZLOVvA, G. E. (1977): The first finds of planktonic foraminifers in the Up- per Jurassic of the Pechora river basin. - Dokl. Akad. Nauk SSSR, 233, (5), 926-927, (in Russian). HAEUSLER, R. (1881): Note sur zone A Globigerines dans le terrain jurassique de la Suisse. - Ann. Soc. roy. malacol. Belgique, (3), 1, Bruxelles. HOFFMAN, E. A. (1958): New finds of Jurassic Globigerina. — Nauchn. dokl. vysh. shkoly ser. geol.-geogr. nauk, 2, 125-126, (in Russian). IOVCHEVA, P. & TRIFONOVA, E. (1961): Globigerina of the Titho- nıan in the N-W of Bulgaria. — Tr. verkhu geologiyata na Bul- garıa, ser. paleon., III, 343-347. KUZNETSOVA, K. I. & USPENSKAIA, E. A. (1980): New finds of planktonic foraminifers in Upper Jurassic deposits of the Crimea. — Dokl. Akad. Nauk SSSR, 254, (3), 748-751, (in Russian). LOEBLICH, A. & TappAan, H. (1964): Treatise on Invertebrate Pale- ontology. Pt. C. Protista 2, Sarcodina, chiefly “Thecamoebi- nas” and Foraminifera. — Geol. Soc. Amer., 900 p., New York. LONGORIA, J. F. (1974): Stratigraphic morphologic and taxonomic studies of Aptian planktonic foramınifera. - Rev. Esp. Micro- paleontol. Num. extraord., 107 p. — — & GAMPER, M. A. (1977): Albian planktonic foraminifera from the Sabinas Basin of northern Mexico. — Journ. Foram. Res., 7, (3), 196-215. MICHAEL, F. Y. (1972): Planktonic foraminifera from the Camon- chean series (Cretaceous) of Texas. - Journ. Foram. Res., 2, (4), 200-220. MOROZOVA, V. G. & MOSKALENKO, T. A. (1961): Planktonic fora- minifers of boundary deposits of the Bajocian and Bathian stage of Central Daghestan (North-Eastern Caucasus). — Vo- prosy mikropaleontol., 5, 3-30, (in Russian). SaKs, V. N. & NALNYAEVA, T. I. (1966): Upper Jurassic and Lower Cretaceous belemnites of the USSR North. — 1966, L.: “Nau- ka” 259 p., (in Russian). SUBBOTINA, N. N. (1953): Globogerinids, hantkeninids and globo- rotaliids. — Trudy Vsesouzn. neft. geol. rzv. inst. nov. ser. vyp. 76, 296 p., (in Russian). SULEYMANOV, 1. $. (1955): The new genus Gubkinella and two new species of the Heterolicidas family from the Upper Senonian of the south-western Kyzyl-Kum.-Doklady Akad. Nauk SSSR, 102, (3), 623-624, (in Russian). Tapran, H. (1940): Foraminifera from the Grayson Formation of Northern Texas. — Journ. Paleontol., 14, (2), 93-126. To the „Neocomian“ biostratigraphy in the Krizna-Nappe of the Strazovske Vrehy Mountains (Northwestern Central Carpathians) By ZDENEK VASICEK, JOZEF MICHALIK & KAROL BORZA*) With 8 text figures, 1 table and 2 plates NBSTRAET The paper deals with the newest results of detailed strati- graphical research in nine Lower Cretaceous sequences in Western Carpathians. The correlation of several parabiostra- tigraphical schemes based on several groups of organısms, al- lowed to elaborate a local biostratigraphy, applicable in the whole area, and relatively reliable date most of the lithological horizons. Moreover, the detailed lithostratigraphical correla- tion enables us to reconstruct sedimentary and paleotectoni- cal development of the Krizna (= Fatric) basin. KURZFASSUNG In dieser Arbeit werden die Ergebnisse der biostratigraphi- schen Untersuchungen in den Ablagerungen des höchsten Jura und der unteren Kreide im Gebiet des Sträzov-Berglan- des (Krizna-Decke = Fatrikum) vorgestellt. Sie stützen sich auf neun Profile, die lithofaziell und auf ihren Mikroplank- ton- und Cephalopoden-Inhalt hin untersucht wurden. Die bisher gewonnenen Ergebnisse zeigen, daß die Ent- wicklung des Fatrikums komplizierter ist, als bisher ange- nommen wurde. Die ältesten Ablagerungen der ‚‚Neo- kom“-Schichtenfolge gehen aus silifizierten Tiefwasserkar- bonaten hervor. Tithon, Berrias und Untervalangin sind vor allem mikrofaunistisch belegt, die Makrofauna ist gewöhnlich nur durch Aptychen dokumentiert. Obervalangin bis unter- stes Apt enthalten stellenweise ziemlich reiche Cephalopo- denfaunen, besonders Ammoniten, die mediterranen Cha- rakter besitzen. Höheres Apt und Unteralb läßt sich nur durch Mikroplankton und stellenweise durch orbitolinide Foraminiferen identifizieren. ACKNOWLEDGMENTS We acknowledge Dr. E. Köhler, CSc. for determination of orbitolinid foraminifers and for stimulating comments to the Aptian stratigraphy. We thank also Mrs. M. Ruzovä for the drawings, Mrs. M. Grmelovä for the photos of the macrofos- sils, Mrs. H. Brodnianska made the photographs of the mi- crofossils. We are indepted to Academician B. Cambel, Di- rector of Geological Institute Slovak Acad. Sci. for the per- mission to publish the results of our research. ISINTERODUETION Lower Cretaceous carbonate sequences form considerable part of the rock sequence in the Krizna nappe of central We- stern Carpathians (Czechoslovakia). During the last years we *) Z. VASICEK, Dept. of Geology and Mineralogy, Mining Universi- ty, 70833 Ostrava-Poruba VI, CSSR; J. MICHALIk, K. BORZA, Geological Institute Slovak. Acad. Sciences, 81473 Bratislava, CSSR. happened to enrich our recent knowledge (MicHaLik & Vast- CEK 1979, Borza et al. 1980, MicHALik et al. 1980, VASICER & MichaLik 1981, Borza et al. 1982) by adding of further, more completely known new sequences. Our newest localities and the application of several modern literary data (among them BuUsNARDo et al. 1979 predominantly) made the knowledge of Upper Valanginian - Upper Barremian interval biostratigra- phy more refined. 468 Stratigraphical research in the West Carpathian Lower Cre- taceous sequences is complicated by an intricated tectonical structure of the terraine, forming a part of the Centrocarpa- thian nappe front, by lack of completely incovered sections, as well as by its considerable facial variability. This is why our research cannot be considered as to be finished and some of our conclusions as to be definitive. As a result, we could not define ammonite zones, valid in the whole area. Northwestern part of Sträzovsk& vrehy Mts. forms sou- thern rim of the Middle Väh-river basın (Fig. 1). Complica- tely deformed frontal part of the Krizna-nappe, extending over great part of this area, consists mostly of Lower- and Middle Cretaceous sediments. In spite of incomplete exposu- re, several outcrops in quarries, creeks and road’s cuts offer possibility of detailed stratigraphical study. This paper is ba- sed on the study of nıne detailed documented sections, eva- luated from both the macro- and micro-lithofacial point of view, according to the content of microplankton and cepha- lopod macrofauna, as well as nannofloral remains, studied in several places. 2. PALAEOGEOGRAPHICAE SETIING Mediterranean segment of the Mesozoic Tethys has re- ached the maximum of its diversification during Late Jurassic and Early Cretaceous. Although the recent knowledge of pa- leogeographical relations between individual elements of the European Alpides does not allow unambiguous conclusions (cf. MicHauik & KovAc 1982), West Carpathian area may be roughly characterized as an extensive, paleogeographically and paleotectonically very diversified area, extending on the west from the mouth of Danısh-Polish trough, thus in close neighbourrough of the East European platform (Fig. 2). Bystrica j l | l [q Nozdrovice /_ Sy u 7. Dubnica ı nad, Vahom ES FE ©, | ER RINE ı STRAZOV y n 2: \ ovazskä ® The northernmost zone (nowadays Outer Carpathians and Klippen Belt) belonged to the margin of North-European shelf, influenced by Kimmerian tectonic movements. The central West Carpathians, on the other hand, were part of in- traoceanic (Kreios) shelf fragment, deformed during Austrian orogenic phase. Both the regions were mutually separated by the Jurassic-Cretaceous Penninic oceanic zone. West Carpa- thian paleogeographical and paleotectonical development has been strongly influenced by these pecularities. en) er 9 Q N _—.\ p r Km [) nd BER L r Nuca : Nez 4 N o Praha UN. N 4 ‘’ “ [e \ Bo MASSIF A 6 - wen \ OHEIMAN ı Mn ME Sl gev IS, A tn, et” il'na a Nitrianske ‚Fravno Fig. 1. Geographical localization of studied sections. Legend: 1: Lower Cretaceous deposits of the Kriz- na-nappe, 2: the same deposits covered by younger sediments or by higher tectonic units, 3: Klippen Belt, 4: faults, 5: limits of distribution of Krizna Lower Cretaceous. Numbers in circles: 1: Nozdrovice section, 2-6: Mräznicke lüky sections (2: Kamennä, 3: Pod Sträne, 4: Pod Stupikmi, 5: Pod Svinornym, 6: Pod Mräznicou, cf. Fig. 6), 7: Hornä Poruba section, 8: SträZovce section, 9: Butkov quarry. 469 "aauadıaa uonow red :6 “(uomefo1o9 107) estayy yılon pur adoıng jo aut[-ıseon zus0 -91:8 (wWONOG ITUL390 :/ ‘surseg eas-daap :9 ‘surseq ausselpe yıım suniopepd aeuog.e9 :g ‘sauoZ PauLofap :+ “sy Pur sy3non :g ‘seas Jays pur [eausunuosrda :7 ‘Terusunuos:] "af3ueıpenb Aq pa20uap raue ueryiediey 159% (Z86T 2RAOY R Yıleysıy) SÄyI2], urauenaıpapy ayı jo uonenus jesıydeı3oaßoaged ueıggy "7 'S1g ale DIUDIIDSDIZ "—_ oO — — — 6 'SIIAL 7 u mon % eo —AESE 22 Poyg =—— = ED onafoaos I See SINE = AI g+ + I 4 ı 4 u gaynang — SEEEHERIEEEEHEEF EEE HEHHRREEFF Hu. Se SEHR t | | v ES J Oy | HH ER B3> 2 ü NE TOWER? NSG BD DNS ae. pet ENWIMLAISE N ı 5 E37 NE DIE N m] 7] E \ 470 Sedimentary area of the Gentrocarpathian Krizna-nappe sl 1973) formed part of Jurassic-Lower Cretaceus (?back-are) Fatric according to Anprusov; FusAn & BYstrickY basınal system, separated from the southern border of Penni nic ocean by the Tatric zone (Manni. 1979). The subsidence of this basin, isolated from terrigenous support, considerable accelerated during Callovian and Oxfordian, when thick red and green radiolarite sequence has sedimented here. This se quence indicates "OCD-erisis” or the “ Jurassie collapse” of Terhys. Its end is dated by finding of Colomisphaera fıbrata (Nasy) in the uppermost radiolarite layers and in above-Iying, nodular limestones (Upper Oxfordian). Pelagic carbonate se- dimentation gradually stabilized in this basın and the calcitie shell remains became more and more frequently preserved in its sequences, — _—— - — — us | NW St Urgonan'' sarbont latforrr . dee; ie pe E | z rgonıar irbonate platforr (9) (N) (3-6) (7) (8) Jeep marine pelagıe basın | P „sea levd || ——— N a N ara Na % d „oager Ara lrarana ur L submarine volcanısm black marls og N I (1 z e ! | | . Lryer | > nannocone Ist | 5 | ud 1 1 £ # £ 1 | ‘ £ u ER | 4 . ü € A A » Er SERTERR, s PO ey y Se, f } Ds < “ar a RD <{ Pan n MN, alpionellid ; ; rn De « <( ‘ 7 =——— | a W; Ist ’ f ' Ikymarı A | 8 e, er y ‘ SL JApt | WW “ ; r LA» che in CR : * Oi eriy Imestons« u 5 | 1 8a; } I x} N Barr Ib, t Urp na | >| "a, ( — > m | & Ns 5 es » Haut | < og, r * > | 5 alpıonellid limestone ba ’ ri R Dip, Eh: Pas, en Iplychal Ist guben av z r | ' esta, \ e RT TET Valang. | _ Ci . =. siliceous Ist | Berrias | f | - = = m „amtmonitico rosso' » nodular Ist — = aptychal Ist .. silleites It Fig. 3. Aptian bathymetric scheme of the studied area, along with lithostratigraphy ol Lower Cretaceous deposits, 3. STRATIGRAPAY 3.1 UPPER JURASSIG Sediments of the Jurassie/Cretaceous boundary are very poor in macrolaunal remnants in our sections. Studying this sequence, we must use a parastratigraphical scheme, elabora- ted on the base of tintinnid and problematie mieroorganism distribution, as the cephalopod remains (aptychi, ammonites and belemnites) become reliable biostratigraphical tool since Upper Valanginian. Upper Jurassic sediments were documented in the Stra zovce section (loc. 8 on the Fig. 1.; Fig. 4). Red and gray marly limestones ol the malmica-Zone contain frequent ap- tychi Lamellaptychus beyricht beyricht (Oprnı) and Punctap- tychus punctatus punctatus (Vowvz), microcrinoids (Sacco- coma sp.), other microplankton as Parastomiosphaera mal- mica (Borza), Colomisphaera minntissima (CorLoMm), €. pulla (Bonza), C. carpathica (Borza), etc., ch. Borza et al, 1982. The higher part ol marly limestone complex contains Middle Tithonian species Chitinoidella boneti Dosen. The appearing of Praetintinnopsella sp. characterizes the basal Upper Tithonian green-gray marly limestones, while the hig- her association, containing Orassicollarıa intermedia (Du kAnD DencA), ©. brevis Rumant, Calpionella alpına Lorunz, Colomisphaera minutissima (Co1om), etc. (cf. Fig. 4), indi- cates the Upper 'Tithonian. 3.2 BERRIASIAN Both the uppermost part ol the gray marly limestone com- plex and above-Iying thick layered gray “biancöne-type” li- mestones belong to the Upper Tithonian/Berriasian accor- ding to the microfossil content Crassicollarıa parvnla Ruma- ne, Calpionella alpina Lonenz, ©. elliptica Cavısch, Tintin- nopsella carpathica (MunGranu & Fıripescu), T. longa (Co- om), Remaniella cadischiana (Cowon), Colomisphaera mi- nutissima (CoroMm) and Nannoconus all. steinmannı KAmpr. ner). Neither microfaunal, nor the macrofaunal content, si- milarly poor as in the Upper Jurassic deposits, allowed exact delimitation of the Tithonian/Berriasian boundary in the stu- 471 CALLOVIAN me VALANGINIAN | HAUTERIVIAN SARREMIAN /OXFORDIAN | STJLOWERIUPPER SIAN [Tower | UPPER _|LOWER | UPPER UNFRARESBIEIS ©, un — u Dt Ne = 1,1?» 4N]| Fir Ar Sa f Tr FF] m al \ Bi ii 3 DRINIBEEIE KLSUSIRIEI | fx 3 wl „! m ae} 63 m 3 =: *| |« =: UNE zu Se ee ee Mel Isa 33 N EAN S “3 3% Sl la alrli] 23| = 95.0 RB Sn b| |O%, PS | is Inn arm je In=loıig_ ayo“ = s a7 en In alt alle Tara i IF” |Is2| m3 "Sa | =} = Mess SIEHUN DIT jal Ir Is |liaalıs 2 BR |e > pch aa ae 4 A jel I Din I® |a”|}>.4 {h | uo |» 2] 15} [9 1° Ion Slam ml | (el ng a m N Sl PO Fan RE LOOTES MT | || 211®8 ea. I SEN aiaeh al 18] ATS | | Ball “Ip 8 Saccocoma Sp. een. *— ee oe... [olomisphaera Minutissima *—e*eColomisphaera carpathica ee. Parastomiosphaera malmica «Stomiosphaera moluccana «Chitinoidella sp. «eChitinoidella cf- boneti = Eadosinalst us ca tust HS Seemann == — Praetintinnopsella sp. ® = Crassicolaria intermediaee-e Calpionella alpina esse eos 2 Tintinnopsella carpathica ee ee eo oee oo wre. . ... = Crassicolaria brevis „ Crassicolarıa pravula,, A Remaniella cadischiana eo. Calpionella elliptica eo. = Nannoconus SP. ee ee ee0e 0 000 ee TE Eee UklOE ea longae ee 00 =’ Calpionellopsis simplex eos Lorenziella hungarica e Calpionellopsis oblonga e—e ne —e e Calpionellites darderi — Celomisphacra helipsphaera . ... . re —o x Colomisphaera vogleri || 0 . Calpionellites coronata „5 + Cadosina fusca cieszynica = Cadosina semiradiata olzae Fe & o Stomiosphaera echinata ee ee . Er Stamiosphaera wanneri . Stomiosphaera alpına . Djazomatolithus subbeticus « Cyclogelosphaera margereli m — rer ren nn = Podorhabdus SP. ..— . - . . . . — “ A Ellipsagelosphaera britannca ee —— .—— . . =] Cyclagelosphaera rotaclypeata « — + nn — — . 3 Micrantholithus crenulatus —-- — o Ellipsagelosphaera keftalrempti e —e — ee ee 1 1 a Podorhabdus dietzmami e —e—————— 0 1 = Ellipsagelosphaera ovata ©, o oocn.o.o..Lamellaptychus beyrichi beyrichi . e_—.. Lamellaptychus submortilleti retroflexus u e_ Punctaptychus punctatus punctatus Lamellaptychus mortilleti moricus . Lamellaptychus studeri studeri N Lamellaptychus mortilleti mortilleti —— I. Lamellaptychus noricus 5 vo Lamellaptychus didayı “.. mm nn A I ._;_;“°_«ss—sssese ee Lamellaptychus mortilleti retroflexus — __. => Lamellaptychus mortilleti sSp.1 oe... we Lamellapfychus beyrichodidayi 060 _____sessse-e.e Ai Lamellaptychus seranonis seranoniSs esse see = Lamellaptychus angulicostatus ssp. mee-e.n-0-en-0-e Lamellaptychus angulicostatus longus -— Berriasella sp. . Protetragonites quadrisulcatus Du Neocomites cf. trezanensıs . Phylloceras sp. en —— ee a un MM) Bochıanıtes oosteri A TE IRRE, Olcostephanus Sp. ee = Bochianites nmeocomiensiss 0... =, Haploceras grasianum .——— Neocomites ex gr, neocomiensis 0. o Haploceras desmoceroides ren Neocomites /Teschenites/ sp, ee. — Olcostephanus psilostomus oe Ex ? Himantoceras sp =« Spitidiscus Sp: . = ? Juddiceras sp. . Crioceratites /Crioceratites /sp. u, 2 Criosarasinella Sp. oo Barrepit s /Barremites/sp. ® artschiceras Sp. Pe | Barremites /Cassidoiceras/ sp Karsteniceras Sp. . Silesites vulpes . Conobelus sp. EEE rd Dwvalia lata . 0 Pseudobelus bipartitus e — = Duvalia bilatata binervioides ea) 3 Duvalia dilatata dilatata ® = Pseudobelus brevis ra Part - Dwalia grasiana e.- Ic} u“ Fig. 4. Lithostratigraphic correlation and distribution of organic remains in the Sträzovce-section (cf. loc. 8, Fig. 1). 472 „50m E BARREMIAN ige D - (=) IS, 0 5 © © va oO U UPPER 1 n ir ID phaera echınata P Se fü alpina Cadı la car r marly Ist au A : sel a fusca BERRIASIAN m Cadosın« Tr N IH j | Fig.'5. (loc. 1, Fig. 1). died sections. The ammonites occur sporadically, being re- presented by mostly indeterminable fragments in Sträzovce and Nordrovice section (loci 1 and 8 in Fig. 1; Figs. 4 and 5). Infrequent aptychi are usually small [Lamellaptychus stu- deri studeri (OosTer), L. mortilleti mortilleti (Pıcter & Lo- RIOL), L. mortilleti noricus TRAUTH etc.]. The “biancöne limestones” are characteristic lithostrati- graphical unit, Upper Tithonian to Upper Berriasian in age. They represent a typical product of the pelagic bathyal envi- ronment, being characterized by facial uniformity, abun- dance of nanno- and microplanktic remains, but by scarcity of the macrofossils (among them dispersed aptychi dominate). The Upper Berriasian Calpionellopsis Zone could be pro- ved in several sections, being represented by the upper “Bian- cöne” (loc. 8), by yellowish light-gray (marly) limestones (loc. 1), or by light-gray spotted limestones (loc. 3). The mi- crofossil association in all the sections is nearly identical, but quantitative representation of individual taxa moderately changes (cf. Figs. 4, 5, 6). 3.3 VALANGINIAN The lower part of the above-lying marly spotted limestone complex in several sections (locı 1, 8, 9) contains “Nozdro- vice Breccia Horizon”, consisting of irregular angular lime- stone clasts, mostly Upper Tithonian/Berriasian (Calpionella zone), but also older (Crassicollaria Z.) and younger (Cal- [ Nozdrovice section ö sp lıssoceras oosteri ou oo . Fe ? no u oO .- ® .. wc 5 Na au ! a5 |" go | 5 = — en =} = ae oo — o 0° [2 2 = 2 0 ®u T a oo S Zr Be . n ı 3 2-1 z ' | = 5 > | a eıo8 s-23 S |8;®| In [5:} ZE = Sg cr DIE ’ a ne f Fr = 59 2 Ran o® ce ee 5 & =E£ E) Se [7 oo PR pet a {v1 3 | nn, vo n | o£ | no Zi = o ==| c eo o DB lee 2 5 53 esu>SSuu Sl | m’ E39 Ss CH wur] oz oOoCu = „5320 20:05 > | ® io £| ou [E o a ce ö i ” E lee 8 5 ER Er u n Ye = En o R S > B = © E 3 G o.. = e > f= Oo [1 fe} E S = {a} => m = Ei: c=ü a 2 Mm u f= ° = ° En fe} Ru a Lithostratigraphical correlation and distribution of the main fossils in the Nozdrovice-section pionellites Z.) in age. The origin of the Nozdrovice Breccia could has been connected with probable Valanginian sedi- mentary gap in the northernmore Manin unit (influence of the Late Kimmerian tectonic deformations). The Valanginian sediments contain a rich spectrum of mi- croplanktic remains (Calpionellites darderı [CoLom], C. co- ronata TREJO, C. caravacaensis ALLEMmanN, Calpionella al- pina Lorenz, Calpionellopsis oblonga [Canısch], Tintinnop- sella carpathıca [MUrGEAnNU & FıLipescu], T. longa [CoLom], Lorenziella hungarica KnAuEr & Nacyv, L. cf. plicata Rema- NE, Colomisphaera heliosphaera [|VocLer], C. vogleri [Bor- za], Stomiosphaera echinata Nowak, Cadosına fusca cieszy- nica Nowak etc.). However, the recent microbiostratigraphi- cal knowledge do not allow to divide the Valanginian se- quence more in detail. Our macrofaunal findings enabled us to recognize the up- permost Lower Valanginian in the Butkov section (Fig. 7, probable equivalent with upper part ofthe French Busnardoi- tes campylotoxus Zone), containing ammonite fragments, re- sembling Ätlianella pexiptycha (UnuiG) and Busnardoites NikoLov, aptychi Lamellaptychus aplanatus aplanatus (GiL- LIERON), L. aplanatus retroflexus TRAUTH, L. mortilleti mor- tilleti (Pıcter & Loriot). Zonal ammonites lack also in the Lower Upper Valanginian Saynoceras verrucosum Zone). However, several localities yielded ammonite remains, similar to Neocomites neocomien- sis (D’OrBıGnY), N. teschenensis (UHLiG) and Bochianites 473 BERRIASIANN VALANGINIAN /UPPER/ | LOWER | UPPER en Pod Mraznicou Gorge -— & Ir Pod Strane Gorge Gz-.., wa HAUTERIVIAN BARREMIAN FERNE ALBIAN LOWER UPPER LOWER UPPER | APTIAN Ex A) g. : ——9——>@) 2 & KoSecka 000° Valley S o u e x Aa Rees 53 | 5 4, le, 4 4 = DE ae Eee re IS. sell) 08 I el Se er ng ER: N 13327 } = ,1 “ann |F4 + Sei 8 Hll RP woı u ide oo a Tome S | SiS nal = el S ll en 3 2, >+ e——e —eee —e esse Lorenziella hungarica Parachitinoidella cuvilieri x-x *——ı ee. Calpionellopsis oblonga Colomiella mexicana . m Tintinnopsella carpathica Deflandronella veracruzana we—e— ex =) *— ee Tintinnopsella longa Praecolomiella trejoiı ®—ee———x-x o u Calpıonelites darderı Pieninıa oblonga “0 mx -x eo" Calpionellites coronata Cadosina semiradiata “olzae = e«— Lalpionellites caravacaensis *——.„Stomiosphaera wannerı or . u u 1 nn 1. Nannoc Colömisphaera „heliosphägga " "77, es ER 5 echinata —e I ————————— ee er Stomiosphaera - - .e. a ze — ee - xx “ «Cadosina fusca cieszynica m olomisphaera vogleri - ... ... .. —— 0 1 — x-x V Cadosina fusca fusca e——— + .——e a — m Hedbergella sp 2 #ı—+ — — en un ne Nautiloculina sp. nen Palorbitolina cf. lenticularıs er erırx e————e—Lamellaptychus noricus Orbıtolina /Mesorbitolina/ minuta XXX L. angulicostatus ssp. 1.e—ee —e . ” Orbitolina/ Mesorbitolina/ parva x-x-x-x Lamellaptychus didayi — um reticulata KERRZR Lamellaptychus aplanatus e —— Lamellaptychus beyrichodidayı «e Lamellaptychus mortilleti ssple ——e Lamellaptychus mortilleti retroflexus ® Lamellapfychus angulicostatus gractocostatus ıyıKAyde Lamellaptychus astierianus neocomiensjs —Bochianıtes oosteri “—— 8. .+Ülcostephanus aff. — 4. 1. ——sBochianites .--©- nn . angulicostatus longus Orbitolinopsis Sabaudia minuta x-x-x--x sya} I UI Wweuo} ..oe 00... ee [Y) ee Haploceras Benson narnaulait: 3 + ———— Neocomites /Neocomites/ teschenensis S Neocomites /Neocomites/ neocomiensis ... o Haploceras /Neolissoceras/ grasıanum ———— Neocomites /Teschenites/ cf. muretensis . z Crıoceratites /Crioceratites/ nolanı en ® = ®- u Subsaynella saynı e Ptychoceras ınostranzewi e Crioceratites /Crioceratites/ majoricensiss ee ge = Crioceratites /Crioceratites/ quenstedti 5 « Protetragonites crebrisulcatus Crioceratites /Crioceratites/ emericı 0 « Costidiscus recticostafus Crioceratites /Pseudothurmannıa/ mortilleti ——Q * Eulytoceras phestum Crioceratites /Pseudothurmannıa/ belımelensis ... ++ Silesites seranonis Partschiceras Barremites /Barremites/ aff. psılotatus Barremites /Barremites / waagenı infundibulum e—e—— Be —or 0 re ———— a0 o.— Barremites /Barremites/ difficilis eo... “Hamulinites parvulus Fig. 6. Lithostratigraphical correlation of Mräznicke lüky-sections and distribution of the main fossils (locı 2-6, Fig. 1). oosteri SARASIN && SCHÖNDELMAYER, B. neocomiensis D’ORBI- GNY, co-occuring with primitive aptychi Z. noricus (WinK- Ler), L. aplanatus (GiLLIERON), L. ex gr. mortilleti. The lat- ter forms differ from the typical subspecies L. m. mortilleti (Pieter & Lorıoı) by more complicated course of ribs and we ascribe them to L. mortilleti retroflexus TrauTH and to L. mortilleti ssp. (Fig. 6). Spotted limestone complex of the Sträzovce section (8), we earlier considered to be Lower Hauterivian in age, relying on findings of the first crioceratiform ammonites in its close overlie (MiCHALik & VAsicEr 1979, Borza etal. 1980), belongs evidently also to the lower Upper Valanginian. The horizon with the last primitive aptychi, is covered by layers probably equivalent to the Himantoceras trinodosum Zone with arcuate bended fragments ?Himantoceras THIEU- Loy and with incomplete free-coiled shells, ribbed similarly to the Upper Hauterivian Aegocrioceras SPATH, or to Upper Va- langinian Juddiceras SparH (however, both the genuses were described from the Boreal realm until only). The sole well de- terminable specimen of Himantoceras acuticostatum THIEU- 474 LoY comes from a little outcrop near Zemianska Zävada (SSE THıeuLoY 1977). This species occurs in the Teschenites callı- from Povazskä Bystrica, cf. Fig. 1). discus Zone of lower Uppermost Valanginian. Interestingly, The aptychi, found in this level, are represented exclusi- neither this zonal species known from the Silesie unit of Outer vely by forms with backward to the umbo bounded ribs. West Carpathians, nor other Teschenites have been found un Further free-coiled ammonite types with rıbs bifurcated on this horizon in the Sträzovske vrchy Mis. Scarce belemnites the circle of ephebic coils appear in overlying horizons (Strä- Pseudobelus brevis Paquier, Duvalia dilatata (BramviLıe), zovce section, loc. 8, Fig. 1; Fig. 4). According to the D. binervia (Rasraıt) and Hibolıtes cigaretus STOYANOVA- Butkov-material (loc. 9, Fig. 1; Fig. 7) they are identi- VerGıLovA accompany this fauna. cal with Crrosarasınella heterocostata (MANDOVv) (sensu J.-P. VALANGINIAN HAUTERIVIAN LOWER UPPER LOWER UTPRFPRFEIR A re EB AH 7 NS 7 , 7 | REES NEO 33 328 ES BUT NEN TAlZalE 50 SQ r4I® uAe/ \ 7/23 z.x125 u =-] 52 Io sa. * <239 0,332 =ua = 1,t5 BIN /N-28 N /mpar EIE sı rıR N .n2Be 35 ne 18 12 an l/.\ (IM /NSSN u“ = nn > e.e-.-a -o9- 2 1,t N /aN ZEN 7, (BE IBuB H ZINSEN ZEN ENIOZTEN 10 ———$ L.oplanatus retroflexus E © L.mortilleti mortilleti u L. beyrichodidayı hd me L.didoyı eos eo n= m — L.seranonis seranonıs 00000 (=) un L. angulo dıdayı ® [@) =) L.seranonis fractocostatus I zum > Zum 3 . 3 L.angulicostatus fractocostatus eo... 0000 IT L.mortilleti longus ®. — L.angulicostatus longus er ri -.. [so] L.angulicostatus angulicostat use —— 8 e - x 6 ——— Olcostephanus sp. oO .— —0— Bee 00-00 Haploceras grasianum < © Busnardoites sp: fe) [7] eKilianella ex gr- pexiptycha ) ® Ptychophylloceras sp, 3 2 Lyticockras ex gr.cryptoceras ° © Neocomites (Teschenites ) cf. pachydıcranus =) ®Criosarasinella heterocostata 3 u © Lytoceras ex gr. sutile e—— Olcostephanus(0.) psilostomus [o) Bochianites oosteri 0—0-80008 Neocomites (T.) neocomiensiformis =) Leopolda sp eo Elenıceras cf. tchechitevi .. ic Olcostephanus (0.) cf.astierionus 00 ® Sarasinella aff. varıans o —_ eCostidiscus recticostatus Crioceratites (C.)nolani “....s e——$ Valdedorsella sp. Abrytusites sp “ “9-8 fo) © Holcodiscus perezianus Neocomites(T.) cf. jodarıensis ®@ oe 0 4-8 Burremites (Cassidoiceras) sp Elenıceras cf. nikolovi [} e-@ Anchamulina sp Spitdiscus cf. nodosus . un © ? Leptoceras sp- Lytoceras subfimbriatum ee—® . “1000 0- ap + ae ——e Burremites(B} sp- Spitidiscus cf. meneghini .e. ese Crioceratites (C .)cf. majoricensis Crioceratites £.) loryi . @ Ptychoceras sp . u. Partschiceras infundibulum e ———— 6 Crioceratites (C.) duvalı e ————# Euphylloceras sp ®@ Plesiospitidiscus sp o Hibolites cigaretus Pseudobelus brevis “ ® o Vaunagites pistilliformis eo “ R * =o Duvalia binervia (- ® m Duvalıa dilatata dilatata “ nn . .-0. 0 oe —_ Hibolites longior . > (10) Hibolites cf. jaculoides & 4 4 9 -@ Mesohibolites cf-uhligi® eHibolites mirificus 3 eo — — —————Duvalia grasiana 5 eMesohibolites varıans ar @M.minaret 0-00 M gladıiformis ine @ M.platyurus rd ®M. garshinı fh) Fig. 7. Lithostratigraphical correlation of the section, incovered in the individual Butkov quarry-floors and fossil distribution in the incovered sequence (loc. 9, Fig. 1). 3.4 HAUTERIVIAN The Valanginian/Hauterivian boundary cannot be exactly delimited neither on the base of microfossils, nor by macro- fauna. We consider the micritic nannocone limestones with abundant Teschenites neocomiensiformis (UHuic), T. cf. jo- dariensis (DouviLıe), T. cf. pachydicranus THıEuLoY, Spiti- discus meneghinü (Zıcno), Eleniceras cf. tchechitevi Bres- KOVskI etc., with microplankton like Nannoconus steinmanni KanmPrner, N. colomi (DE Larparent), N. globulus BRONI- MANN, N. kamptneri BRONIMANN, less frequently with Glo- bochaete alpina LomBarD, Cadosina fusca fusca WANNER, C. cf. cieszynica Nowak, C. semiradiata olzae Nowak, Colo- misphaera heliosphaera (Vocı£r), C. vogleri (), Stomiospha- era echinata Nowak, S. wanneri , Gemeridella minuta & Misik, Didemnoides moreti (Durann DeıcA), Didemnum carpaticum Misik & , rarely with Tininnopsella carpathica (MurGeanu & Fıipescu) and with the foraminifers (Spirillina sp., Patellina sp., Lenticulina sp., Heterohelix sp.) belon- ging to the Lower Hauterivian. An expressive complex of rhythmically bedded organode- trital, cherty and marly limestones with marly intercalations (Sträzovce Formation) characterizes the deeper basinal slope (Sträzovce section, loc. $ in theFig. 1, orFig. 4). The base of each rhythm consists of detritic, gradationally bedded hori- zons with frequent clasts. Organic remains are fragmentary, often reworked. They frequently belong to shallow-marine organisms (gastropods, solenoporid algae, bryozoans etc.). The formation originated in turbiditic sedimentary regime. Thin turbidites have been found in Butkov Lower Hauteri- vian sequence. However, a horizon of carbonate breccia, ana- logical to the Valanginian Nozdrovice Breccia occurs here, too. The first representatives of Crioceratites (C. nolani Kı- Lan, somewhat higher C. loryi Sarkar) and Abrytusites sp. appear above the horizon with the last Teschenites (Fig. 7). The uppermost Lower Hauterivian (both the French Olco- stephanus jeannoti and Lyticoceras nodosoplicatus Zones) is not faunistically proved by us. However, according to several authors (TrAUTH 1938, STEFANov 1961, Gasiorowsk1 1962) the occurrences of frequent aptychus L. didayı (CoQUAND) ter- minates just at the end of the Lower Hauterivian. Therefore, we used this criterium by delimitation of the Lower/Upper Hauterivian boundary in both the Sträzovce- and Butkov sec- tions. The overlying deposits of such delimited Lower Hauteri- vian contain aptychi with angularly broken ribs like /. angu- licostatus (Pıcrer & Lor1oL), similar to the typical subspecies, orto L. angulicostatus longus TrauTH. Moreover, Criocera- tites duvali L£veıLıe and Euptychoceras sp. co-occur with this aptychi in the Butkov section, and sole specimen of Sub- saynella sayni (PAQuIER) — the index ammonite of the French basal Upper Hauterivian according to THıEuLoY (1973) have been found in an equivalent level ofthe Kamennä section (loc. 2, Fig. 1). The uppermost Hauterivian Plesiospitidiscus ligatus Zone has not been safely macrofaunistically documented. 3.5 BARREMIAN The macrofaunistically richest complex of the Carpathian Lower Cretaceous, the Psendothurmannia Horizon appears in several sections (locı 1, 2, etc., cf. ADAMikOVA et al., in press), above the deposits of Hauterivian s. str. It consists of 6-10 m thick complex of brown-gray micritic limestones with rich cephalopod fauna. The main part of microfossils be- longs to nannocones, along with them more sporadically oc- cur Stomiosphaera alpina LEISCHNER, Cadosina semiradiata olzae Nowak, Colomisphaera voglerı (Borza), Globochaete alpina LoMBarD, calcified radiolarians, ostracods and forami- nifers (“Hedbergella” sp., Spırillina sp., Patellina sp., Len- ticulina sp., Frondicularia sp., Heterohelix sp.) and many others. Crioceratites s. str. prevail over infrequent Pseudo- thurmannia in the ammonite fauna. Last lamellaptychi with angularly broken ribs co-occur with these ammonites. In agreement with LApEyrE & THoMEL (1974) and ADamikovA et al. (in press) we consider this association to be Lower Barre- mian in age. However, the last occurrence of aptychi, closely connected with the underlying Hauterivian associations and the sudden disappearing of all the crioceratids above the Pseudothurmannia Horizon indicate a close connection of this horrizon with the Upper Hauterivian sequence. The equivalent of the Pseudothurmannia Horizon behind the limits of its typical development can be recognized by monotonnous aptychi with angular ribs association and, pro- bably also by appearing of Hibolites jaculoides SwINNERTON- like belemnites. The higher Lower Barremian horizons are in all the studied sections indicated by expressive deepening of the basin. The crioceratid fauna, inhabitor of relatively shallow bottom has been in short time span completely substitued by monoton- nous barremitid ammonites- good swimmers, abletoliveina free pelagic environment. The latter fauna occurs in black marlstones, micritic and spotted limestones with distal turbi- ditie structures. Ellipsagelosphaera dominates in the low-di- versified nannoplankton associations, the microplankton consists of Stomiosphaera wanneri Borza, S. alpına LEiscH- NER, and of other forms (cf. Figs. 4, 5, 6), the foraminifers comprise frequent Hedbergella sp., Spirıllina and Lenticuli- na. Lower part of the barremitid horizon yielded infrequent aberrant shells of Hamulina lorioli (Unuis), Hamulinites parvulus (Unuic), Anahamulina sp., Karsteniceras sp., more rarely spirally coiled Pulchellia compressissima (D’OR- BIGNY), Holcodiscus perezianus (D’Orsıcny), ete., solely also the belemnite Mesobibolites sp. The zonal species Silesites seranonis (D’Orsıcny) and Co- stidiscus recticostatus (D’ORBIGNY) occur in the Upper Barre- mian deposits, while Mesohibolites (M. gladiformis Unuic, M. platyurus Duvar-Jouve, M. minaret Raspaı and other) dominate in the belemnite fauna. 3.6 APTIAN A complex of black-gray and gray detritic cherty limesto- nes with characteristical breccia horizon on their base repre- sents the products of Aptian sedimentation in the Butkov sec- tion (loc. 9 in the Fig. 1; Fig. 7). Gray silky marls with inter- 476 HORNÄ PORUBA SECTION APTIAN LOWER (part) =r, marlsfones _ & limestones I vıolet gray micritic limestones violef gray micritic Fig. 8. (loc. 7, Fig. 1). calations of black-gray detritic limestone, lime breccias and paraconglomerates, tuffites and basic volcanics represent this level in other sections. They contain microfossils Praecolo- miella trejoi Borza, P. boneti Borza, Deflandronella vera- cruzana (Tr£jJo), Parachitinoidella cf. cuvillieri 'TREIJO etc., foraminifers (Hedbergella sp., Sabandıa minnta |Horker], Nautiloculina sp., Palorbitolina cf. lenticularis [BLumen- BACH], etc.). The Aptian macrofauna has been found in sole horizons of Horna Poruba section (Fig. 8), being represented by incomplete specimen, similar to Deshayesites involutus SPATH. Fragments of bivalve shells, crinoids, solenoporids, serpu- lids and orbitolinid foraminifers in the biopelsparitic and bio- intrasparitic limestones in higher part of the Butkov detritic complex (Fig. 7) and in the conglomerate horizons in other localities indicate Upper Aptian age (cf. Fig. 6). [) = = m | E2) m) E 5 .. . [e 2 5 Fr % = a 3% Oo 2% 5 = au ‘5 an zZ > un Zio B u Bo .o a o 2 ou Er-Ec [7] > = ee =, W73, E 7° = > en [= on pn un jet on Fig 0E oe c eu = = 2 [1] = av za OD - 5 Du [e} nr e ss 2 [f} & US 5 2 = BE 5% en | QeEeN— | Suneom 2 + v”oua EN) = ine a | 2520 .o NSNCeeGu _ Ze» 2 vnycs nl E n53 ZT ens 55 A oc =$3€e2 au + d gu = D/E> mo cu = uno u In} sn nm: ,e arm, ad Ds ce | Nu un Bi N mo [} = 15 ehr au unc oo ı no =& Be a ET ou Fee En - ecEcC = E vZenı u E ion = 8 c 2 c+-2 [Cu m] EcEEOc D ‘. 1 ann cm nn | PBar<ı“ Rn Lithostratigraphic correlation and the distribution of main fossils in the Hornä Poruba-section 3.7 LOWER ALBIAN The uppermost horizon in the Butkov detrital complex consisting of light-gray micritic limestones contains a rich mi- crofossil assemblage (Colomiella recta BONET, C. mexicana BonET, Pieninia oblonga Borza & Misik etc.) and foramini- fers Sabandıa minuta (Horker), Orbitolina texana (ROEMER) and others, indicating its Lower Albian age. Hard ground with borings of benthic organisms is developed on the surface of this horizon, covered by Upper Albian shally complex. The complex of spongolithic micrital limestones near the base of Albıan shales in Mräznicke lüky region (locı 2-6) and Hornä Poruba (loc. 7) with Calpionellopsella maldonadoi TrEJ0 & Colomiella recta BONET represents the last episode of carbonate sedimentation in the studied area. The environ- ment of carbonate sedimentation definitively turned into a flysch basıin, controlled by an active tectonic pulse of folded orogen. 477 4.5SUMMARY Development of the Lower Cretaceous Krizna-basin has been more complicated than usually treated. Remarkable oc- currence of Lower Valanginian Nozdrovice Breccia indicate an effect of Late Kimmerian deformation of external zones. The clastic and turbiditic horizons, incorporated in Hauteri- vian, Barremian and Aptian sequences, indicate an increasing tectonic pulse, asymptom of Austrian orogenic phase, culmi- nating during Albian/Cenomanian. The combination of several parastratigraphical schemes, based on several organic groups (ammonites, aptychi, belem- nites, micro- and nannoplankton) gets over the gaps in the re- cent biostratigraphical division of the Jurassic-Lower Creta- ceous deposits of Krizna nappe. Particularly expressive ad- vance has been achieved in the division of Valanginian and Hauterivian sequences (Tab. 1). Table 1 AMMONITES Silesites seranonis (d’Orbigny) Barremites Sp. Costidiscus recticostatus (d’Orbigny) Barremites (B.) ex gr. difficilis (d’Orbigny) Hamulina lorioli Uhlig Hamulinites parvulus (Uhlig) Pulchellia compressissima (d’Orbigny) Crioceratites (C.) majoricensis (Nolan) Crioceratites (C.) emerici L&veill& Pseudothurmannia mortilleti (Pictet & Loriol) BARREMIAN Trauth AUPATSYACHHIRT Lamellaptychus angulicostatus longus BSEIIDEIMINFIITTEIS Mesohibolites gladiiformis (Uhlig) Hibolites mirificus Stoyanova-Vergilova Mesohibolites platyururs (Duval-Jouve) Mesohibolites minaret (Raspail) Duvalia binervia (Raspail) Duvalia grasiana (Duval-Jouve) Hibolites longior Schwetzoff Hibolites cf. jaculoides Swinnerton Crioceratites (C.) duvali L&veille& Subsaynella cf. sayni (Paquier) Crioceratites (C.) loryi (Sarkar) Crioceratites (C.) nolani (Kilian) Abrytusites Sp. Eleniceras tchechitevi Breskowski Neocomites (Teschenites) cf. jodar- iensis (Douville) Spitidiscus cf. meneghinii (Zigno) Neocomites (Teschenites) neocomien- siformis (Uhlig) HAUTERIVIAN Trauth LOWER Criosarasinella heterocostata (Mandov) Himantoceras SPp.,‚Juddiceras Sp. Bochianites neocomiensis d’Orbigny Neocomites (N.) neocomiensis (d’Orbigny) Neocomites (N.) teschenensis (Uhlig) Kilianella ex gr. pexiptycha (Uhlig) Busnardoites SP. UPPER VALANGINIAN BERRIA- SIAN Loriol) (voltz) L. angulicostatus angulicostatus (Pictet & Loriol) L. didayi (Coquand) L. angqulicostatus fractocostatus L. seranonis (Coquand) L. aff. mortilleti L. mortilleti ssp. 1. L. mortilleti retroflexus Trauth aplanatus retroflexus Trauth . aplanatus aplanatus Gilli&ron L. mortilleti mortilleti (Pictet & Pseudobelus brevis Paquier Hibolites cigaretus Stoyanova-Vergilova Duvalia dilatata (Blainville) Duvalia lata (Blainville) L. mortilleti noricus Trauth L. studeri studeri (Ooster) L. beyrichi beyrichi (Oppel) Punctaptychus punctatus punctatus SS. REFERENCES ADAMIKOVA, G., MICHALIK, J., VASICEK Z. (in press): The composi- tion and ecology of the fauna of “Pseudothurmannia Hori- zon” (Lower Barremian) in the Krizna-nappe of Sträzovske vrchy Mts. - Geol. zborn. Geol. Carpath., Bratislava. ANDRUSOV, D., BYSTRICKY, J., FUSAN, O. (1973): Outline of the structure ofthe West Carpathians. Guide-book for geological excursion X. Congr. Carp.-Balk. geol. Assoc., 1973, 545, 5 figs., Bratislava. BORZA, K., GASPARIKOVA, V., MICHALIK, J., VASICEK, Z. (1980): An Upper Jurassic-Lower Cretaceous sequence of the Kriz- na-nappe (Fatric), Sträzovske vrchy Mts. — Geol. zborn. Geol. Carpat., 31 (4), 541-562, 4 figs., 7 pls., Bratislava. — — MICHALIK, J., VASICEK, Z. (1982): Lithogenesis, paleoeco- logy and biostratigraphy of the Jurassic and Lower Cretace- ous deposits of the Krizna-nappe in Sträzovske vrehy Mts. (in Slovak). - Nafta a plyn, 26, 4, 625-638, 8 figs., Hodonin. BUSNARDO, R., THIEULOY, J.-P., MOULLADE, M. (1979): Hypostra- totype Mesogeen de l’etage Valanginien (sud-est de la France). —- Comm. Frang. de Stratigr., Les Stratotypes Frangais, 6, 5-143, 9 tabs., 10 pls., 35 figs., Paris. GASIOROWSKI, $. M. (1962): Aptychi from the Dogger, Malm and Neocomian in the Western Carpathians and their stratigraphi- cal value. - Stud. geol. Polon., 10, 144 p., 10 figs., 6 tabs., 8 pls., Warszawa. LAPEYRE, J.-F., THOMEL, G. (1974): Consideration sur la valeur et la situation stratigraphique precise de la Zone ä Angulicostata (Neocomien). -C.R. Acad. Scı., 278 D, 2889-2892, Paris. MAHEL, M. (1979): Palinspastic picture of the West Carpathians in the basic evolutionary stages. - In: Geodynamic investigations in Czechoslovakia, final report, Slov. Ac. Scı., 179-186, Bra- tislava. MICHALIK, J., VASICEK, Z. (1979): To the problems of palinspastic and paleogeographic reconstruction of Lower Cretaceous se- dimentary area in Sträzovske vrchy Mts. (in Slovak.). — In: Väznejsie problemy geologick&ho vyvojaetc., Smolenice con- ference 14-16.11.1979, Oil and gas geology, C, 265-290, Bratislava. — — & BorZzaA, K., PUTIS, M., RAKUSs, M. (1980): A guide to the Strazovske vrehy Mts. and the neighbouring Klippen Belt zone (in Slovak.). — In: Materials of 23. Slovak geol. Soc. Conf. 1980, 67-93, Bratislava. — — & KovAl,M. (1982): To several problems of palinspastic re- construction and Meso-Cenozoic development of the We- stern Carpathians. — Geol. zborn. Geol. Carpat., 33, 4, 145-192, Bratislava. STEFANOV, I. (1961): Ammonite opercula (aptychi) of the Bulgarian Lower Cretaceous. — Trudy geol. Bulg. druz., paleont., 3, 209-235, Sofia, (in Bulgarian). THIEULOY, J.-P. (1973): The occurrence and distribution of Boreal ammonites from the Neocomian of Southeast France (Te- thyan Province). - Geol. Journ. spec. iss., 5, 289-302, Liver- pool. — — (1977): La Zone ä Callidiscus du Valanginien superieur (sud- est de la France). Lithostratigraphie, ammonite fauna, limite Valanginien/Hauterivien, correlations. — Geol. Alp. 53, 83-142, Grenoble. TRAUTH, F. (1938): Die Lamellaptychi des Oberjura und der Unter- kreide. — Palaeontographica, A 88, 118-240, Stuttgart. VASICEK, Z., MICHALIK, J. (1981): Remarks to the Lower Cretaceous stratigraphy and paleogeography of the northern part of the Western Carpathians. — Geol. zborn. Geol. Carpat., 32/1, 143-153, Bratislava. Plate 1 Fig. 1. Kılianella ex gr. pexiptycha UHLIG, X1. Specimen BK 8-565/7. Butkov quarry, 8. floor, upper Lower Valanginian. Fig. 2. Himantoceras sp., X2. Spec. ZC-2522. Sträzovke section, 2522 m, Upper Valanginian. Fig. 3 Juddiceras sp., X1. Spec. ZC 2995/8, Strazovce section, 2995 m, Upper Valanginian. Fig. 4 Himantoceras acuticostatum THIEULOY, X 1. Spec. ZZ-5/1. Zemianska Zävada. Upper Valangınian. Fig. 5. Criosarasinella heterocostata MANDOV, X1. Spec. BK 8-510/2. Butkov quarry, 8. floor, uppermost Valanginian. Fig. 6. Crioceratites (Crioceratites) nolanı KıLıan, X1. Spec. BK 8440. Butkov-quarry, 8. floor, Lower Hauterivian. Fig. 7. Neocomites (Teschenites) cf. jodariensis DOUVILLE, X 1. Spec. BK 8470/16. Butkov-quarry, 8. floor, Lower Hauterivian. Fig. 8. Spitidiscus cf. meneghinu ZIGNO, X 1. Spec. BK 6-80/2. Butkov quarry, 6. floor, Lower Hauterivian. Fig. 9 Crioceratites (Crioceratites) duvali LEVEILLE, X 1. Spec. BK 8-400/2. Butkov quarry, 8. floor, Upper Hauterivian. Fig. 10. Pulchellia compressissima D’ORBIGNY, X 1. Spec. BK 8-170/9. Butkov quarry, 8. floor, Lower Barremian. Fig. 11. Hamulına lorıoli UHLIG, X 1. Spec. PL 1-4/7. Polomec, Zabukovinske quarry near Lietavskä Lücka, Lower Barremian. Fig. 12. Deshayesites ex gr. involutus SPATH, X 1,5. Spec. HP-580, Hornä Poruba-section, Lower Aptian. Zitteliana 10, 1983 ‚J- & Borza, K. MICHALIK b) N = O 3 > Fig. Fig. Fig. Figs. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 1557 Figs. 14-15. Fig. Figs. 17-18. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 2 Plate 2 all magnifications 285 X Chitinoidella boneti DOBEN, thin section 7587, Sträzovce section, 2025 m, Chitinoidella Zone, Middle Tithonian. Calpionella alpina LORENZ, thin section No 7589. Sträzovce section, 2060 m, Calpionella Zone, Tithonian/Berriasian. Crassicollaria parvula REMANE, thin section No 7588, Sträzovce section 2050 m, Calpionella Zone, Tithonian/Berriasian. Tintinnopsella carpathica MURG. & FiLiP., thin sections 7590, 7592, Strazovce section 2060, 2090 m, Calpionella Z., Tithonian/Berriasian. Calpionellopsis simplex COLOM, thin section No 7593, Strazovce section 2100 m, Calpionellopsis Z., Berriasian/Valanginian. C. oblonga (CADISCH), thin section No 7594, Sträzovce section 2110 m, Calpionellop- sis Zone, Berriasian-Valanginıan. Remaniella cadischiana (COLOM), thin section No 7593, Strazovce section 2100 m, Calpionellopsis Zone, Berriasian-Valanginian. Tintinnopsella longa (COLOM), thin section No 7681, Pod Svinornym Gorge-section, Calpıonellites Zone, Berriasian-Valanginian. Calpionellites darderı (COLOM), thin section No 7596, Sträzovce section 2140 m, Calpionellites Zone, Berriasian-Valanginian. Praecolomiella trejoı BORZA, thin section No 7710. Pod Mräznıcou Gorge-section, Praecolomiella Zone, Aptian. Deflandronella veracruzana TREJO, thin section 7710, Pod Mräznicou G.-section, Praecolomiella Zone, Apuan. Colomiella mexicana BONET, t. s. No 47a/8, Butkov section, Colomiella Zone, Aptian-Albian. Colomiella recta BONET, t. s. No 47a/81, Butkov section, Colomiella Zone, Upper Aptian-Albian. Colomisphaera minutissima (COLOM), t. s. No 7587, Sträzovce section 2045 m, Calpionella Zone, Tithonıan/Berrasian. Parastomiosphaera malmica (BORZA), t. s. No 2005 (g), Sträzovce section, 2005 m, Lower Tithonian. Cadosina minuta BORZA, t. s. No 7703, Pod Sträne Gorge-section, Calpionellopsis Zone, Berriasian/Valanginian. Didemnum carpaticum MISIK & BORZA, t. s. No 7652, Strazovce section 3270 m, Barremian. Stomiosphaera echinata NOWAK, t. s. No 7607, Sträzovce section 2605 m, Valanginian. Colomisphaera vogleri (BORZA), t. s. No 8E-320/81, Butkov quarry, 8. floor, 320 m, Hauterivian. Colomisphaera heliosphaera (VOGLER), t. s. 8E-290/81, Butkov quarry, 8. floor, 290 m, Hauterivian. Cadosina fusca cieszynica NOWAK, t. s. No 8E-5/81, Butkov quarry, 8. floor, 5 m, Aptian. Cadosina semiradiata olzae NOWAK, t. s. 8E-5/81, Butkov quarry, 8. floor, 5 m, Aptian cherty limestones. Zitteliana 10, 1983 VASICER, Z., MICHALIK, J. & Borza, K. Plate 2 Ta Ten München, 1.Jel 1985 ISSN 0373 9627 Stratigraphy of the Lower Cretaceous index fossils in the Karst Dinarides (Yugoslavia) By IVO VELIC & BRANKO SOKAC“*) With 1 text figure ABSTRACT Stratigraphic subdivision of the Lower Cretaceous in the Karst Dinarides — developed in an uniform carbonate facies of shallow-marine environments - is possible only on the base of systematic research of microfossils. Index fossils have a distinct significance both for the bio- stratigraphic zonation and the chronostratigraphic subdivi- sion, compared to other species within taxa with wider strati- graphic distribution. In the Karst Dinarides the Lower Cretaceous index fossils belong to two main microorganism groups: Calcareous algae (Dasycladaceae) (Orbitolinidae others). Algae predominate as index fossils in the lower part, and Foraminifera in the upper part of the Lower Creta- ceous of the Karst Dinarides. and Foraminifera and KURZFASSUNG Eine stratigraphische Untergliederung der Unterkreide im Dinariden-Karst, wo eine eintönige Fazies aus Flachwasser- karbonaten vorliegt, ist nur durch gründliche Erforschung des gesamten Mikrofossil-Inhaltes möglich. Die meisten Taxa haben eine lange stratigraphische Reich- weite, so kommt einigen Mikrofossilien als Leitformen eine besondere Bedeutung für die Biostratigraphie zu. Es sind dies besonders Kalkalgen (Dasycladacea) im tieferen Teil und Fo- raminiferen (Orbitolinidae etc.) im höheren Teil der Unter- kreide im Dinariden Karst. INTRODUCTION Specific facial development of the Mesozoic strata in the karst region of the Dinarides requires a special approach to their stratigraphic description. The Karst Dinarides (in the li- terature they are often called by the inadequate name — Outer Dinarides) are characterized by development of mostly shal- low-marine carbonate sediments — limestones and dolomites. There predominate limestones which are represented by va- rious types formed in shallow-marine environments: subti- dal, restricted shoals, lagoons, fore-reef, reef and back-reef zones etc. These carbonate sediments are in some places mostly dolomitized in latediagenesis and rarely in earlydiage- nisis. Similar, often invariable development of such sedi- *) I. VELIC, B. SOKAC, Geoloski zavod, Sachsova 2, 41000 Zagreb, Yugoslavia. ments, almost through the whole Mesozoic, does not allow the stratigraphic analyses in the means of the chronostratigra- phic classification, although it has been used for more than a hundred years in this region. The main reason is in the totally different lithofacies and especially biofacies in relation to the areas with tipically developed chronostratigraphic units. Beside the great possibilities, the use of lithostratigraphic classification does not give enough detail stratigraphic subdi- vision necessary in the modern researches. Biofacial resear- ches, with the fossil groups and taxa within, and their space and time relationships enable a detail and confident biostrati- graphic subdivision of the Mesozoic strata in the Karst Dina- rides. Results of the systematic biostratigraphic researches, which started about twenty years ago, have shown that the use of only microbiostratigraphy is possible for the most of the Me- 486 sozoic, and so far the Lower Cretaceous, because ofthe grea- ter number of microfossils than macrofossils. According to this, the micropalaeontologic researches of the benthic Fora- minifera and calcareous algae (microorganism groups) in the Mesozoic sediments of the Karst Dinarides are of particular importance. Discussing about the Lower Cretaceous of the Karst Dina- rides, it is necessary to point out the meaning of the microfos- sils for its stratigraphic subdivision. First of all, it is the result of lithofacial uniformities: rhythmic exchange of the uniform limestone types with dolomites ofthe Lower Cretaceous with rare presence of macrofossils but numerous microfossils. Within the two mentioned fossil groups benthic foraminifers predominate. This predominance reflexes in the overall mi- crofossil content, as well as in the number of index fossils. Al- though the microfossil assemblages make the most confident category in biostratigraphic researches, the whole biostrati- graphic scheme is based on individual characteristic forms (index fossils). In the Lower Cretaceous of the Karst Dinarides such index fossils are found, inthefirst place, within the significant fora- minifer group ofthe Orbitolinidae, rarely in the Ataxophrag- miidae, and also within a group of calcareous algae in the Da- sycladaceae. Frequent presence of the orbitolinids, whose chronostratigraphy has been accurately examined especially in Western Europe (for instance MouLLADE, 1960; SCHROE- DER, 1963a, 1963b, 1964a, 1964b; JAFFREZO & SCHROEDER, 1972; DECROUEZ & MoULLADE, 1974; Masse, 1976; PEYBERNES, 1976; Saımnt-Marc, 1977; JAFFREZO, 1980 and others) allow to correlate between those regions and the Karst Dinarides. Such an approximate chronostratigraphic subdivision with refe- rence to chronostratigraphy of the biostratigraphic units could be also carried out in Dinarides. In this review of the Lower Cretaceous index fossils and their stratigraphic distri- bution in the Karst Dinarides we shall be dealing with chrono- stratigraphic units. STRATIGRAPHIC REVIEW The forms refered to index fossils are those which are in the Lower Cretaceous of the Karst Dinarides the guide fossils for a narrow stratigraphic interval, either biostratigraphic (zone, subzone) or chronostratigrahic unit (stage, substage). There are cases that the stratigraphic range of such significant taxa includes for instance bordering parts of two units, or even the whole two units (Fig. 1). BERRIASIAN There are no index fossils in the strata, which according to their stratigraphic position belong to Berriasian, because they lay between improved Tithonian underlaying beds and Va- langinian overlaying ones. The Berriasian microfossil assem- blage of the Karst Dinarides lacks the abundance several spe- cies of various taxa. Calcareous algae Salpingoporella katzeri ConkapD & Rano- ıcıc and Pseudoclypeina crnogorica Rapoıcıc, which are regi- stered in the Berriasian, can be conditionally used as index fossils, but only locally, because they are both originally des- cribed in younger layers: S. katzeri from Valanginian (Con- RAD & Rapoıcıc, 1978) and P. crnogorica from Berriasian to Aptian (Rapvoıcıc, 1972). Beside the mentioned species, Salpingoporella annulata carozzı and Actinoporella podolica (AıTH.) are more fre- quently present as well as foraminifers Trocholina elongata (Leuroın) and T. alpına (LEuroLn). However, all these spe- cies extent from the Malm to the Upper Neocomian and they can not be used as good index fossils. There also have been lo- cally registered algae Coniporella piriformis Sokac & VeLıc and Clypeina delmatarum Soxac & VELic in the Mt. Biokovo (SokAC & Veric, 1981 b) but they can not be surely refered as index fossils until their longer stratigraphic distribution and stratigraphic position in greater number of findings shall be improved. VALANGINIAN Index fossils: Algae: Clypeina marteli EMBERGER Salpingoporella istriana (Gusıc) Selliporella campanensis (AzEmA & JAFFREZO) Triploporella? neocomiensis Rapoıcıc Foraminifera: Pseudotextulariella salevensis CHaroLLas & al. The following algae and foraminifers can be joined to the above mentioned forms as index fossils of a wider range within the Neocomian: Algae: Epimastopora? cekici Rapoıcıc Clypeina? solkani ConkaD & Rapoıcıc Foraminifera: Cuneolina tenuis VELIC & Gusıc E.? cekici has its maximum abundance in the Valanginian, but it can be individually found also in the Hauterivian, just opposite then C.? solkani, which rarely occures in the Va- langinian but is numerous in the Hauterivian. C. tennis is also more frequent in the Valanginian (Fig. 1). The Valanginian microfossil assemblage of the Karst Dina- rides is enriched with other numerous species, whose strati- graphic range is from the Jurassic to the Neocomian and from the Valanginian throughout the whole Lower Cretaceous. The calcareous algae will be mentioned here: Salpingoporella annulata, Actinoporella podolica, Macroporella praturlon:, Salpıngoporella pygmaea, Dissocladella hauteriviana, ? Go- niolina minima, then foraminifers Trocholina elongata, T. alpina and the group of the Lower Cretaceous Ataxophrag- miidae with species which occur in almost all Lower Cretace- ous units including Vraconian, these are Cuneolina campo- saurii SARTONI & CRESCENTI, C. laurentii SARTONI &£ CReEs- "SAPLIEULL] ISIEN] ayı UT S[ISSOF Xaput SNO39e1317) 13M07] Jo adueı sıyderdnens ay] I "314 487 Biıjnpy wonbal, um U9}]3S Sol um 113])!An3 (I) O D9IU09 (DU1J0 YAJODIUOY)DUNONIGIO 30oubp9a9DW DUINO9A)IDAO zz DX3AU09 DINDDAIO9aN BURG EREEETEEER DYJosul DIjSIJdNDN IuUUDWIUUOJG „‚DUIJOUIYSOJ, Bee 2 2 > 14no91ap „‚Djjay9UDpIDA,, | DuDxa} ('W)’O | ns pynuiw ('W)'O DAIDd (DUIj0 JIqJ0Sayy) DUIJ0JIQLO sısusß4ingil} DUIOU9O1] m u) 1jay9131 DUIJ0O3A]DAQ | 22] DWO}SOUIID Pd | | ss SnUDIWaIIDA SNU090APIPOSIDAI —— 192}0) (DUNOJIIIOSSW)DUIOFNIAIO m ISPUDU3IM ‘4 u 1 ıÄWIODO DUIONGIOSDIY | De SIJDINIIJUS] DUIJO}AJOIDA | wer | sısuandpa sısdouljoylgJO | EEE BE 3 DOiuDWulaeb xsjdwis DyDZDzzeN | [3] sınua} DUIJoaUn) | SISU3A3]]DS DJJSIIDINYXB}OoPNaSY | 2. zmumm m D3IIDUIP Djj3JodoBuıdjps | | eu: ; D2IDWIDP DJjelodı))aS | | ——— apyılew DjjsJodoßuıdıns | | mm 1ıßısgyanw pjjeJodoßuldns | | EI IL | IUDY]0S < DUledAı) | BE Eu ne. 1914989 &D40odoYspwıdg | | 3} sısusupdwpa DJ]3J0d1j)9S | | | IE == Dupll}sı Djjesodoßuldıns | | | | | [==3] 8}1pw DuladA]d | BE Em 113Z}D4 DIBJ0odoBuıdıpS NVWON3IN| N3INOIVAA aıvo sıvn| 14V O ldv N 3n3883vV8] 3N1831NYH SION3I1VA| N3ISVINY3B NVINVWON3I'1] NVINOIVUA NVIgIV N NVIaIV 7 | NVII4V'N| NVILdV 7 | NVIW3SUV8| NVIAIS3INVHI NVINIONV IVA| NVISSVIBU3E 488 CENTI, Psendotextulariella® scarsellai (DE Castro) and Sa- baudia minuta (Horker). The last four listed forms are Lower Cretaceous index fossils for the interval of Valanginian to the Upper Albian. In the next units these will be mentioned by the joint name-standard assemblage of the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae. There are some indications of local pre- sence of Debarina hahounerensis FOURCADE et al. already in the Valanginian, although it becomes frequent not earlier than the interval Barremian — Lower Albian. HAUTERIVIAN The Hauterivian index fossils are limited only to the Fora- minifera: Nezzazata simplex germanica OMARA & STRAUCH Orbitolinopsis capnensis DE CASTRO Among the numerous tiny Nezzazatidae, which we can follow from the beginning of the Valanginian throughout the whole Lower Cretaceous and which can be listed as Nezza- zata gr. simplex Omara. The subspecies N. simplex germa- nica ıs found in the most part of Hauterivian. On the other hand, O. capuensıs is characteristic for the uppermost layers of this stage, so it can possibly enter into the Lower Barre- mian, what we do not exclude nor for the former species. As already quoted, foraminifer Cuneolina tennis and algae Chypeina solkani and Epimastopora? cekici should be men- tioned here as index fossils for the most part of Neocomian. C.? solkani, described in the Karst Dinarides (Conrad & Raporcıc, 1971) (the stratigraphic position in Lower Aptian is not well argumented and later revised to Neocomian [VELIC & Sokac, 1978]) has its maximum abundance just in the Haute- rivian layers below and with O. capuensis. C.? solkani should be treated as a Neocomian species in the entire Medi- terranean, also mentioned by BassouLıErt et al. (1978). The foraminifers Cuneolina tennis, a standard assemblage of the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae and algae Salpın- goporella annulata, Actinoporella podolica, Selliporella pejo- vicae (Ravoıcıc), S. danılovae (Ravoıcıc) and Humiella tentae Sokac & VeLıc (known only from the type locality; Sokac & Veuic, 1981a) and others can be individually found in the Hauterivian. BARREMIAN Barremian index fossils, so far known, refer to the few spe- cies of calcareous algae: Salpingoporella melitae Ravoıcıc S. muehlbergii (LORENTz) The Barremian of the Karst Dinarides generally lacks fora- minifer assemblages; so mostly only standard Lower Creta- ceous Ataxophragmiidae, tiny Nezzazatidae and the already mentioned Debarina hahounerensis can be found. Algae are represented by a greater number of species, so other species of the genus Salpingoporella will be listed next to the mentioned index fossils: Salpingoporella genevensis (Conkan), S. dina- rica Ravoıcıc, Selliporella dalmatica (SoxaC & VELıc) and Triploporella marsicana PrarurLon. All these species range to younger stratigraphic units of the Lower Cretaceous. APTIAN The main biostratigraphic significance of the Aptian strata is their distinctly better fossil content in relation to the former units. Foraminifers, especially orbitolinids predominate. Be- cause of their small vertical distribution a more detailed sub- division and zonation is possible. Biostratigraphic problem of the Aptian in the Karst Dinarides is connected mainly with orbitolinids and alga Salpıngoporella dinarica. Relevant rese- arches, without detail zonation, enabled the subdivision of the Aptian into Lower Aptian — Bedoulian and Upper Aptian — Gargasıan. Lower Aptian (Bedoulian) Index fossils: Foraminifera: Palorbitolina lenticularis (BLUMENBACH) Praeorbitolina cormyi SCHROEDER P. wienandsi SCHROEDER Orbitolina (Mesorbitolina) lotzei SCHROEDER Paleodictyoconus barremianus (MOULLADE) P. cf. actinostoma ARNAUD-VANNEAU & SCHROEDER Ovalveolina reicheli DE Castro Trocholina friburgensis (QuiLLAUME & REICHEL) Occurence of the quoted index fossils in the Bedoulian beds, which are also called the “Lower Orbitolinid Limesto- nes’ because of the extremely numerous orbitolinids, refers to the very frequent and common species P. lenticularis and rarely found representatives of the genus Paleodictyoconus. The “Lower Orbitolinid Limestones” or Bedoulian in gene- ral are limited within range of the species P. lenticularis, con- sidering that the index Orbitolina in the Karst Dinarides is slightly younger than in the NW Europe and so its stratigra- phie range is within the interval from Upper Barremian-Lo- wer Aptian boundary to the Lower Aptian-Upper Aptian boundary (VELiC & Sokac, 1978). Among the Lower Creta- ceous Foraminifera in general, beside Debarina hahouneren- sis, appears species Sabaudıa auruncensis in Bedoulian within the standard assemblage of the Lower Cretaceous Ataxo- phragmiidae. Nautiloculina gr. cretacea PEYBERNESs, N. brönnimani ARNAUD-VANNEAU & PEYBERNES, Chrisalidina gradata D’ORBIGNY, species of genus Valvnlammina and ot- her also appear. Salpingoporella dinarica is more common than the Upper Barremian-Lower Aptian Selliporella dalmatica and Triplo- porella marsicana. Problematic Bacinella irregularis Rano- ıcıc or Lithocodium aggregatum EıLiort are somewhere of lithogenetic significance. Lagoonal, subtidial and other shallow-marine facies in some places laterally change into facies of reef - back reef en- vironments with dominating macrofossils — reef-building or- ganısms (corals, hydrozoans, bryozoans, primitive rudistid lamellibranchs, gastropods) which have not been studied on yet, because of their poor preservation. All formerly quoted microfossils can be found in these facies, too. Upper Aptian (Gargasıan) There are no real-“autochthonous” Gargasian index fossils in the Karst Dinarides. Inspite of that, alga Salpingoporella dinarica can be postulated as Gargasian index fossil with no doubt, because its maximum abundance is in Upper Aptian. It must be repeated that 5. dinarica just locally occures in the Upper Barremian, it is quite frequent in the “Lower Orbitoli- nid Limestones” of Bedoulian and then in the Gargasian it has maximum abundance. Throughout the Karst Dinarides, with extremely numerous individuals, it becomes lithogenetic not only in individual layers but in the whole zone. Beside S. dı- narıca, rare individual specimens of alga Triploporella marsi- cana can be found. Refering to foraminifers, through the whole Upper Aptian, species within the standard assemblage of the Lower Cretace- ous Ataxophragmiidae, Debarina hahounerensis and others occur. The appearence of the larger Mesorbitolina in the up- per part of Gargasian is significant. These species appear in progression from Orbitolina (Mesorbitolina) parva Dou- GLass over ©. (M.) minuta Doucıass to O. (M.) texana (ROEMER). The first two are frequently found with S. dinari- ca. On the contrary, the first individual findings of the third mark the uppermost Aptian layers (Clansayesian) and it is not yet registered together with S. dinarıca. Allthree Mesorbito- lina species have their maximum abundance in the Lower Al- bian. ALBIAN Lower Albian Index fossils: Foraminifera: Orbıtolina (Mesorbitolina) texana (ROEMER) O. (M.) subconcava LEYMERIE The first layers with the appearence of numerous orbitoli- nids, overlaying those with disappearing S. dinarica, are marked as the “Upper Orbitolinid Limestones” in Dinarides. Their stratigraphic range responds to the Lower Albian. Be- side mentioned index fossils some other Mesorbitolina, found already in the Upper Aptian, have also their maximum abundance: O. (M.) parva and O. (M.) minuta. Other ge- nera like Paracoskinolina, Orbitolinopsis and Urgonina also appear, but with no significance for the biostratigraphy, be- cause of their rare occurence and wider stratigraphic range. The next two facts about the Lower Albian are very impor- tant, too: 1. Maximum abundance of species within the assemblage of the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae as Cuneolina camposaurü, C. laurentü, Psendotextulariella? scarsellaı, Sabandia minuta, S. auruncensis as well as Debarına ha- hounerensis, which all except P.? scarsellai and $. minuta do not pass the Lower Albian. 2. The appearence and distribution of microfossils (Forami- nifera) which have their maximum abundance in the Upper Cretaceous like Cuneolina pavonia D’Orsıcny etc. These forms occur also through the Upper Albian and Vraco- nian. The calcareous algae, which are found in the Lower Albian, have wider stratigraphic range. However, it is valuable to mention that the first appearence of the alga Salpingoporella turgida Rapoıcıc marks the Lower to Upper Albian boun- dary. Upper Albian s. str. Index fossils: “Valdanchella” dercourti Decrourz & MOULLADE “Coskinolina” brönnimanni DEcrRoUEZ & MOULLADE Naupliella insolita DecrouEz & MoUuLLADE Quoted species belong to the group of so called primitive Orbitolinidae. According to Decrourz & MourLaDe (1979) they were found in the Upper Albian (including Vraconian) of Pelopones/Greece. In the Karst Dinarides they extent from the beginning of the Upper Albian to only the first layers of the Vraconian. Beside these species, in the Upper Albian lay- ers occur all the other Foraminifera species like in the Lower Albian but do not disappear by the end of the Lower Albian. The most frequent are Chrysalidina gradata, Valvulam- mina picardi, Cuneolina pavonia, C. pavonia parva. The cal- careous algae are very poorely represented. Salpingoporella turgida is frequent in the first layers together with the Upper Albian s. str. index fossils. Other findings of algae are very rare, except individual forms and taxa with a wider stratigra- phic range. Vraconiıan The Vraconian index fossils have not been determinated yet with accuracy in the Karst Dinarides. The strata, separated as Vraconian, lay between the described Upper Albian s. str. and accurately defined Cenomanian. That marks an interval from the first appearence of Neoiraguia convexa DanıLova ull the first finds of Ovalveolina maccagnoe DE Casıro. Such subdivision is possible only inthe region of middleandsouth- ern Dalmatia and Hercegovina, where continuous deve- lopment of layers from the Albian to the Cenomanian can be seen, mainly in calcareous facies. In other regions of the Karst Dinarides this level is developed as dolomite and dolomite- breccia zones (VELIC et al., 1979). N. convexa, originally described of inaccurate Cenoma- nıan-Turonian beds (DanıLova, 1962) and later found in the Lower Cenomanian (BERTHOU & SCHROEDER, 1978), is cer- tainly older in this strata because it appears much earlier than in the strata which are positively Lower Cenomanian. If we include here another species Naupliella insolita (sensu Bar- THOU & SCHROEDER, 1978) then its stratigraphic range would go rather down to the Albian. ©. maccagnoe is also described from the Middle Cenomanian (DE Castro, 1966), but in the Karst Dinarides it appears much earlier. In this uppermost level ofthe Lower Cretaceous next to the stated Foraminifera also occur all the others, which appear in Lower Albian and extent to the Upper Cretaceous, so the spe- cies within the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae — Sa- baudia minuta and Pseudotextulariella® scarsellai. Alga Marinella lugeoni PFENDER is in some places very fre- quent. The described level, which has been included in the Vraconian, underlays the Lower Cenomanian biodertritic li- mestones in which beside to many other index micro- and ma- crofossils appear Orbitolina (Conicorbitolina) cuvillieri (MourLApe) and O. (C.) conica (D’ARcHIAC). 490 CGONCLUSION Because of the uniform lithofacıal development (shallow- marine carbonate sediments - limestones and dolomites) and a very rare appearence of macrofossils, biostratigraphic subdi- vision is based on the microfossil content. The microfossil as- semblages are here of outstanding sıgnificance and are used as index fossils for stratigraphic subdivision. In the Karst Dina- rıdes index fossils are found among the Foraminifera and Cal- careous algae. Within Foraminifera the significant orbitolinid family should be pointed out. Algae are represented mainly with species of the genus Salpingoporella. In the Lower Cre- taceous of the Karst Dinarides the main index fossils are: BERRIASIAN Algae: Salpingoporella katzeri (only locally) VALANGINIAN Algae: Clypeina martelli Salpıngoporella istriana Selliporella campanensis Epimastopora? cekici (maximum abundance) Foraminifera: Psendotextularıella salevensis HAUTERIVIAN Algae: Clypeina? solkani (maximum abundance) Foraminifera: Orbitolinopsis capnensis Nezzazata simplex germanica BARREMIAN Algae: Salpıngoporella melitae S. muehlbergüi LOWER APTIAN Foraminifera: Palorbitolina lenticularıs Praeorbitolina cormyi P. wienandsi Orbitolina (Mesorbitolina) lotzei Paleodictyoconus barremianus Ovalveolina reicheli Trocholina friburgensis UPPER APTIAN Algae: Salpingoporella dinarıca (maxımum abundance) LOWER ALBIAN Foraminifera: Orbitolina (Mesorbitolina) texana O. (M.) subconcava UPPER ALBIAN (Vraconian included) Foraminifera: “Valdanchella” dercourti “Coskinolina” brönnimanni Naupliella insolita = Neoiragnia convexa (?) REFERENCES BASSOULLET, J. P., BERNIER, P., CONRAD, M. A., DELOFFRE, R. & JAFFREZO, M. (1978): Les Algues Dasycladales du Jurassique et du Cretace. — Geobios, mem. spec., 2, 330 p. p., Lyon. BERTHOU, P. Y. & SCHROEDER, R. (1978): Les Orbitolinidae et Al- veolinidae de l’Albien superieur - Cenomanien inferieur et le probleme de la limite Albien-Cenomanien dans le sud-ouest de las region de Lisbonne/Portugal. —- Cahiers de Micropale- ont., 3: 51-85, Paris. CONRAD, M. A. & Rapoıcıc, R. (1971): On Munieria baconica DEECKE (Characeae) and Clypeina? solkanı n. sp. (Dasycla- daceae). A case of homemorphism in calcareous green Algae. — C.R. S. Soc. phys. hist. nat. Geneve (NS) 6 (2-3): 87-95, Geneve. — — (1978): Salpingoporella katzerı n. sp., une Dasycladacee (al- gue calcaire) nouvelle du Berriasien et du Valanginien de la re- gion mediterraneene. — Geol. vjesnik, 30 (1): 69-72, Zagreb. DANILOVA, A. (1962): Neoiragnia convexa — nov foraminifer iz ce- noman-turona Kosova polja. — Vesnik, A, 20, 223-231, Beograd. DE CAsTRO, P. (1966): Contributo alla conoscenza delle alveoline al- biano-cenomaniane della Campanıa. Boll. Soc. Nat. Napoli, 65: 3-59, Napolı. DECROUEZ, D. & MOULLADE, M. (1974): Orbitolinides nouve- aux de l’Albo-Cenomanien de Grece. — Arch. Sc. Geneve, 27 (1): 75-92, Geneve. JAFFREZO, M. (1980): Les formations carbonatees des Corbieres (France) du Dogger äl’Aptien: Micropaleontologie, stratigra- phique; Biozonation; Paleoecologie. Extension des resultats ä la Mesogee. — These, Universite P. et M. Curie, XVII+ 614 p., Paris. — — & SCHROEDER, R. (1972): Les formations du Pla de Coulou- bret (Aude): elements pour une zonation par les Orbitolinides de l’Aptien des Corbieres. - C. R. Acad. Sc. Paris (D) 274: 802-805, Paris. MAssE, J. P. (1976): Les calcaires urgoniens de Provence (Stratigra- phie — Paleontologie). — These doct. I-Il, Univ. d’Aix-Mar- seille II, 255 p., Marseille. MOULLADE, M. (1960): Les Orbitolinidae des microfacies barremiens de la Dröme. — Rev. Micropaleont. 3 (3): 188-198, Paris. PEYBERNES, B. (1976): Le Jurassique et le Cretace inferieur des Pyre- nees franco-espagnoles entre la Garonne et la Mediterranee. — These doct., Univ. Paul-Sabatier, 459 p., Toulouse. RADOIcCıIC, R. (1972): Psendoclypeina crnogorica sp. nov., from the lower Cretaceous of western Montenegro. — Bull. Scient. Cons. Acad. R.S.F. Yougoslavie, sec. A, XVII, No. 11-12; 365-366, Zagreb. SAINT-MARC, P. (1977): Repartition stratigraphique de grands Fo- raminiferes bentiques de l’Aptien, de ’Albien, du Cenoma- nien et du Turonien dans les regions mediterraneennes. — Rev. Espan. Micropaleont., 9 (3): 317-325, Madrid. SCHROEDER, R. (1963 a): Palorbitolina, ein neues Subgenus der Gat- tung Orbitolina (Foram.). — N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 117, (Festband Lotze), 346-359, Stuttgart. 491 — — (1963b): Grundlagen einer Orbitoliniden-Biostratigraphie — — (1981b): New Calcareous Algae (Dasycladaceae) from the des tieferen Urgons m pyrenäisch-kantabrischen Grenzgebiet Berriasian of Biokovo Mountain (Croatia). — Geol. vjesnik, (Nordspanien). — N. Jb. Geol. Paläont., Mh. 1963 (6): 34: 39-46, Zagreb. 320-326, Stuttgart. VELIG, I. & SOKAG, B. (1978): Biostratigrafska analiza jure i donje — — (1964 a): Communication prealable sur ’origine des Orbitoli- krede Sire okolice Ogulina (srediönja Hrvatska). - Geol. vjes- nes. - C. R. S. Somm. Soc. Geol. France 1964/10, 411413, nik, 30 (1): 309-337, Zagreb. Paris. VELIG, I., TISLJAR, J. & SOKAG, B. (1979): Stratigraphy and deposi- — — (1964): Orbitoliniden Biostratigraphie des Urgons nordöst- tional environments of the Lower Cretaceous in the Karst re- lich von Teruel (Spanien). - N. Jb. Geol. Paläont., Mh., 1964 gion of the Outer Dinarides (Yugoslavia). - Geobios, (Mem. (8): 462474, Stuttgart. spec.) 3, 245-252, Lyon. SoKAC, B. & VELIG, I. (1981 a): Humiella teutae n. gen., n. sp. (Da- sycladaceae) iz neokoma juzne Hercegovine. - Geol. vjesnik, 33: 101-105, Zagreb. Zitteliana De ] 493 ISSN 0373 - 9627 München, 1. Juli 1983 The Valanginian to Aptian stages - current definitions and outstanding problems Compiled by PETER FRANKLIN RAWSON") With 3 tables ABSTRACT Current definitions of the Valanginian to Aptian Stages are reviewed and some of the outstanding problems outlined. Fi- nal recommendations on stage boundaries can be made only after much more stratigraphical work has been completed, as the eventual boundaries must have good international correla- KURZF Ein Überblick über die gängigen Definitionen der Stufen vom Valangin bis zum Apt wird gegeben und einige wichtige Probleme hervorgehoben. Endgültige Empfehlungen zu Stu- fengrenzen sind z. Zt. noch nicht möglich. Dazu sind noch weitere stratigraphische Untersuchungen erforderlich, denn die festzulegenden Grenzen müssen international korrelier- tion potential. The Pre-Albian Stages Working Group is in stigating study of selected sections in various parts of the world to provide an integrated framework of biostratigraphy and event stratigraphy. ASSUNG bar sein. Die Pre-Albian Stages Working Group regt an, aus- gewählte Profile in verschiedenen Teilen der Welt zu untersu chen, um so den allgemeinen Rahmen für eine Neudefinition der Stufen auf der Grundlage der Biostratigraphie und der Event-Stratigraphie zu schaffen. I. INTRODUCTION This review has been compiled on behalf of the Pre-Albian Stages Working Group of the Subcommission on Cretaceous Stratigraphy. The primary role of the working group is to cla- rify, and to improve where necessary, the definition and boundaries of the Valanginian to Aptian Stages. This cannot be achieved simply by describing a stratotype and selecting boundaries because such a procedure takes no account of the international correlation potential of the stages so defined. Hence at its first meeting in Hannover in 1977 (see the group’s Newsletter 2), the working group agreed on the following priorities: 1. “To establish inter-regional correlation more precisely than before, using all possible methods (macro- and mi- crofossils, event stratigraphy, etc.) > “As a result of more accurate correlation, to clarify (and if necessary to improve) the definition of stages and stage ”) P. F. RAwson, Department of Geological Sciences, (Queen Mary College, Mile End Road, London EI 4NS, England, boundaries and to improve the usage of stage names in re gions away from stratotype sections.” Thus our fundamental philosophy is first to make objective correlations between regions and only then to redefine stages and their boundaries. As a first step towards priority 1, several key sections were identified in western Europe. At its second meeting (Münster 1978, see Newsletter 3), the group agreed to concentrate ini tially on investigating correlation of Hauterivian strata across Europe, in collaboration with the re-investigation of the Jura Hauterivian by a research group co-ordinated by Dr. J. Rı MANE. It is intended that first results on the investigation of key sections will be given at a meeting of the Subcommission on Cretaceous Stratigraphy in Copenhagen in 1983. In the meantime it seems appropriate to summarise current defini- tions of the Valanginian to Aptian Stages and to demonstrate some of the outstanding problems. For the sake of using a common “language”, we hope that fellow workers will conti nue to use stage names in the current sense (Table 1) until im- 494 proved definitions are agreed. Specialists who insist on using NARDO (Lyon), R. ComBrmortı (Lyon), P. Donze (Lyon), T. them in a different sense are urged to explain their different N. GoRBATCHIK (Moscow), J. E. van HinTE (Amsterdam), usages. PH. HOEDEMAEKER (Leiden), L. MEmmı (Tunis), F. A. Minp- The following members of the working group assisted in temiss (London), J. Remane (Neuchätel), J.-P. Trıeurov this compilation, though final responsibility for the wording (Grenoble) and M. R. A. Thomson (Cambridge). rests with the compiler: D. J. BArten (Aberdeen), R. Bus- IS EARLLCORFTACEOUSBIOGEFOGRAPHY AND THESTRATOTYPE ARFAS [sm | ZONE DE FRANCE ENGLAND/NORTH GERMANY Parancyloceras bidentatum & P. scalare Colchidites sp. Heteroceras astieri Simancyloceras stolleyi Hemihoplites feraudi "Ancyloceras'" innexum & Simancyloceras pingue u " Emericiceras barremense . i Paracrioceras denckmanni Moutoniceras sp. Paracrioceras elegans ni P Fr " : " 3 ’ Pulchellia compressissima Hoplocrioceras" fissicostatum Paracrioceras raricos tatum Spitidiscus hugii =----- 5, 0: F variabilis _ Simbirskites EEE SER 7) (Craspedodiscus) _discofalcatus | Pseudothurmannia anzulicostata | thurmannia anmulicostata UPPER Plesiospitidiscus ligatus HAUTERIVIAN | Subsaynella sayni S. (Craspedodiscus) gottschei S.(Milanowskia) speetonensis_/staffi _ Simbirskites (Speetoniceras) inversum LOWER Endemoceras regale HAUTERIVIAN Endemoceras noricum Endemoceras amblygonium __ Neocomites (Teschenites) callidiscus Olcostephanus spp. Dicostella tuberculata Dichotomites bidichotomoides Himantoceras trinodosum Saynoceras verrucosum Thurmanniceras campylotoxus Dicho tomites triptycho ides Dichotomites crassus D. (Prodichotomites) p polytomis _ >» (Froasehdtenites 5 hollwedensis Bee ercddälis F Polyptychites clarkei | ET Polyptychit tes mul ticostatus Polypt; tychits tes ‚ pavlowi i sjatylentieergs involutum Thurmanniceras pertransiens Platylenticeras heteropleurum LOWER EEE ES I Thurmanniceras otopeta VALANGINIAN Table 1. Valanginian to Barremian standard zones of south-east France, and the approximate correlation with the north-west European “boreal” Valanginian and Hauterivian. (Correlation after KEMPER et al., 1981). No correlation between Barremian zones is intended. Platylenticeras robustum Duringthe Early Cretaceous there were two distinct faunal realms in the northern hemisphere, the Tethyan and Boreal. It is difficult to attempt a global summary of Early Cretaceous biogeography because many taxonomic groups have not been investigated adequately, but Kaurrman (1979) has given a ge- neral review, and for bivalves (Kaurrman, 1973) and ammoni- tes (Rawson, 1981) subdivision of the realms can be attempt- ed. Valanginian to Aptian biostratigraphy is based primarily on ammonites. As in the Tithonian and Berriasıan, the Va- langinian to earliest Barremian boreal ammonites are clearly distinct from Tethyan ones, but during most of the Barremian and Aptian there were no distinctively boreal subfamilies and in the rare marine sections the northerly faunas were only de- pauperated versions of the Tethyan ones. 495 The historical type areas of the Valanginıan to Aptian Sta- ges are in the Swiss Jura and south-east France, and are cha- racterised predominantly by Tethyan ammonites. Thus the main problem in Early Cretaceous stage definition lies in try- ing to correlate with the Boreal Realm. Primary clues come from areas of faunal overlap (e. g. parts of Europe). The bio- stratigraphy of areas outside the type regions of the stages is beyond the scope of this paper, but in Table 1 we give the ap- proximate correlation of the Valanginian to Barremian Te- thyan zones with the north-west European “boreal” zones to illustrate the nature ofthe problem. The correlations achieved so far suggest that some of the classic stage boundaries are of no inter-regional correlative value and therefore need to be al- tered if they are to be equally applicable to both realms. IN DEEINTIIONFORSTÄGES THE VALANGINIAN STAGE Author: Desor 1854 Stratotype: The Seyon Gorge near Valangin, Neuchätel, Switzerland. Hypostratotype: Roadside section near Angles (Al- pes-de-Haute Provence, south-east France); Barret-le-Bas (Hautes-Alpes, south-east France) provides acomplementary reference for the Lower Valanginian (Busnarvo et al., 1979). Original definition: Desor (1854, p. 175) regarded all the “Neocomian” beds beneath the “Marnes de Hauterive”’ as corresponding with Campiche’s “Neocomien inferieur”’, and for this subdivision proposed (p. 177) the stage name “Valan- gien” (“Valanginien” in the title of the paper). Thus the Va- langinian embraced all the post-Jurassie rocks to the base of the “Marnes de Hauterive”. There are three important points to note with reference to the definition of the boundary between the Valanginian and Hauterivian Stages: 1. In terms of local lithostratigraphic units, Desor’s defini- tion is very vague. He indicated (p. 174) that the “calcaires jaunes ä Ammonites astierianus” lay beneath the “marnes bleues de Haute-Rive” and hence by defining the Valangi- nian stage to include all the units beneath the “marnes de Hauterive” apparently implied that beds containing “Ammonites astierianus” (= Olcostephanus) were Va- langinian. Unfortunately it is impossible to decide whet- her the “calcaires jaunes A Ammonites astierianus” are equivalent to the “Marnes ä Astieria” (= “Astieriamer- gel’), a critical bed at the Valanginian-Hauterivian boun- dary which was first described by DE TrısoL£r (1859). Hence one cannot say how far the phrase “un etage A part, inferieur aux marnes de Hauterive” (Desor, 1854, p. 175) has to be taken literally. 2. The first clear definition of the Valanginian was only given by Desor and Gressry (1859, p. 40). From top to bottom, the stage was intended to include: a) La limonite ou calcaire ferrugineux (= “calcaire roux’” in actual usage) b) Le calcaire compact ou marbre bätard. c) Les marnes et breches marneuses grises et bitumineuses. The “Marnes ä Astieria” were explicitly placed in the “Neocomian” (which became the Hauterivian of Rent- vIER, 1874) by Desor and Gressry (1859, p. 36). It is also interesting to note that the fırst detailed descrip- tion of the succession at the type locality did not appear until the end of the century (BAUMBERGER and Moutin, 1899). 3. Logically, REen£vier therefore included the “Marnes ä Astieria” in his Hauterivian Stage. It is only since Baum- BERGER (1901, p. 21) that it has become general usage to place them in the Valanginian. Development of the concept of the Valanginian Stage: The early Cretaceous sediments of the Jura Moun- tains accumulated on a shallow shelf. Some lithological units are thin, condensed and laterally discontinuous, especially those lying between the “Calcaire Roux” and the “Marnes de Hauterive”. Early biostratigraphic correlation was based primarily on echinoids, and ammonites are generally rare. This, coupled with the incompleteness ofthe sequence, means that both the Valanginian and the Hauterivian stratotypes have a very limited correlation potential. Because of the rarity of ammonites Kırıan and other French workers preferred to define both stages according to the succession of ammonite zones established in the vocontian facies of south-east France. It should be noted that Kırıan paid little attention to the cor- relation between the French zones and the original stratotype successions when drawing his boundaries. In 1871, CoguanD proposed the Berriasian for the limesto- nes of Berrias, regarding it as a substage for the lower part of the Valanginian. Lory (1898) and PaQuier (1900) then restricted the Valanginian to exclude the Berriasian and re- cognised lower and upper divisions of the restricted Valangi- nian. Kırıan (1910) reverted to an extended Valanginian, his lower Valanginian corresponding to the Berriasian and his middle Valanginian to the lower Valanginian of Lory and PA- Quier. A similar tripartite division was applied in north Germany (e. g. STOLLEY, 1925). Mainly because of Mazenor’s (1939) work, the Berriasian began to be used as a stage, and this was ratified by the 1963 496 Lyon colloquium, when the overlying Valanginian was divid- ed into: substage zone Upper Valanginıan Saynoceras verrucosum Lower Valanginian Kilianella ronbandiana Atthe Colloquium, the principle of establishing a new stra- totype in the vocontian facies was approved. A hypostrato- type was formally proposed in 1979 by Busnarvo et al. The Angles section and a complementary section for the Lower Valanginian at Barret-le-Bas were measured and sampled bed-by-bed and the ranges of ammonites, belemnites, ostra- cods, nannofossils, calpionellids and foraminifera were esta- blished. Some new zones were proposed (Tabfe 2). The am- monite zones proposed by BusnarDo and ThıeuLoy (in Bus NARDO et al., 1979) represent the culmination of many years of work on all the main French sections and are traceable across the whole vocontian trough. The zones (Tables 1, 2) are as- semblage biozones, in which the index species reached its acme within the nominate zone. Some of the zones have been recognised in Tunisia (MEmmı, 1981) but still require testing in other Tethyan areas. Base of the Valanginian: The boundary between the Berriasian and the Valangınian has been placed between the boissieri and ronbandiana Zones since these were introduced by Kırıan (1888). The base of the Valanginian was effectively marked by the appearance of Kilianella. The palaeontological boundary was believed to coincide with the lithological boundary between the “Calcaires de Berrias’”’ and the “Mar- nes valanginiennes””. However, LE Hrsarar (1965) showed that the highest part of the “Calcaires de Berrias’” contained a distinctive early Valanginian fauna, for which he later (in L£ Hesarar and Remane, 1968) introduced the pertransiens Subzone. This subzone has priority over the /ucensis Zone, introduced by Wırpmann (1968) for the same fauna in the same beds. Le Hesarar (1973, p. 295) believed the faunal change from Berriasian to Valanginian was abrupt. However, BUSNARDO ei AMMONITES FORAMINIFERA 0: Neocomites (Teschenites) callidiscus Haplophragmoides vocontianus Himantoceras trinodosum Lenticulina eichenbergi and TrıEuLoY (in BusnAarDo et al., 1979) suggested that faunas of the lower part of Le HeGarar’s pertransiens Subzone re- presented a mixture of Berriasian and Valanginian forms, ge- nerally poorly known species. This intermediate fauna be- tween the “classic” Berriasian and Valanginian was known to Mazenor. For this fauna the otopeta Zone was proposed. The lower part of the overlying pertransiens Zone coincides with the remainder of Le HEGarAT’s pertransiens Subzone (see Busnarno and THıruLoY’s table 3, p. 62). As the distinctive Kılianella species of the old roubandiana Zone first appear within the pertransiens Zone, BusnAarDo and THıEuLoY have effectively lowered the base ofthe Valangınıan compared with previous definitions. From the Caravaca region of south-east Spain, HOEDEMAE- Er (1982) has proposed a subzone of Tirnovella alpillensıs, which he correlates with the callisto Subzone of Le HEGARAT and Remane (1968). However, while the French callisto Sub- zone contains Berriasian ammonites, its Spanish equivalent contains Valanginian forms too, and thus HOEDEMAEKER pla- ces the alpıllensis Subzone in the Valanginian. If the correla- tions are correct, this would suggest that the French callisto Subzone should be placed in the Valangınian. While further work is clearly required, neither definition allows the base of the Valangınian to be recognised in the Bo- real Realm. In the West European Province the first appea- rance of Platylenticeras is taken to mark the base of the Va- langinian (Kemper, 1973), because early species occur also in France, at approximately the base of the old ronbandiana Zone. In the modern zonation this horizon is at about the base ofthe pertransiens Zone, and thus the otopeta Zone may cor- relate with the highest Ryazanıan of the boreal sequence. Base ofthe Upper Valanginian: The old Saynoceras verrucosum Zone spanned the whole of the Upper Valangi- nıan. However, MourL1ADE and THıEULOY (1967) showed that the index species had a very short range, and restricted the zone to embrace only the lowest part of the Upper Valangı- nıan. The sudden appearance of Saynoceras verrnucosum and STRACODS CALPIONELLIDS NANNOFLORA Thetysia chabrensis inflata Saynoceras verrucosum Lenticulina hauteriviana Thurmanniceras campylotoxum Lenticulina busnardoi Thurmanniceras petransiens Lenticulina nodosa Thurmanniceras en otopeta LOWER VALANGINIAN Thetysia chabrensis chabrensis Calcicalathina oblongata Calpionellites darderi »vseos.... Cretarhabdus "Lorenziella hungarica ... nn... Calpionellopsis” oblonga ssossr.0r. crenulatus Table 2. Biostratigraphic subdivision of the French Valanginian (after BUSNARDO et al., 1979). some associated species (e. g. Valanginites nucleus, Neoho- ploceras submartini and Karakaschiceras spp.) in north-west Europe marks a major faunal migration horizon (and trans- gression) which can be traced in the Polish Furrow, north Germany and eastern England (Kemper, Rawson and THIEU Loy, 1981, p. 259). The same fauna occurs also in Tunisia (Menmmi, 1981). THE HAUTERIVIAN STAGE Author: REnEVIER 1874. Stratotype: “Hauterive” (actually in Neuchätel), Swit- zerland. Original definition: Renevier included the “marnes ä Astieria”, the “marnes bleue de Hauterive” and the “Pierre Jaune de Neuchätel”. Discussion: By including the “Marnes A Astieria’ (= “Astieriamergel”) in the Hauterivian Stage, RENEVIER placed the base of the Hauterivian to agree with Desor and Gaessıy’s (1859) definition of the top of the Valanginian (see Valanginian discussion, above). Development of the concept of the Hauterivian Stage: For reasons discussed above (see “Valanginian Sta- ge’’) the Hauterivian of the type area proved to be of limited correlation potential. Hence Kırıan and others again turned to the French sequence for a better standard, and here propos- ed four ammonite zones. The lowest was that of Acanthodis- cus radıatus, which most subsequent workers (including BAUMBERGER) accepted as marking the lowest Hauterivian. However, in the Jura A. radıatus occurs in the “Marnes de Hauterive” but not in the “Marnesä Astieria” beneath. Thus common usage has modified the Valanginian/Hauterivian boundary as defined by Renevier. It should also be noted that in the French scheme the Hauterivian Stage was extended up- wards so that both the “Marnes de Hauterive” and the “Pierre jaune” are now Early Hauterivian. THıEULOY (in MouLLADE and THıEULOY, 1967) has modified the zonation of the French successions (see Table 1), though further revision is in progress (by Busnarno and THIEULOY) and the sequence has still to be described in detail. No hypo- stratotype section has been described. DeseLmas and 'THIEU- Loy (1965) recommended that one should be chosen in the Sa- lerans region (Hautes-Alpes), but TrıeuLoY (herein) now be- lieves that this alone would not be sufficient: several sections are useful, including La Charce, Sallerans, Barreme and Ca- stellane. The base ofthe Hauterivian: THıeuLoy (1977, p. 125) has formally defined the base of the radıatus Zone at La Charce as the base of the Hauterivian. The base of the radia- tus Zone itself is defined by the first appearance of Acantho- discus. The use of A. radiatus as a zone fossil has been critici- sed because it is so rare in the vocontian facies, but despite this it is very useful because it allows an inter-realm correlation. Early Hauterivian strata are poorly known in the Boreal Re- alm (Rawson, 1981) but occur in north-west Europe. In north Germany, rare Acanthodiscus occur near the base of the En- democeras beds and hence these are placed conventionally in the Hauterivian. In theory, the lowest beds could be latest Va- langinian, but the area of uncertainty is small. 497 The base of the Upper Hauterivian: The separation of the Hauterivian into two substages, defined by the disap pearance of the Neocomitinae and the appearance of Subsay- nella sayni, ıs very clear, especially in Ardeche where the he- mipelagic sequence is very expanded (BusnAarvo, herein). Thus the base of the Upper Hauterivian is defined by the base of the Subsaynella saynı Zone. The boreal Upper Hauterivian is characterised by Sımbirs- kites (with several subgenera) which occurs from California and Arctic Canada to north-west Europe and the So- viet-Union. Faunal mixing in north-west Europe shows that the base ofthe Tethyan Upper Hauterivian correlates with the upper part of the Simbirskites (Speetoniceras) inversum Zone (Kemper et al., 1981, p. 307). THE BARREMIAN STAGE Author: Coouann 1861. Stratotype: Angles, Basses-Alpes, France (designated by Busnarvo, 1965 b). Original definiton: CoQuAnD proposed the stage for beds characterised by “Belemnites minaret, Ammonites liga- tus, Scaphites yvanni, etc.”. Angles was one of the cited loca- lities. Development of the concept of the Barremian Stage: Although Coguanp’s original definition was not very precise, BUSNARDO (1965 a) pointed out that it embraces both the Barremian and Upper Hauterivian of current usage. Pre- sent usage effectively dates from Kırıan’s (1888) work on the montagne de Lure: Busnarvo (1965b) summarised subse- quent ideas and tabulated the evolution of zonal schemes. We agree with him that despite historical priority it is best in the interest.of stability to follow customary usage and limit the Barremian in Kırıan’s sense. Busnarno (1965 b) designated the Angles roadside section as stratotype because it is complete, readily accessible, suffi- ciently rich in ammonites and tectonically undisturbed. It is part of the same long exposure that has been selected as hy- postratotype of the Valanginian. BusnArDo gave a detailed li- thic log and ammonite ranges, retained Kırıan’s division into Lower and Upper Barremian and proposed a zone for each substage. He also suggested a subzonal scheme, though that was incomplete because of gaps in the faunal sequence. Bus NARDO (1965, p. 115) regarded his work as a first step in achieving a geographically widespread zonation, and indicat- ed the problem of selecting suitable zonal and subzonal indi- ces. Recently he has put forward a more detailed zonation (BusnAarDo in Rocker, 1980, table) which is shown, with slight modification (BusnarDo, herein) in Table 1. The zonation has yet to be formally described. Elsewhere in the Tethyan Realm, the best-known faunas are probably in Colombia, where a detailed pulchelliid zona- tion has been established, and the Barremian divided into “lower”, “middle” and “upper”. In the Boreal Realm, Bar- remian faunas occur mainly in north-west Europe, where they are represented predominantly by heteromorphs and, in the basal Barremian, by the last Simbirskites. Some of the he- teromorphs may be identical with Tethyan species, other are 498 endemic. StoLLEy (1925) recognised a tripartite division into “lower”, “middle” and “upper” and proposed a zonal scheme which has been modified only slightly since (see Im- MEL, 1979, table 5). The base of the Barremian: At the stratotype section the passage from Hauterivian to Barremian was hidden by fal- len rock, though faunas can now be collected. Species of Pul- chellia, Holcodiscus and “Emericiceras” (= Paracrioceras) have been used by various authors to define the lowest zone. At present, BUsNARDO (herein) takes the appearance of Ra- spailiceras and Barremites to mark the base of the stage, though this limit will be refined eventually. There is a slight overlap between these forms and the last representatives of Psendothurmannia (especially P. gr. edonardı). Spitidiscus (gr. kiliani-hugii) and Nicklesia appear several beds higher in the sequence. In the Boreal Realm, the base of the north-west European Barremian lies approximately at the base of the English varza- bilis Zone and in the middle of the German discofalcatus Zone (Kemper et al., 1981, p. 307). The base ofthe Upper Barremian: BusnarDo (here- in) defines the base of the Upper Barremian by the appearance of Heinzia and of “Emericiceras” ofthe barremense group. Clansayesian U Aptı Bez Gargasıan Lower Aptian Bedoulian MouıLaDe etal. (1980a, p. 113) pointed out that in terms of both stratigraphical nomenclature and logic a division into Lower and Upper Aptian was less satisfactory than Breı- STROFFER’S (1947) tripartite division into Lower Aptian or Be- doulian, Middle Aptian or Gargasian and Upper Aptian or Clansayesıan Substages. Diadochoceras nodosocostatum Epicheloniceras subnodosocostatum nisus Aconeceras LOWER Deshayesites deshayesi APTIAN Kern South-east France Southern England North Germany Hypacanthoplites Parahoplites nutfieldiensis Epicheloniceras bowerbanki Deshayesites Deshayesites Prodeshayesites This limit differs slightly from that published in RoGer (1980, table). However, it remains difficult to define in the stratoty- pe, for want of sufficiently numerous fossils. THE APTIAN STAGE Author: p’Orsıcny 1840. Stratotypes: The stage was named after Apt (Vaucluse) in south-east France. However, there is no single stratotype section: La Bedoule, Gargas (near Apt) and Clansayes are all reference sections for subdivisions of the Aptian though not all are satisfactory for correlation purposes. Original definition: The stage was proposed rather loosely for strata containing an “Upper Neocomian” fauna, but D’OrsıcnY later modified his definition several times. Developmentoftheconceptofthe Aptian Stage: Franprın (1965) and MourrADE, Taxy and TRONCHETTI (1980a) have summarised the history of interpretation of the Aptian Stage and its subdivisions in France, and Casey (1961) reviewed its interpretation in other European areas too. The 1963 Lyon Colloquium adopted the following division of the French Aptian (Anonymous, 1965): Diadochoceras nodosocostatum Epicheloniceras subnodosocostatum Aconeceras nisus Deshayesites deshayesi The ammonite sequence in the French Aptian is still inade- quately documented (see MouLLADE et al., 1980a) and at pre- sent the zonal division of the English (Casey, 1961) and north German (KEMPER, 1976) sequences is much more detailed. Al- though there was still some faunal differentiation between the north-west European and French areas, it was not as well- Hypacanthoplites jacobi Acanthohoplites nolani Parahoplites nutfieldiensis Epicheloniceras tschernyschewi Tropaeum drewi Tropaeum bowerbanki Deshayesites deshayesi Jacobi martinioides Tropaeum deshayesi forbesi Prodeshayesites tenuicostatus fissicostatus Table 3. Correlation of French, English and north German Aptian zonal schemes. marked as earlier in the Cretaceous and broad correlation can be made (Table 3). Rich ammonite faunas occur also in parts of the Soviet Union. Here, some recent workers have abandoned the long- -established division into Lower and Upper Aptian in favour of a tripartite division. The base ofthe Aptian: The appearance of the earliest deshayesitid ammonite, Prodeshayesites, marks the base of the north-west European Aptian, and this genus is now known from south-east France. It appears there immediately above latest Barremian Colchidites, as for example at La Be- doule (BusnarDo, herein). Thus it appears to be a good mar- ker over a wide area. The Bedoulian ‘“Substage’’: The Bedoulian was pro- posed by Toucas (1888) for the upper part of the limestones of La Bedoule, near Marseilles. The Lyon Colloquium recom- mended that the name be used in a broader sense, following Kırıan (1907-13). MOULLADE, Taxy and Troncherri (1980 b) reviewed the sequence in the stratotype area, and a “Bedouli- en” volume is to be published in the CNRS series “Les strato- types frangais’”. This will include 7 ammonite zones, which can be correlated with Cas£v’s (1961) English scheme. At pre- sent, only a single zone of Deshayesites deshayesi is recognis- ed (Table 3). 499 The Gargasian ““Substage’’: The Gargasian was pro- posed by Kırıan (1887) for marls with Aconeceras near Gar- gas, but is now used in a more limited sense (see MOULLADE, 1980). The Gargas section is of limited value for correlation and several sections have been investigated for selection as a parastratotype; nothing has yet been published (MourLAane, 1980a, p. 122). > The Clansayesıan “‘Substage’’: The Clansayesian was proposed by BREISTROFFER (1947) for about 5 metres of cross-bedded sands with beds of phosphatic nodules yielding a Diadochoceras nodosocostatum Zone fauna. Again the stra- totype is poor, anda working group has chosen the Lioux sec- tion (Alpes-de-Haute-Provence) as a parastratotype though the decision is not yet published. MourLADe (1980) has pointed out that ofthethree Aptian “substages” the Clansayesian is the thinnest and is often diffi- cult to separate palaeontologically. It is thus often included ın an enlarged Gargasıan, or referred to informally as the “Clan- sayes horizon”. At present the name is not used outside the south of France: in most other areas there is a two-fold divi- sion into Lower and Upper Aptian. Thus one of the outstand- ing problems to be resolved by the working group is whether the Clansayesian should be retained, and if so what status it should have. IVSEONEEUSIONS Research over the last 150 years has resulted in a broad un- derstanding ofthe world-wide distribution and correlation of rocks of Valanginian to Aptian age. For the stratotype areas of France and Switzerland the 1963 Lyon Colloquium (publish- ed 1965) summarised much useful information and stimulated further research, some now published. However, even in these areas few sections have been described in detail and most stage/substage boundaries are open to dispute. The present review shows astrong bias towards ammonite biostratigraphy because ammonites have been the main tools of correlation so far; yetmany ammonite ranges are still poorly known and few other taxon ranges are adequately documented. Most of the problems outlined in this brief review can be re- solved only after much more field work. For the Valanginian Stage, and to some extent for the Barremian and Aptian Sta- ges, detailed lithological/palaeontological logs have been produced for the stratotype sections, and these provide a star- ting point for the next phase of research. This will concentrate on: 1. Lithological/palaeontological logging of the remaining type sections. 2. Comparable logging of other key reference sections (some of which will serve as regional stratotypes) around the world. 3. Magnetostratigraphic logging of stratotypes and other key reference sections. 4. Chronostratigraphic logging of stratotypes and other key reference sections (O and € stable isotopes, rare elements, organic matter). 5. Search for radiometrically datable material in stratotypes and key reference sections. 6. Synthesis of all available data to provide: a) A definition of stage and substage boundaries that is valid for as broad an area as possible, ideally globally. b) A series of standard zonal schemes for individual fau- nal/floral regions. 500 V>EITERATURESCHED ANONYMOUS (1965): Conclusions generales du Colloque. — Mem. Bur. Res. Geol. Minier., 34: 827-834. BAUMBERGER, E. (1901): Über Facies und Transgressionen der unte- ren Kreide am Nordrande der Mediterrano-helvetischen Bucht. - Wiss. Beil. Ber. Töchterschule Basel, 1900/1901. — — & MouLm, H. (1899): La Serie neocomienne ä Valangin. — Bull. Soc. Sci. nat. Neuchätel, 26. BREISTROFFER, M. (1947): Sur les zones d’Ammonites dans l’Albien de France et d’Angleterre. - Trav. Lab. G£&ol. Grenoble, 26, 88 pp. BUSNARDO, R. (1965 a): Le Stratotype de Barremien. 1. - Lithologie et Macrofaune. - Mem. Bur. Res. Ge&ol. Minier., 34: 101-116. — — (1965 b): Rapport sur P’etage Barremien. - Mem. Bur. Res. Geol. Minier., 34: 161-169. — — ,‚THIEULOY, J.-P. & MOULLADE, M. (1979): Hypostratotype mesoge£en de l’etage Valanginien (sud-est de la France). — Les stratotypes frangais, 6, 143 pp. CAsEY, R. (1961): The stratigraphical palaeontology of the Lower Greensand. — Palaeontology, 3: 487-621. COQUAND, H. (1861): Sur la convenance d’etablir dans le groupe in- ferieur de la formation cretacee un nouvel tage entre le Neo- comien proprement dit (couches a Toxaster complanatus etä Ostrea couloni) et le Neocomien sup£rieur (etage Urgonien de D’ORBIGNY). — M&m. Soc. Emul. Provence, 1: 127-139. — — (1871): Sur le Klippenkalk du departement du Var et des Al- pes-Maritimes. — Bull. Soc. geol. Fr., 28: 232-233. DEBELMAS, J. & THIEULOY, J.-P. (1965): Etage Hauterivien. - Mem. Bur. Res. G£ol. Minier., 34: 85-96. DEsoR, E. (1854): Quelques mots sur l’etage inferieur du groupe neo- comien (etage Valanginien). — Bull. Soc. Sci. nat. Neuchätel, 3: 172-180. — — &GRessLy, A. (1859): Etudes geologiques sur le Jura neuchä- telois. - Mem. Soc. Sci. nat. Neuchätel. 4: 1-159. FLANDRIN, J. (1965): Rapport sur l’etage Aptien. - Mem. Bur. Res. G£ol. Minier., 34: 227-234. LE HEGARAT, G. (1965): Le Stratotype du Berriasien. II. Stratigra- phie et macrofaune. - Mem. Bur. Res. Ge&ol. Minier., 34: 9-16. — (1973): Le Berriasien du Sud-Est de la France. - Doc. Lab. Geol. Fac. Sci. Lyon, 43: 575 pp., 55 pl. — — &REMANE, J. (1968): Tithonique superieur et Berriasien de la bordure cevenole. Correlation des ammonites et des calpio- nelles. - Geobios, 1: 7-70. HOFDEMAEKER, Ph. J. (1982): Ammonite biostratigraphy of the up- permost Tithonian, Berriasian and lower Valanginian along the Rio Argos (Caravaca, SE Spain). Scripta Geol., 65: 1-81. ImmEı, H. (1979): Die Ammonitengliederung des mediterranen und borealen Hauterive und Barreme unter besonderer Berück- sichtigung heteromorpher Ammoniten der Gattung Criocera- tites LEVEILLE. — Newsl. Stratigr., 7: 121-141. KAUFFMANN, E. G. (1973): Cretaceous Bivalvia., in: Atlas of Palaeo- biogeography. -— A. HALLAM (Ed.), 353-383. Elsevier, Am- sterdam. — — (1979): Cretaceous, in: Treatise on Invertebrate Paleontology, Part A. Introduction. — A418-A 487. University of Kansas Press. KEMPER, E. (1973): The Valanginian and Hauterivian Stages in northwest Germany, in: The Boreal Lower Cretaceous. -R. Casey & P. F. Rawson (Eds), 327-344. Geol. Jb., Spec. Iss. 5 — (1976): Geologischer Führer durch die Grafschaft Bentheim und die angrenzenden Gebiete. — 206 pp., 34 pls; Bentheim (Nordhorn). — — ,RAWsonN, P. F. & THIEULOY, J.-P. (1981): Ammonites of Tethyan ancestry in the early Lower Cretaceous of north-west Europe. — Palaeontology, 24: 251-311. KıLıan, W. (1888): Description geologique de la Montagne de Lure (Basses-Alpes). - Ann. Sci. Geol., 19-20: 458 pp. — — 1907-1913. Unterkreide (Palaeocretacicum). — in: Lethaea Geognostica. II. Mesozoic., Vol. III, Kreide, 398 pp., 14 pl. Stuttgart (Schweitzerbart). LORY, P. (1898): Sur le Cretace inferieur du Devoluy et des regions voisines. — Bull. Soc. geol. Fr., (3) 26: 132-138. MAZENOT, G. (1939): Les Palaeohoplitidae tithoniques et berriasiens du Sud-Est de la France. - Mem. Soc. geol. Fr., 18: 303 pp., 40 pls. MEMMI, L. (1981): Biostratigraphie du Cretace inferieur de la Tunisie nord-orientale. — Bull. Soc. geol. Fr., 7 (23): 175-183. MOULLADE, M. (1980): Gargasien. -— Mem. Bur. Res. G£ol. Mi- nier., 109: 120-122. — — (1980 b): Clansaye&sien. - Mem. Bur. Res. G&ol. Minier., 109: 123-125. — — ,‚Taxy, S., & TRONCHETTI, G. (1980 a). Aptien. - M&m. Bur. Res. Geol. Minier., 109: 112-115. — — ,— — & — — (19806): Bedoulien. - Mem. Bur. Res. Geol. Minier., 109: 116-119. — — & THIEULOY, J.-P. (1967): Les zones d’Ammonites du Va- langinien superieur et de l’Hauterivien vocontien. - C. R. somm. Seancs. Soc. geol. Fr., 6: 228-229. D’ORBIGNY, A. (1840): Paleontologıe francaise. Terrains cretaces. I. Cephalopodes. 662 pp. Paris. PAQUIER, V. (1900): Recherches geologiques dans le Diois et les Ba- ronnies orıentales. - Ann. Univ. Grenoble, 12: 373-516, 551-806, 8 pls. RAwson, P. F. (1981): Early Cretaceous ammonite biostratigraphy and biogeography. - in: The Ammonoidea. -M. R. HOUSE & J. R. SENIOR (Eds): p. 499-529. Syst. Ass. Spec. Vol. 18. RENEVIER, E. (1874): Tableau des terrains sedimentaires. — Bull. Soc. vaud. Sci. nat., 13: 218-252. ROGER, J. (1980): Barremien. - Mem. Bur. Res. Geol. Minier., 109: 106-111. STOLLEY, E. (1925): Die leitenden Belemniten des norddeutschen Neokoms. — 17. Jber. Niedersächs. Geol. Ver.: 112-126. THIEULOY, J.-P. (1977): Lazone ä Callıdiscus du Valanginien supe- rieur vocontien (Sud-Est de la France) Lithostratigraphie, ammonitofauna, limite Valanginien-Hauterivien, correla- tions. — G£ol. Alpine, 53: 83-143. Toucas, A. (1888): Note sur le Jurassique sup£erieur et le Cretace in- ferieur de la vallee du Rhöne. - Bull. Soc. geol. Fr., 3 (16): 903-927. TRIBOLET, G. (1859): Sur P’ Ammonites Astieri de la base des marnes neocomiennes. — Bull. Soc. Sci. nat. Neuchätel, 5. WIEDMANN, J. (1968): Das Problem stratigraphischer Grenzziehung und die Jura/Kreide-Grenze. — Eclog. geol. Helv., 61: 321-386. Dez München, 1.Jel 1985 ISSN 0373-0027 501 On the Hauterivian-Barremian correlation between the South of the USSR and certain Southern and Northern regions of Europe MIKHAEL V. KAKABADZE*) With 2 tables ABSTRACT A biostratigraphical characteristic of the Hauterivian-Bar- remian of the South of the USSR is given and the Hauteri- vian-Barremian zonal correlation between the South of the USSR, South-Eastern France, Northern Germany, England and the Volga region are discussed. KURZFASSUNG Die biostratigraphischen Besonderheiten der Hauterive- Barreme Abfolgen im Süden der USSR werden vorgestellt. Eine Zonen-Korrelation im Hauterive und Barreme zwischen dem Süden der USSR, dem Wolgagebiet, Südost-Frankreich, Norddeutschland und England wird diskutiert. INTRODUCTION Zonal correlation of the Lower Cretaceous of the Mediter- ranean and North European areas is problematic and thus an investigation of the adjacent areas acquires especial significan- ce. Existence of Tethyan and Boreal ammonite species in the Lower Cretaceous of the Caucasus and Crimea indicates that they belong to the key areas for a successful solving of zonal correlation problems between the Tethyan and Boreal realms. This problem was elucidated in many works, however some questions, including the Hauterivian-Barremian zonal subdivision and correlation, still are in need of perfection. In this paper the question of the Hauterivian-Barremian biostratigraphical subdivision of the South of the USSR and its correlation with the synchronous deposits of the South- *) M. V. KAKABADZE, Geological Institute Akad. Sci. Georgian SSR, Z. Roukhadze str. 1, korp. 9, USSR, 380093 Tbilisi. Eastern France and some of Northern European regions (Northern Germany, England, Volga region) are discussed. The detailed historical review of the problem is given in our previous work (KAkABADzE, 1981). It must be noted that when characterising the Hauterivian-Barremian zones of the South of the USSR and their boundaries, besides the authors data, all the main publications were taken into account; among them the works of V.P. REnnGARTEN, 1951; M. S. Erıstavı, 1951, 1964, N. P. Luprov, 1952, 1956; V. V. DrusHutcHitz, 1960, 1962; V. V. DrusHTcHitz and I. A. MikHAILOVA, 1966; V. V. DRusHTcHITZ and T. N. GoRBATcHıK, 1979; T. A. Morpvırko, 1960, 1962; V.L. Ecoın, 1968; V. L. Ecorıan and G. A. TkATsHUK, 1965; A. G. KHauıLov, 1959, 502 THE. HAUTERIVIAN OF THEISOUTH OE:THE USSR The Hauterivian deposits are rich in ammonites in the Cri- mea and in the central and western part of the Caucasus, but to the East the ammonites become scarce and in the Transca- spian regions they are very rare. Basing on the characteristic complexes of ammonite species the Hauterivian of the South of the USSR is subdivided into two substages with two zones in each of them. 1. The Zone of Acanthodiscus radiatus-Endemoceras ambli- goninm The base of the Hauterivian ıs defined by the first appea- rance of genera Acanthodiscus, Crioceratites, Saynella and Spitidiscus. The typical Valanginian genera such as Äilianella, Thurmanniceras, Saynoceras, Sarasıinella, Polyptychites and Dichotomites ın Hauterivian of the South ofthe USSR are not known. There are the following characteristic species in the Acan- thodiscus radiatus-Endemoceras ambligonium Zone: Acan- thodiscus radıatus radıatus BruG., A. radiatus baksanensis RennG., A. radiatus praematurus RennG., A. karakaschi Kır., Leopoldia leopoldiana D’Ors., L. bargamensis Kır., Endemoceras ambligonium Neun. et UHL., E. castellanense D’Ore., E. castellanense caucasıum Ec., E. biasalense Bı., Oosterella cultrata D’ORB. etc. 2. The Zone of Crioceratites sablieri The base of this zone is defined by the appearance of Crio- ceratitinae: C. sablieri Ast., C. nolani nolani Kır., C. no- lani biasalensis Lurr., C. duvali Lev., C. munieri Sar. et SCHoND., C. kiliani Sark. On this level Leopoldia leopol- diana D’ORB.,L. biasalensis Kar.,L. lorioli Baum., Spitidis- cus incertus D’OrB., Aegocrioceras seeleyı NEum. et UHL. and Endemoceras oxygonium NEum. et UHL. are also met. This zone is better characterised faunisticaly in the central and we- stern parts of the North Caucasus, comparatively poorly in the Crimea and in the Western Georgia, whereas in the other regions of the South of the USSR this zone is hard to define because of the absence of typical ammonites. 3. The Zone of Speetoniceras inversum-Subsaynella sayni The base of this zone marks the base of Upper Hauterivian substage. It is characterised by the first appearance of Sim- birskites, Speetoniceras, as wellas Subsaynella. The following most typical ammonite species of this zone are met in the North Caucasus and Crimea: Speetoniceras inversum M. Pavı., $. subinversum M. Pavı., S. auerbachi Eıchw., S. versicolor TRAUTSCH., $. speetonense Jounc. et Bırp. and Simbirskites coronatiformis Pavı. Among the typical Medi- terranian representatives the C. nolanı nolani Kır., C. du- valı L£v., few specimens of Moutoniceras anulare D’ORrs., M. honoratianum D’ORrs., as well as Psendothurmannia (Ba- learıtes) balearıs Noı. and P. (B.) tauricus EıcHw. are found in these regions. Besides the two latter species of Crioceratiti- nae in Transcaucasian the following species are met: Subsay- nella saynı PaQ., S. sp., Speetoniceras anerbachi Eıchw., S. inversum M. Pavı.,S. versicolor astarta Guas., Biasaloce- ras sauclum M. Pavı., Crioceratites duvalı Lev. etc. 4. The Zone of Psendothurmannia mortilleti-Craspedodiscus discofalcatus For the both Upper Hauterivian zones (Speetoniceras in- versum-Subsaynella saynı and Psendothurmannia mortille- ti-Craspedodiscus discofalcatus) many genera (or subgenera), such as Speetoniceras, Simbirskites, Crioceratites, Psendo- thurmannıa (Balearites) etc. are common, but the boundary between them is clearly drawn by the first appearance of Pseudothurmannia (Pseudothurmannia), Craspedodiscus and Acrioceras (Hoplocrioceras). The following species complex is characteristic for the Psendothurmannıa mortilleti-Craspedodiscus discofalcatus Zone: Psendothurmannia (P.) mortilleti Pıcr. et Lor.,P. (P.) picteti Sark., P. (P.) biassalensis (Dimrtr.), P. (P.) renevieri Sar. et SCHOND., P. (P.) psendomalbosi Sar. et SCHOND., P. (Balearites) balearıs Noı., Craspedodiscus discofalcatus Lan.,C. phillipsi Neum. et UHL.,C. cancasicus Renng., Ple- siospitidiscus ligatus D°Ors., Simbirskites decheni Lan., S. kowalewski M. Pavı., S. umbonatus Lan., Speetoniceras speetonense JounG. et Bırn., Spitidiscus ratula Sow., Acrioce- ras (Hoplocrioceras) pulcherrimum D’Ors., Crioceratites du- vali Lev., C. honnoratii Lev., Biasaloceras sauclum Druz. etc. As it was shown earlier (KAKABADZE, 1981) the species P. (P.) angulicostata D’ORB., mentioned in previous schemes as index-species for this zone, in the territory of the USSR is ab- scent and hence, the species P. (P.) mortilleti Pıcr. et Lor. is choosen as index-species. This species is very common in the uppermost Hauterivian of the Caucasus and Crimea and it is characteristic of this level not only in the south of the USSR, but inmany West European regions, including the “standart” uppermost Hauterivian in the France. un oO je} ERERBINRRENTAINFOLRZTHIEISSOU TE OE-THE"USSR The Barremian in the territory under review is divided into two substages; in Lower Barremian only one Holcodiscus caillaudi-Crioceratites emerici Zone is defined, though in Western Georgia, as it will be shown, two zones are establis- hed. The Upper Barremian of the South of the USSR is divi- ded into three zones: 1) Hemihopltes soulieri- ? Sılesites sera- nonis, 2) Heteroceras astieri-Imerites favrei (divides into two subzones — /merites girandi and Colchidites securiformis) and 3) Turkmeniceras turkmenicum-Matheronites ridzews- kyi. 1. The Zone of Holcodiscus caillaudi-Crioceratites emerici The base of caillandı - emerici Zone marks the base of the Lower Barremian. The typical Hauterivian genera such as Psendothurmannia, Craspedodiscus, Simbirskites and Plesio- spitidiscus are abscent on this level and its base ıs defined by the first appearance of Holcodiscus, Barremites (s. str.), Stle- sites, Paracrioceras, Pulchellia, Subpulchellia, Anahamaulına, Hamulina, Auritina, Torcapella etc. Among the transitive (from Hauterivian to Barremian) genera first of all the repres- entatives of Crioceratites, Acrioceras, Spitidiscus, Biasaloce- ras and Phyllopachiceras must be mentioned. The following ammonite species complex is characteristic for this zone: Holcodiscus caıllaudi D’Ors., H. kiliani PaQ., H. perezi D’OrB., Spitidiscus andrussowi Kar., S. fallacior Con., S. seunesi Kır., Hamulina subcylindrica D’Ors., Anahamu- lına picteti Eıchw., Auritina aurita EG., Barremites vocon- tium Sayn., Crioceratites emerici Lev., C. tenuicostatus THom., C. ottohaasi SARK., C. thiollierei (Asr.), Acrioceras (Acrioceras) mukleae Sark., A. (Hoplocrioceras) fıssicos- tatum (Rorm.), A. (H.) dilatatum D’Ors., A. (H.) isocos- tatum Kaxas., Raspailites cassıda Rasr., Sılesites vulpes UHr., many representatives of Pulcheludae (see below) etc. In Western Georgia above the Holcodiscus caillaudi Zone the second Lower Barremian Zone Subpulchellia plana- Heinzia matura ıs established (Korerisuwirı, 1979). This zone besides the index-species is characterised by the follo- wing species: Pulchellia galeata BucH., P. multicostata Rırp., P. aff. compressissima D’Ors., P. cf. riedeli Burrcı., Subpulchellia brevicostata KOTET., Crioceratites ottohaası (Sark.), Paracrioceras dolloi (Sark.), P. cf. elegans (KoEn.) etc. In the other regions of the South ofthe USSR only one Lo- wer Barremian zone is identified and, therefore, tillthe appea- rance ofthe new additional data we leave only one zone (Hol- codiscus caillaudi-Crioceratites emericı) in the Lower Barre- mıan scheme of the south of the USSR. 2. The Zone of Hemihoplites soulieri-2Silesites seranonis This zone is best represented in the Caucasus, in particular in Western Georgia. The base of this zone marks the base of the Upper Barremian, which is defined by the first appearance of Hemihoplites, Audouliceras, Ancyloceras, Heteroceras, Procheloniceras (Eocheloniceras). The typical genera (or sub- genera) such as Crioceratites, Acrioceras (Hoplocrioceras) and Spitidiscus in Upper Barremian of the South of the USSR are notknown. Amongthe transitive (from Lower to Upper Bar- remian) genera (or subgenera) Paracrioceras, Acrioceras (Acrioceras), Barremites, Sılesites, Holcodiscus, Hamulına, Macroscaphites, Phyllopachyceras and Protetragonites must be noted first of all. The Hemihoplites soulieri-?Silesites seranonis Zone is cha- racterised by the following ammonite species: Hemihoplites (Hemihoplites) sonlieri (MarH.), H. (H.) khwamliensis (Rouch.), H. (H.) ferandianus (D’Ors.), Sılesites seranonis (D’OrB.), Paracrioceras barremense (Kır.), P. denckmanni (Koen.), P. stadtlaenderi (MuLLER), Audouliceras collignony (Sark.), “Acanthodiscus” amadei (Unı.), Barremites stretto- stoma MATH., Protetragonites crebrisulcatus (UHr.), Eulyto- ceras phestum (MATH.), E. thetys D’ORß. etc. 3. The Zone of Heteroceras astieri-Imerites favrei This zone is comparatively well represented in Western Georgia and Turkmenistan (Kopetdag, Tuarkir, Great and Minor Balkhans) and its base is defined by the firstappearance of genera /merites, Eristavia, Argvethites and Colchidites. These genera, together with the Heteroceras, Barremites, Protetragonites and Phyllopachyceras, are characteristic of this zone. Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone divides into two subzones: /merites girandi and Colchidites securiformis. The /merites girandi Subzone is characterised by the fol- lowing ammonite species complex: /merites girandıi girandi Kır., /. girandi multicostatus Tovs., I. girandi angulicostata Tovs., /. favrei Rouch., I. sparcicostatus ROUCH., Eristavia trishiensis Kakag.,E. dichotoma (Erıst.), Heteroceras astierı D’ORrB., A. bifurcatum D’Ors., Argvethites raricostatus Ka- KaB., A. lashensis Rouch., Colchidites kutatissiensis Kakas., C. leenhardti Kır., Costidiscus recticostatus D’Ors., Hemi- hoplites (Hemihoplites) khwamliensis Rouch., Protetragoni- tes crebrisulcatus Unr., “Acanthodiscus” amadei (Unr.) Phyllopachyceras infundibulum D’Ors. etc. From this subzone the following species pass into the next Colchidites securiformis Subzone: Heteroceras astıeri D’OrB., Argvethites lashensis ROUCH., Imerites favrei RoucH., I. sparcicostatus ROUCH., Eristavia dichotoma (Erısr.), Hemihoplites (H.) khwamliensis Rouch., Protetra- gonites crebrisulcatus Unr., “Acanthodiscus” amadei (Unr.), Costidiscus recticostatus D’OrB., Phyllopachyceras infundibu- lum D’Orß. etc. The Colchtdites securiformis Subzone, in its turn, is clearly distinguished by the first appearance of genera Paraimerites, Pseudocrioceras and by the aboundance of the various species of the genera Heteroceras, Argvethites and Colchidites. Besides the above mentioned transitive species, for the Co/- chidites securiformis Subzone namely the following species (or subspecies) are characteristic: Colchidites securiformis Sım., Bac. et Sor., C. shaoriensis Djan., C. ratshensis rats- 504 hensis RoucH., C. ratshensis kopetdaghensis Tovs., C. sara- sinı RoucH., C. sp., Heteroceras elegans RoucnH., H. vermi- forme Rouch., H. sp., Argvethites minor Rouch., A. bal- Kakap,., densecostatus (REnNG.), P. tsholashensis tsholashensis (Rouch.), P. tsholashensis bal- chanicus Kakap., P. sp., Costidiscus microcostatus Sım., Bac. chanicus Paraimerites et Sor., Audonliceras tzotnei (RoucH.), Eulytoceras rossi Par., Euphylloceras thetys D’Ore., E. morelli D’Ors., Phyl- lopachyceras infundibulum v’Ors., Ph. baborense Con., „„Acrioceras“ furcatum D’ORB. etc. 4. The Zone of Turkmeniceras turkmenicum-Matbheronites rıdzewskyi This uppermost Barremian zone is well characterised by the leading ammonite species in Turkmenistan (Kopetdag, Tuar- kir, Great and Minor Balkhans) and in Daghestan. But, even in these regions the beds corresponding to this zone are com- paratively poor in ammonites. The following species (or sub- species) are found in this zone: Turkmeniceras turkmenicum turkmenicum Tovs., T. turkmenicum longicostata Tovs., T. geokderense Tovs., T. rarecostatum Bocn., T. tumidum Bocp., Hemihoplites (Matheronites) rıdzewskyi Kar., H. (M.) trispinosus (Korn), H. (M.) brevispinus (Koen.), H. (Hemihoplites) turkmenicus (Lurr.), H. (H.) brevicostatus (Bocop.), „„ Acrioceras“ furcatum D’Ors. This zone marks the top of the Upper Barremian of the South of the USSR (Tovsı- na, 1963, BoGDanova, 1971, KAKABADZE, 1981) and the base of the next Lower Aptian deposits is defined by the first ap- pearance of the typical representatives of the Deshayesitidae. DISCUSSION OE CORRELATION HAUTERIVIAN The lowermost Hauterivian zone, named by W. Kırıan Hoplites (Acanthodiscus) radıatus-Leopoldia castellanensis, was subdivided by J. Deseımas and J.-P. THıeuLov (1965) into two zones: 1) Lyticoceras sp. (sp. 1) and 2) Acanthodis- cus radıatus. But later, the beds with the Zyticoceras sp. (sp. 1) were proved to belong to the Uppermost Valanginian and hence the single Acanthodiscus radiatus Zone was defined and the appearance of Acanthodiscus was taken to mark the Valanginian/Hauterivian boundary (MoutLADE and THIEU- Loy, 1967, THIEULOY, 1973). In the South of the USSR (North Caucasus, Crimea), as it was shown, the base of Hauterivian (i. e. the base of Acantho- discus radiatus-Endemoceras ambligonium Zone) is also defi- ned by the first appearance of Acanthodiscus, as well as of Crioceratites, Saynella and Spitidiscus. Containning some ty- pical Tethyan species, this zone is close to the “standart” ra- diatus zone. The existance in both regions of the following species: Acanthodiscus radıatus radıatus Bruc., Leopoldia leopoldiana D’Ors., L. castellanensis castellanensis D’ORrb., L. bargamensis Kır. and Oosterella cultrata D’Ors., is of great importance for their correlation. On the other hand, it is very important that Endemoceras ambligonium Neum. et UHr. occurs together with the above mentioned ammonite species of the lowermost Hauterivian Zone of the South of the USSR, being its second index-spe- cies. In the North-West Europe (Northern Germany, Eng- land) the Endemoceras amblıgonium is also the index-species of the lowest Hauterivian Zone and, thus, the correlation of the mentioned levels (zones) of these two regions is quite pos- sible. The second Crioceratites sablieri Zone of the South of the USSR, as it was shown, is characterised by the abundance of v u South-East France South of the USSR| Volga region Northern Germany England eaIıam + >» a| au) (KILIAN, 1910) |(THIEULOY, 1973 (this paper) (DRUSHTZITZ, 1966) (KEMPER, 1976) (RAWSON et al.,1978) Cr. variabilis P. angulicostata LER ak SS catus Hop. (N.?) P. mortilleti - Cr. discofalcatus - S. marginatus & | angulicostatus Cr. discofalcatus | Sp. decheni | | wi N Pl. ligatus S.(Cr.) gottschei Cr. gottschei * > IL — z = < Sp. speetonensis S.(M.) staffi M. speetonensis = Sp. inversum - = D. sayni Sub. sayni Sub. sayni = Ba 5.(Sp.) inversum S. inversus x Sp. subinversum w - + —- — —— —+ E - N. nodosoplicatusl E. regale E. regale < — = x | © dwvali ol. jeannoti c. sablieri - u = + = c. loryi E. noricum E. noricum o 1 1 -| | Hop. (A.) radiatus en A. radiatus - = E. amblygonium ERSRBTUSonZum L. castellanensis E. ambligonium Je Table 1. Correlation of Hauterivian zonal schemes for the South of the USSR, South-East of France, Volga region, Northern Germany and England. the Tethyan ammonite species (Crioceratites duvali Lev., C. nolaninolanı Kır.,C. kıliani Sark.,C. sablieri Asr., Spi- tidiscus incertus D’ORB. etc.) and it obviously corresponds to the zones: 1) Crioceratites loryi, 2) Olcostephanus jeannoti and 3) Neocomites nodosoplicatus in the “standart” scheme by J.-P. ThıeuLoy (1973). Asto the correlation of Crioceratites sablieri Zone with the North-West European Lower Hauterivian synchronous de- posites the data are still insufficient; in the Crzoceratites sa- blieri Zone of the South of the USSR the typical Boreal spe- cies are abscent and, hence, only by its stratigraphical position it can be assumed that the Crioceratites sablieri Zone corres- ponds to the Endemoceras noricum and Endemoceras regale Zones of north Germany (see scheme E. Kemper, 1976) and England (see scheme P. Rawson et al., 1978). In all these three regions the correlate interval is situated between the Acan- thodiscus radiatus — Endemoceras ambligonium Zone of the South of the USSR or Endemoceras ambligonium Zone of North Germany and England and Upper Hauterivian Spee- toniceras inversum — Subsaynella sayni Zone of the South of the USSR or Speetoniceras inversum Zone of North Ger- many and England (table 1). On the basis of the additional palaeontological and strati- graphical data the Upper Hauterivian of the south-eastern France was divided not into two (S. saynı and P. angulicos- tata by W. Kırıan, 1910) but into the three zones: 1) Subsay- nella sayni, 2) Plesiospitidiscus ligatus and 3) Pseudothur- mannia angulicostata (MouLLADE, 1966, MoULLADE and THIEULOY, 1967, THIEULOY, 1973). In the other west European Mediterranian regions (Spain, Majorca, Bulgaria, Romania etc.), as well as in the South of the USSR the similar subdivision of the Upper Hauterivian is not possible. As to the zonal correlation with the “standart” region, we can assume the data of the previous authors that Speetoniceras inversum — Subsaynella saynı Zone of the South of the USSR corresponds to the “standart” Subsaynella saynı Zone. On the other hand we consider that the next uppermost Hauteri- vian Psendothurmannia mortilleti— Craspedodiscus discofal- catus Zone of the South of the USSR corresponds to the two “standart” Plesiospitidiscus lıgatus and Psendothurmannia angulicostata Zones (KAKABADZE, 1981). It is remarkable, that the leading species (in the “standart” region), such as Plesio- spitidiscus ligatus D’Orß. is noted by V. L. Ecoran from the uppermost Hauterivian of the north-western Caucasus toge- ther with the Pseudothurmannia “angulicostata”” D’ORB., Craspedodiscus discofalcatus Lan., Simbirskites decheni Lan., etc., but unfortunatly the exact stratigraphical position of P. ligatus D’Ors. is not known. As to zonal correlation of the Upper Hauterivian of the South of the USSR and some typical Boreal regions (North Germany, England, Volga region) first of all it must be noted that in the late Hauterivian the ammonite migration process, especially their progressing from north to south was rather in- tensified. The typical Boreal genera such as Speetoniceras, Craspedodiscus and Simbirskites were spread not only in the North Caucasus, but in the Transcaucasian regions as well. Thus, existance of the mixed ammonite fauna in the Upper Hauterivian of the South of the USSR (see above) allow to conclude the following: the lower Speetoniceras inversum — 505 Subsaynella saynı Zone of the South of the USSR in all prob- ability, corresponds to the two Upper Hauterivian inversum and staffı Zones of North Germany and to the inversum and speetonesis Zones of North.-East England, as well as to the Speetoniceras versicolor-S. subinversum and S. speetonensis Zones of the Volga region. The uppermost Hauterivian Pseudothurmannia mortille- ti-Craspedodiscus discofalcatus Zone of the South of the USSR comprises both Tethyan (Pseudothurmannia (Pseudo- thurmannia) mortilleti Pıcr. et Lor., P. (P.) psendomalbosi SAR. et SCHÖND., P. (P.) renevieri SaRr. et SCHÖND., Crzocera- tites duvali Lev. etc.) and Boreal (Craspedodiscus discofalca- tus LaH., Simbirskites kowalewskyi M. Pavı.,S. umbonatus Lan.,S. decheni Lan. etc.) forms (species). It is remarkable that Craspedodiscus discofalcatus in the North Germany also is the index-species of the uppermost Hauterivian zone, where it occurs together with 5. kowalewskyi M. Pavı. In the Volga region the uppermost Hauterivian Craspedo- discus discofalcatus-Speetoniceras decheni Zone also contains (besides the mentioned index-species) the following species: common with the uppermost Hauterivian zone ofthe Cauca- sus S. umbonatus Lan., C. speetonense JounG. et BırD., C. phillips Neum. et Unr. etc. Taking into account the mentioned data the correlation of the Psendothurmannia mortilleti-Craspedodiscus discofalca- tus Zone of the South of the USSR with the Craspedodiscus discofalcatus-Speetoniceras decheni of the Volga region, as well as with the two Simbirskites (Craspedodiscus) gottschei and $. (Cr.) discofalcatus Zones of North Germany is quite permissible (see table 1). The latter two zones, for their part, as it was shown by H. Immer (1979), correlates with the three uppermost Hauterivian zones: Cr. gottschei, S. marginatus and Cr. variabilis of England. As to the Cr. varıabilis Zone of England, it (and the upper part ofthe German Cr. discofal- catus Zone) is suggested to be the lowest Barremian by E. Kemper et al. (1981). This suggestion was based only on the occurrence at Speeton of Crioceratites (Paracrioceras) spathi atthe base of the Simbirskites variabilis Zone. The no- ted species is not known outside of England and, as it is noted by E. Kemper et al. (1981), it really shows the great resem- blance with the C. thiollieri (Asr.). As ıt has been lately pro- ved the latter species appears not from the lowest Barremian, but from the late Hauterivian (see THOMEL, 1964, IMMEL, 1978). Taking into account these data we consider that till ad- ditional (supplementary) new palaeontological and stratigra- phical information will be obtained the $. varabılıs Zone of England (as well asthe C. discofalcatus Zone of North Ger- many) must be left in the Upper Hauterivian (table 1). BARREMIAN When comparing the lower Barremian ammonite comple- xes of the South of the USSR and South-East of France it be- comes evident that both of them are characterised by the flou- rishing of the following genera: Holcodiscus, Pulchellia, Bar- remites, Hamulina etc. Besides, there appear some new spe- cies of the following transitive genera: Spitidiscus, Criocerati- tes, Acrioceras, Euphylloceras. 506 Bat South-East France South of the USSR Northern Germany al au no _—— — — ee — 0. aläh| (Kınıan, 1910) | (BUSNARDO, 1965) (this paper) (KOENEN, 1908) (KEMPER, 1976) T C. aegoceras - Par. bidentatum - | | cost. recti- z Ir T. turkmenicum- C. bidentatum Par. scalare | costatus SapUzYSTenUm Math. ridzewskyi = — — = - C. rude Sim. stolleyi L_ Te — = = ) ER — Bl —ı un fe} a ' = & “| Colch. securiformis C. sparsicosta "C." spar- A le Pu | sicosta {>} al | a Het. astieri- = 29 _—— - ve a anum - U| Het. astieri ches C. pingue 7a z| | © I A." innexum - | >| M. yvani F "| I. giraudi A. innexum <| 7} er a mind Eee Sim. pingue _ 23 A. costellatum zZ | = zu u u = u >| a - [01 w| Hem. feraudi zen-ssauller! C. denckmanni =| P. denckmanni IE | seranonis a = En = je on ——e— wen = [= = [4 >} < = Pulch. com- | elegans P. elegans | IF pressıssima I [4 1 be 3 w | €. emerici - Al . ERS “ ee 2 = | Holc. caillauds m = =uE pressissima ee Denen c. fissicostatum "H." fissicostatum oO | a | ASER ps 26 _ —| «| Holc. kiliani | C. rarocinctum 2 | 2 zu _ — {| "H." rarocinctum c. strombecki L L— = Be nn N ST Table 2. Correlation of Barremian zonal schemes for the South of the USSR, South-East France and Northern Germany. Existance in both region of the same leading species such as Holcodiscus gastaldı D’Ors., H. caillandi D’Ors., Spitidiscus seunesi Kır.,S. fallacior CoQ., Crioceratites emerici Lev., Si- lesites vulpes CoQ., Pulchellia cf. compressissima D’ORrs., P. galeata Buch. etc. allow to conclude that Holcodiscus cail- laudi-Crioceratites emerici Zone of the South of the USSR corresponds to the Crioceratites emerici-Pulchellia compres- sissima Zone of south-east France in scheme by W. Kırıan (1910) or to the both subzones of the Nicklesia pulchella Zone (subzones: Holcodiscus kiliani and Pulchellia compressissi- ma) in the scheme by R. Busnarno (1965) or to the Emerici- ceras emerici Zone in the scheme by M. MoutrADe (1966). More complicated is the correlation of the Lower Barre- mian of Tethyan and Boreal regions. During the last 10 years this problem was rediscussed in many special papers (Raw- son, 1973, THıEULOY, 1973, IMMEL, 1979, Kemper et al., 1981, Kakasanze, 1981). It is remarkable that there is not a single same named Barremian zone in the areas under consideration and, hence, the detailed zonal correlation becomes extremely difficult. But, as it is presently proved (KAkasAanze, 1981), mainly by means of some representatives of Crioceratitinae the possibility exists of the mentioned zonal correlation. In the North-West Caucasus within the lower Barremian Hol- codiscus caillaudi Zone ammonite complex the Acrioceras (Hoplocrioceras) fissicostatum (ROEM.) is mentioned by V. L. Ecoran (1977) and in the upper part of the lower Bar- remian (namely in Subpulchellia plana-Heinzia matura Zone) of Georgia the Paracrioceras cf. elegans (KoEn.) was indicated (KAKABADZE, 1981). These species in the similar stra- tigraphical succession appear in the Barremian of north Ger- many; A. (H.) fissicostatum is the index-species of the third (from below) lower Barremian zone in the scheme by A. Kornen (1908) or of the second zone in the scheme by E. Kemper (1976). Unlike the A. Koenen’s scheme, E. Ken- PER divides the Barremian not into two, but into three substa- ges and the mentioned fissicostatus Zone crowns the Lower Barremian. The second noted species Paracrioceras elegans is also the index-species of the E. KoEnen’s upper zone of the Lower Barremian or of the E. Kemper’s lowermost zone of Middle Barremian. These data allow to propose that the Lo- wer Barremian Holcodiscus caıllaudi-Crioceratites emerici Zone of the South of the USSR corresponds to the Criocerati- tes strombecki, Crioceratites rarocinctus, Crioceratites, fissi- costatus and Crioceratites elegans Zones of A. KOENEN’s (1908) scheme or “ Hoplocrioceras” rarocinctum, “Hoplocrio- ceras” fissicostatum and Paracrioceras elegans Zones of E. Kemper’s (1976) scheme (table 2). More complicated is the correlation problem of the Upper Barremian. As it is well known, in the “standart” Upper Bar- remian region there is only one Sılesites seranonis Zone, with the three subzones (Hemihoplites ferandi, Heteroceras astieri and Leptoceras puzosianum) (BusnarDo, 1965). As it was shown above, there is amore detailed Upper Barremian zonal scheme in the South ofthe USSR. The presence of Paracrioce- ras barremense Kır., Hemihoplites (Hemihoplites) sonlieri (Marn.), H. (H.) ferandianus (D’Ors), Audouliceras colli- gnoni (SarK.) and Barremites strettostoma MATH. at the base of the Upper Barremian of these comparable regions allow to conclude that the “standart” Hemihoplites feraudi subzone corresponds to the Hemihoplites soulieri-?Silesites seranonis Zone of the South of the USSR. The second “standart” Heteroceras astieri Subzone corre- lates with the both subzones (Imerites girandi and Colchidi- tes securiformis) of the Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone. As it was shown above, this level is characterised by the aboundance of Heteroceratidae, among which the Heteroce- ras astieri D’Ors., H. bifurcatum D’Ors., Imerites girandi Kır., /. favrei Rouch., Colchidites emerici emerici D’ORB,., C. Leenhardti Kır. and C. kakhadzei RouchH. are met in both regions. The uppermost Turkmeniceras turkmenicum-Matbheroni- tes ridzewskyi Zone is correlated with the “standart” Lepto- ceras puzosianum Subzone taking into account their strati- graphical position. As to the Upper Barremian correlation of the South of the USSR and North Germany, first of all it must be noted that the migration process of ammonite species continuated mostly from the Boreal area southward and, hence, in the Upper Barremian ofthe South of the USSR there are some ty- pical Boreal elements (mostly Ancyloceratids). In the lowermost Upper Barremian zone of Western Geor- gia (Hemihoplites soulieri-Paracrioceras barremense) the two Boreal species — Paracrioceras denkmanni (MüıLer) and P. stadtlaenderi (MüLLEr) were found (KakaBanze, 1981), and it is remarkable that in North Germany above the Para- crioceras elegans Zone namely Paracrioceras denkmanni Zone is established. On the same level the other mentioned species P. stadlaenderi (MuLLrr) was also found. The second Upper Barremian Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone of the South ofthe USSR does not contain the ty- pical Boreal elements and, hence, it is still impossible to esta- blish its correlative horizon by the ammonite fauna; in this case their stratigraphical position is of primary importance (see table 2). In contrast to the Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone, the uppermost Barremian Turkmeniceras turkmenicum-Ma- theronites ridzewskyi Zone of the South of the USSR contains 507 some Boreal ammonite species, namely: Hemihoplites (Ma- theronites) brevispinus (Korn.) and H. (M.) trispinosus (Koen.). As it is evident now, in North Germany they were collected from the Crioceratites rude Zone by A. KoENEN (1908). Taking into account the mentioned palaeontological and stratigraphical data we can conditionally correlate Turk- meniceras turkmenicum — Matheronites ridzewskyi Zone of the South of the USSR with the two uppermost Barremian zones (C. rude und C. aegoceras — C. bidentatum) of North Germany (see table 2). In both regions immediately ab- ove these levels the first typical representatives of the Des- hayesitidae appear, pointing out the beginning of the Lower Aptian Stage. ACKNOWLEDGEMENTS I am grateful to Prof. Dr. JOST WIEDMANN for many fruitfull dis- cussions and for giving me opportunity to examine the Lower Creta- ceous ammonite collection from the various Museums of Germany during my research fellowship, which was supported through the Alexander von Humboldt Foundation. REEERENGEES BOGDANOVA, T. N. (1971): The new Barremian ammonites of Turkmenistan. — Palaeont. Journ., 3: 60-71 pp. (Russ.). BUSNARDO, R. (1965): Le stratotype du Barremien. Lithologie et ma- crofaune. - Mem. Bur. Rech. Geol. et Min., Colloque sur le Cretace inferieur (Lyon, Septembre, 1963), 34: 97-116. DEBELMAS, J. et THIEULOY, J.-P. (1965): Rapports: la serie neoco- mienne. Etage Hauterivien. -Mem. Bur. Rech. Geol. etMin., Colloque sur le Cretace inferieur (Lyon, Septembre, 1963), 34: 85-95. DRUSHTCHITZ, V. V. (1960): The Lower Cretaceous deposites of the Crimea. — In: Atlas of the Lower Cretaceous fauna of the North Caucasua and Crimea. Gostoptekhizdat, Moscow, 53-74 (Russ.). — — (1962): On the Lower Cretaceous subdivision. Bull. MoIP, Geol. part, 1: 154-155 (Russ). — — et MIKHAILOVA, I. A. (1966): The biostratigraphie of the Lo- wer Cretaceous of the North Caucasus. - MGU, Moscow, 189 pp. (Russ.). — — et GORBATCHIC, T. N. (1979): Zonengliederung der Unteren Kreide der Südlichen UdSSR nach Ammoniten und Foramini- feren. Aspekte der Kreide Europas. IUGs Series A, 6: 108-116. EGOIAN, V. L. (1968): Cretaceous System, Lower section. North- Western Caucasus. — In: Geology of the USSR, IX, North Caucasus, 1: 132-244 (Russ.). — — et TKATSHUK, G. A. (1965): On the stratigraphie of the Hau- terivian of the North-Western Caucasus. Tr. KF VNII, 16: 244-285 (Russ.). ErısTAVI, M. $. (1952): The Georgian block in the Lower Cretace- ous. Geol. Inst. Acad. Sci. Georgian SSR, Monogr., 6 (11): 210 pp., Tbilisi (Russ.). — — (1964): Some questions of the biostratigraphie of the Lower Cretaceous deposites of the Alpine province. — Int. Geol. Congr., session XXII: 182-192 (Russ.). ImMEL, H. (1979): Die Ammonitengliederung des Mediterranen und borealen Hauterive und Barreme unter besonderer Berück- sichtigung heteromorpher Ammoniten der Gattung Criocera- tites Leveille. - Newsl. Stratigr., 7 (3): 121-141. KAKABADZE, M. V. (1981): The Ancyloceratids of the south of the USSR and their stratigraphical significance. — Acad. Sci. Ge- orgian SSR, Tr. new ser. 71: 196 pp. (Russ.). KHALILOV, A. G. (1959): The Lower Cretaceous deposites of Azer- beidjan part of the Minor Caucasus. — Acad. Sci. Az. SSR, 255 pp., Baku (Russ.). KıLıan, W. (1910): Unterkreide (Palaeocretacicum). — In: FRECH, F. (Hrsg.): Lethaea geognostica. Handbuch der Erdgeschichte, 398 pp., Stuttgart. KEMPER, E. (1976): Geologischer Führer durch die Grafschaft Bent- heim und die angrenzenden Gebiete mit einem Abriß der ems- ländischen Unterkreide. - Das Bentheimer Land, 64: 206 pp. — — RAWSON, P. F. et THIEULOY J.-P. (1981): Ammonites of Te- thyan ancestry in the early Lower Cretaceous of north-west Europe. — Palaeontology, 24, (2): 251-311. KOENEN, A. (1908): Bemerkungen zur Gliederung der unteren Krei- de. - Centralblatt Min., Geol., Pal., 1908, 289-293, Stuttgart. KOTETISHVILI, E. V. (1979): On the Biostratigraphie of the Upper Barremian deposites of Georgia. — Bull. Acad. Sci. Georgian SSR, 93, 2: 390-392 (Russ.). Luprov, N. P. (1952): The Lower Cretaceous of the north-western Caucasus and their fauna. - Tr. VNIGRI, 65: 238 pp. (Russ.). — — (1956): Some questions ofthe Lower Cretaceous stratigraphie of the southern regions of the USSR. In: Tr. All-Union Con- ference on the Unification of the stratigraphical schemes ofthe Mezozoic deposites of the Russion Platforme, p. 215-226, Leningrad (Russ.). MORDVILKO, T. A. (1960): The Lower Cretaceous deposites of the North Caucasus and Precaucasus. — Acad. Sci. USSR, 1: 238, Moscow-Leningrad (Russ.). — — (1962): The Lower Cretaceous deposites of the south-eastern regions of North Caucasus and Precaucasus. Acad. Sci. USSR, 2: 294 pp., Moscow-Leningrad (Russ.). MOULLADE, M. (1966): Etude stratigraphique et micropaleontologi- que du Cretace inferieur de la “fosse vocontienne’”’. — Doc. Lab. Geol. Fac. Sci. Lyon, 15: 369 pp. — — et THIEULOY, J.-P. (1967): Nouvelle contribution a l’etude Biostratigraphique de l’Hauterivien Vocontien. Caracterisa- tion et extension de la zone ä radiatus. - C. R. Soc. G£ol. France, 1967, 2: 46-48. RAwson, P. F. (1973): Lower Cretaceous (Ryazanian-Barremian) marine connections and Cephalopod migrations between the Tethyan and Boreal Realms. In: R. CAsEY and P. F. RAwsoN, The Boreal Lower Cretaceous (eds): p. 131-144. — — CURRY, D., DILLEY, F. C., HAnCOoK, J. M., KENNEDY, W. J-, NEALE, J. W., WooD, C. J., Wassam, B. C. (1978): A Correlation of the Cretaceous Rocks in the British Isles. — Geol. Soc. Spec. Rep., Cretaceous, 9: 70 pp., London-Edin- burgh-Belfast. 508 RENNGARTEN, V. P. (1951): The palaeontological foundation of the Lower Cretaceous stratigraphie of the Great Caucasus. In Collection: “In memory of acad. A. D. ARKHANGELSKT”, p- 36-64, Moscow (Russ.). THIEULOY, J.-P. (1973): The occurence and distribution of Boreal Ammonites from the Neocomian of southeast France (Te- thyan Province). In: CAsEyY R. and RAWSON P. F. (eds): The Boreal Lower Cretaceous, p. 289-302, Liverpool. THOMEL, G. (1964): Contribution ä la connaissance des Cephalopo- des Cretaces du Sud-Est de la France. Note sur les Ammonites deroulees du Cretace inferieur Vocontien. - Mem. Soc. Geol. France, nouv. ser., 43, 101: 80 pp., Paris. TovBına, S. Z. (1963): On the Upper Barremian Ammonites of Turkmenistan. — Tr. VSEGEI, new ser., 109, 15: 89-119 (Russ.). | Züteliann | 10 | 509-514 Ren j0l1083 ISSN 0373 - 9627 509 Barremian ammonite zonation in the Carpathian area EMIL AVRAM*) With 1 table ABSTRACT The Romanian rich ammonitic material collected from the Barremian stage interval allowed to propose a more detailed zonal scheme, as follows: Lower Barremian: 1. Pseudothurmannia picteti zone (range zone), with P. pseudomalbosi and P. belimelensis only in its lower partand with P. angulicostata and P. catulloi in its upper part. 2. Holcodiscus caillaudianus zone (range zone), comprising two subzones: a) with Pulchellia changarnieri b) with Pulchellia compressissima, the latter having in its whole interval numerous Zepto- ceras and, at the top, a level with Torcapella suessi. Upper Barremian 3. Silesites seranonis zone (partial range zone) with four sub- zones: a) with Heinzia provincalis, having a thin level with An- cyloceras mojsisovici in its upper part b) with “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi c) with /merites giraudi and Eristavia dichotoma d) unnamed, at the top of the Barremian interval (but ha- ving representatives of Parancyloceras ? sp. as the only possible index fossil). The Pseudothurmanniapicteti zone is considered to belong to the Barremian stage because its base is an important evolu- tionary threshold by the first apparition of the genera Pseudo- thurmannia, Paraspiticeras and Psilotissotia. The Barremian-Aptian boundary is accepted to be at the le- vel where, together with the last specimens of Silesites serano- nis, the appearance of Pseudohaploceras matheroni and also of the first representatives of the genus Neohibolites was re- corded. KURZFASSUNG Reiche Ammonitenfunde im Barreme Rumäniens erlauben den Vorschlag einer detaillierten Zonengliederung: Unter-Barreme: 1. Pseudothurmannia picteti Zone (Range-Zone) mit P. pseudomalbosi und P. belimelensis nur im unteren Teil und mit P. angulicostata und P. catulloi im oberen Teil. 2. Holcodiscus caillaudianus Zone (Range-Zone), mit2 Sub- zonen: a) mit Pulchellia changarnieri; b) mit Pulchellia compressissima; letztere enthält zahlreiche Vertreter von Leptoceras und im oberen Teil eine Lage mit Torcapella suessi. *) E. AvRAM, Institute of Geology and Geophysics, str. Caransebes nr. 1, Bucuresti, 78344, Romania. Ober-Barreme: 3. Sulesites seranonis Zone (Partial Range Zone) mit.4 Subzo- nen: a) mit Heinzia provincialis, im oberen Teil mit einer dün- nen Lage mit Ancyloceras mojsisovici; b) mit “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi; c) mit Imerites girandi und Eristavia dichotoma; d) unbenannt, im obersten Teil des Barreme, mit Vertre- tern von Parancyloceras? sp. als den einzigen mögli- chen Indexfossilien. Die Pseudothurmannia picteti Zone wird in die Barreme- Stufe gestellt, da sich im unteren Teil dieser Zone wichtige Entwicklungsschritte vollziehen durch das Ersterscheinen der Gattungen Pseudothurmannia, Paraspiticeras und Psilo- tissotia. Die Grenze Barreme-Apt wird unter der Lage mit den letz- ten Formen von Silesites seranonis, dem Erscheinen von Pseudohaploceras matheroni und den ersten Vertretern der Gattung Neohibolites fixiert. 510 INTRODUCTION The Romanian outcrops of the Lower Cretaceous deposits are the richest in ammonites within the Barremian stage inter- val. The main fossiliferous areas at this level are already well known: Dimbovicioara Couloir in the southern part of the East Carpathians and Svinitsa region, on the Danube, in Ba- nat (SW Romanıa). Besides them, there are some others in the inner part ofthe Carpathıan flysh: Prahova, Doftana and Tir- lung valleys, Baraolt Mts., etc., where the Barremian deposits offered also useful data for a discussion about the ammonite assemblages at various levels of this stage. Some paleontological or biostratigraphical studies about the Barremian deposits from these regions are published: TıETZE (1872), Sımiongscu (1898), Vapasz (1911), Kıss (1911), Oncezscu (1943), RAıLEANU (1953), STEFÄNESCU, AVRAM & STEFANESCU (1965), ParruLius (1952, 1969), Kusko & Savu (1970), ParruLius & Avram (1976), Avram (1976, 1980); other ones are now in preparation. These studies, especially the recent ones, allowed to pro- pose a more detailed ammonite zonation of the Barremian stage, partly different from the others published in the last years (BUSNARDO, 1965; DiMITROVA, 1966; KOTETISHVIL1, 1970; BrEsKoOvsKI, 1973; VERMEULEN, 1974; DRUSHCHITS & GORBA- CHIK, 1978; VASICEK, 1979). 1. THE LOWER AND UPPER BOUNDARIES OF THE BARREMIAN STAGE In spite of the general acception of the Hauterivian-Barre- mian boundary at the top of the Pseudothurmannia zone, there are some recent authors (DrusHcHITs, 1960; PATRULIUS, 1969; BrEskovskı, 1973; PATRuLIUS & AvraMm, 1976, AvRAM, 1976 and, partly, LAreyre & THomEL, 1974) which include this zone in Barremian, thus coming back to the first deffini- tion of the stage (CoQuAnD, 1861). We consider also this point of view to be more acceptable, based on two facts: 1. The first apparition at this level of the genera Psendothur- mannia, Psılotissotia and Paraspiticeras (first representa- tives of the family Hemihoplitidae, Pulchelliidae and Dowuvilleiceratidae), then on a remarquable evolutionary threshold in the ammonite evolution. 2. The existence of the typical specimens of Crioceratites emerici L£v. (one of the first index fossils of the Lower Barremian) below the first beds with Pseudothurmannia. It is to notice that the same association: Pseudothurmannia — Paraspiticeras - Crioceratites emerici was found in Bulgaria by Breskovskı (1973) and that Lareyre & THoMEL (1974) re- cognised in the beds with Pseudothurmannia angulicostata (d’Ore.) also Crioceratites emerici and Psilotissotia favrei (OOSTER). The upper boundary of the Barremian stage is very difficult to establish in Romania because at this level the ammonitic as- semblage is very poor. In these conditions we consider this boundary as in France (BusnArDo, 1965; FABRE-TaxY et al., 1965; MouıLaDe, 1966), immediately under the first level with Psendohaploceras matheroni (d’Ors.) and Procheloni- ceras spp. Between this level and that with the first Deshayesi- tes there is (as in France, too), a relatively thick sequence of strata wherein the only evolutionary feature is the first appari- tion of the genus Neohibolites (fide ParruLius & Avram, 1976). 2. IHE BARREMIAN AMMONITE ZONATION IN ROMANIA The here below proposed zonation is mainly based by the data obtained in Dimbovicioara Couloir (ParkuLius & Av- RAM, 1976, revised) and Svinitsa region (Avram, 1976, revi- sed), where the rich ammonite fauna was collected bed by bed through the whole Barremian set of deposits. Three zones, two of them devided into 2 and, respectively, 4 subzones were ıdentified, as follows: 1. Psendothurmannia picteti zone (range zone), in Svinitsa region characterised by a rich assemblage, has Psendothur- mannia picteti SARKAR within its whole interval, Pseudo- thurmannia cf. psendomalbosi (Sar. & SCHöND.) and P. cf. belimelensis Dimitrova only in its lower part, and Psendo- thurmannia cf. angulicostata (d’Ore.), P. catulloi (Paro- nA), P. biassalensis Dimitrova only in its upper part. In Dim- bovicioara Couloir werecognised Psendothurmannia cf. pic- teti, P. aff. mortilleti (Pıcr. & Lor.) and P. grandis Busn., without any possibility for a subzonation. The other species of the zone are: Hamulina astieriana d’Ors., H. cf. alpına d’Ore., Psilotissotia favrei (OOSTER), Paraspiticeras gneri- nianum (d’Ors.), P. pachycyclum (UHuis), many Phyllopa- chyceras spp., Protetragonites crebrisulcatus (UHuic), Mel- chiorites spp., etc. and, only at the base, Acrioceras seringei (AsTıEer) and Paraspinoceras pulcherrimum (d’Ore.). 2. Holcodiscus caillaudianus zone (range zone) is compri- sing the largest part of the Lower Barremian and within its in- terval there are two subzones: a) Pulchellia changarnieri subzone, with Lytoceras pueza- num Hauc, Hamulina astieriana , H. cf. alpina, Criocerati- tes ex gr. emerici Lev., Spitidiscus vandeckü (d’Ors.), S. oosteri (Sar. & SCHOönD.), Holcodiscus caillandianus (d’Ors.), Pstlotissotia favrei (its last apparition, only in Svi- nitsa), Pulchellia changarnieri Sayn, Subpulchellia sanvage- ani (Herm.), Nicklesia aff. karsteni (Unuis), Silesites ?con- cretus Kar. b) Pulchellia compressissima subzone is comprising also Holcodiscus caillaudianus besides Leptoceras spp. (some new 511 | 1 | Eu | > u =) BARREMIAN 95 Mi Tr =R 3 Lower UnpiapXerr; =>" 2 7 72] In 3 < a 15} "u 46 2} rn BiSIE Sie 'S) en [a} Eye > fe) eI2a4 > © Hin 3 Se! ei (Sı ung » z2|588 or un [0] 3|3 3 Ho Aa E|T= Ss & 43 5 S) > du = ZESRUER Q HR |? o o "3 re 2 9139| u oo a = oe |d e lo 3. a o Je | er | & S aonleo E] 20 Bu ° u wor (ia 5 |3)8, 0904 Sole 3 = Sala a 3y2 om [| © ® @® en hea |S Kere R a Q | EBalae s® | EsH 0 515 [= ec jak | ss El? & ys |es |re Ssolsela u H F (} a2 5 #| I — Lytoceras puezanum Eulytoceras phestum Frotetragonites crebrisulcatus Costidiscus Costidiscus Costidiscus Costidiscus Costidiscus recticostatus srebenianus olcostephanoides aff.nodosostriatus cf.rakusi Costidiscus Crioceratites ex "Crioceratites"cf "Crioceratites"cf Parancyloceras ? Leptoceras spp. Ancyloceras mojsi Ancyloceras vande Imerites giraudi Pseudothurmannia Pseudothurmannia Pseudothurmannia Pseudothurmannia Pseudothurmannia Pseudothurmannia tardus Macroscaphites yvani Macroscaphites binodosus Macroscaphites tirolensis Crioceratites emerici gr.emerici .barremense .orbignyi Sp. sovici nheckii Eristavia dichotoma pseudomalbosi belimelensis picteti ef.catulloi biassalensis cf.angulicostata Hamulina astieriana Torcapella suessi Barremites strettostoma Pseudohaploceras tachthaliae Pseudohaploceras portaeferreae Pseudohaploceras matheroni Holcodiscus caillaudianus Holcodiscus geronimae Holcodiscus geronimaeformis Holcodiscus diversecostatus Spitidiscus hugii Spitidiscus oosteri Spitidiscus seunesi Spitidiscus vandeckii Silesites (S.)seranonis Silesites (S.)trajani Silesites vulpes Silesites?spp.ex gr.S5.? ee Psilotissotia favrei Pulchellia changarnieri Pulchellia compressissima Subpulchellia spp. Heinzia provincialis Heinzia ? subcaicedi Carstenia lindigi Paraspiticeras guerinianum Paraspiticeras pachycyclum Procheloniceras spp. Table 1. Ranges of the main Barremian ammonite species in the Carpathian area. species and Z. pumilum Unuic, L. subtile Unui), Eolepto- ceras (E.) wrighti Man., Hemibaculites aff. zaharievae Man., Anahamulina cf. subcylindrica (d’Ors.), A. cf. sıle- siaca (Unuic), Dissimilites trinodosus (d’Ors.), Melchiorites aff. blayaci (Kır.), M. tenuicinctus (Sar. & SCHÖND.), M. aff. fallaciosus (Kır.), M. cassidoides (Unuis), M. uhligi (Haus), M. aff. rumanum (Kır.), Holcodiscus perezianus (d’Ore.), H. geronimae (Heruite), H. geronimaeformis Tzankov, H. diversecostatus (CoQ.), H. cf. gastaldınus UH- LıG (non d’Ors.), H. ziczac Kar., Spitidiscus oosteri (SAR. & SCHOÖND.), S. seunesi (Kır.), S. cf. vandeckii (d’Or».), Sılesi- tes vulpes (CoQ.) which appears in this interval, Silesites ? ex gr. sulcistriatus Kar.-tenuis Kar., Pulchellia compressissima (d’Or».), Subpulchellia sp. and Phyllopachyceras spp., Hol- cophylloceras spp. Lytoceras spp., Protetragonites crebrisul- catus (UHL.), etc. Near the top of this assemblage sequence of strata, in Dimbovicioara Couloıir is located a level with many specimens of Torcapella suessi (Sım.) (PATRULIUS & AvRrAMm, 1976). 3. Sılesites seranonis zone (Partial range zone, because the index species occurs also above its top, in the beds with Psex- dohaploceras matheroni (d’Ore.), Procheloniceras spp., Neobhibolites spp. and even with Deshayesites). This zone is divisible in four subzones, as follows: a) Heinzia provincialis subzone, characterised by the pul- chelliids of the Heinzia group: Heinzia provincialıs (d’Ore.), H. galeatoides (Karsr.), H.? subcaicedi (Sayn), H. (Carstenia) lindigi (Karsr.) and also by Eulytoceras phes- tum (MATH.) (from the base), Costidiscus recticostatus (d’Ore.) (from the base), C. aff. nodosostriatus UHLis, Ma- croscaphites tirolensis UHLis, Ancyloceras vandenhecku AsTIER, A. mojsisovici Haus (in its upper part, only), Ana- hamulına cf. subcylindrica (d’Ors.), A. ? cf. silesiaca (UH- L1G), Barremites strettostoma (UHuis), Melchiorites aff. nab- dalsa (CoQ.), Sılesites (S.) seranonis (d’Ors.) (from the base), 5. (S.) trajani (TiEtzE), S. vnlpes (CoQ.) and, at the top, Li- thancylus cf. tirolensis Casey, besides Phyllopachyceras, Hol- cophylloceras, Protetragonites, etc. b) “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi subzone, very well characterised in Svinitsa region contains Costidiscus recticostatus (d’ORrB.),C. cf.rakusi UHLiG, C. tardus Avram, C. aff. nodosostriatus UnHuis, C. grebenianus (TietzE), Ma- croscaphites yvanı (Puzos), M. binodosus Unuic, M. tirolen- sis UnHLis, Anahamulına boutini (CoQ.) MATH., A. ? cf. sile- siaca (UHLiG), Ancyloceras vandenheckii Asr., Dissimilites trinodosus (d’Ors.), “Crioceratites” cf. barremense (Kır..), “C.” cf. orbignyi (MATH.), Barremites strettostoma, Mel- chiorites aff.nabdalsa, M. ex gr. melchioris (Tıerze), Pseudo- haploceras tachthaliae (TıETzE), Silesites (S.) seranonis, S. (S.) trajanı, S. vulpes, S. ? ex gr. sulcistriatus-tennis, Subpulchel- lia sp. and also numerous Phyllopachyceras, Holcophylloce- ras, Hypophylloceras and Lytoceras, Eulytoceras, Protetra- gonites. c) Imerites girandi and Eristavia dichotoma subzone con- tains a relative homogenous assemblage in both the Svinitsa and Dimbovicioara regions: Costidiscus recticostatus, C. ol- costephanoides UHLic, Macroscaphites yvani, Anahamulina boutini, Dissimilites sp., Ancyloceras cf. vandenheckü, Ime- rites girandi (Kır.), I. girandi multicostatus Tovsına, Erista- via dichotoma (Erıstavı), Argvethites cf. lashensis RoucH., Melchiorites ex gr. melchioris, Psendohaploceras tachthaliae (Tıetze), P. portaeferreae (Tietze) and various Phyllopachy- ceras, Holcophylloceras, Eulytoceras, Protetragonites, etc. d) The last sequence, some 10 mthick, situated atthe top of the Upper Barremian offered a very poor ammonite assem- blage, from which only Parancyloceras ? sp. is more inter- esting as a possible index species (a species with lateral view of “Leptoceras” puzosianum d’Ors. but with tabulate ventrum and ventrolateral small tubercles, like Parancyloceras biden- tatum |v. KoENEN)). 3.ZONAL ASSIGNEMENTS OF THE MOST FOSSILIFEROUS BARREMIAN EAST CARPATHIAN FLYSH DEPOSITS There are only three lithological units in the East Carpa- thian flysh which offered till now numerous ammonites of Barremian age: Comarnic formation and the lower member of the Piscu cu Brazi formation, in the southern part of the Car- pathian Bend, and also the lower member of the Bistra forma- tion, in the northern part of the Carpathian Bend. The Comarnic formation (MrazEk, PoPpEscu-VOITESTI & Macovrı, 1912, emend MurGEANU, 1934) is containing nume- rous Barremıan ammonites in the Prahova, Doftana and Tir- lung valleys. Its lower member (Valea Musitei member — Av- RAM, 1980) is comprising Upper Hauterivian and Lower Bar- remian ammonitic assemblages, the latter consisting in Eolep- toceras (E.) cf. parvulum (Unuic), Reboulites aff. gouxi (Sayn), Pstlotissotia malladae (Nickı£s), etc., on the Doftana valley, and in Lytoceras densifimbriatum UHuiG, Leptoceras sp., Eoleptoceras (E.) cf. parvulum (UnuiG), Karsteniceras aff. beyrichi (Karsr.), Holcodiscus sp. aff. H. nicklesi Kar., Pulchellia aff. changarnieri Sayn, P. schlumbergeri Nıickıts, Nicklesia aff. pulchella (d’Ors.), Melchiorites ? cf. comp- sense (Kır.), on the Tirlung valley (Avram, 1976, 1980). Al- most all these species are characteristic of the upper subzone ofthe Holcodiscus caillaundianus zone; only Psilotissotia mal- ladae and Pulchellia aff. changarnieri are arguments for the presence of its lower subzone. The upper member of the Comarnic formation (Plaiul Sir- nei member — Avram, 1980) contains in ıts lowermost level, which ıs lithologicaly very characteristic, an ammonitic as- semblage proper to the last subzone of the Lower Barremian: Karsteniceras beyrichi, Anahamulına fumisugia (HoH.) UH- LıG, Barremites difficılis (d’Ors.), Sılesites vulpes (CoQ.), Pulchellia cf. compressissima (d.’Ore.), P. schlumberger:, etc., inthe Prahova valley (STEFANESCU, AVRAM & STEFÄNESCU, 1965; Parruuius, 1969) and Karsteniceras aff. beyricht, Mou- toniceras sp., Dissimilites dissimilis (d’Ors.), Holcodiscus sp., Silesites cf. vulpes, Pulchellia multicostata (RıEpEL), Sub- pulchellia sanvageani (HERMITE), in the Doftana valley (Av- RAM, 1976, 1980). The same level, with marly calcareous shalles, offered a transitional assemblage between Lower and Upper Barremian ammonite assemblages, on the watershad between Ialomitsa and Prahova valleys: Eulytoceras phestum (MATH.), E. rari- cinctum (UHLiG), Leptoceras subtile UnLis, Anahamaulina sp. ex gr. A. fumisugia (HoH.) UHLic, Ptychoceras sp., Acrioce- ras sp., Barremites dıfficılis (d’Ors.) (ParruLius, 1952, 1969) and Macroscaphites binodosus UHLiG (STEFÄNESCU, AVRAM & STEFÄNESCU, 1965). Upper Barremian ammonites of the same member are rare and do not permit to identify their zonal assignement: Holco- phylloceras guettardi (Rasp.), Macroscaphites yvanı (Puzos), in the Ialomitsa and Prahova valleys (STEFAnESCU, AvRAM & STEFÄNESCU, 1965; ParruLius, 1969), Acrioceras silesiacum (UHuic), A. cf. karsteni (HoH.) UHLic and Psendohaploceras sp. aff. P. liptoviense (Unuis) in the Doftana valley (Avram, 1976, 1980). The lower part of the Piscu cu Brazi formation: Purcäreni member (Grär, 1969, 1975, emend Avram, 1980) from the Tirlungu basın is also comprising some rich Barremian am- monitic faunas: Leptoceras pumilum Uruic, L. subtile Un- 1LıG, Karsteniceras aff. beyrichi, Holcodiscus caillandianus (d’Ore.), H. perezianus (d’Ors.), H. gastaldinus UHuiG (non d’Ors.), Sılesites cf. vulpes, in the northern part of the Tirlungu basin; Barremites aff. subdifficılis (Kar.), Psendo- haploceras sp. aff. P. douvillei (FaLLor), Stlesites seranonis (d’Ors.) on the watershad between Doftana and Tirlungu bassins. The former assemblage shows the last subzone of the Lower Barremian; the later belongs to the Upper Barremian, without any possibility for a subzonal integration. The “flyshoid horizon” (Kusko & Savu, 1970) of the Bistra formation (MacovzEı & Aranasıu, 1934) offered in the Baraolt Mts. a very rich ammonite fauna, identified for the first time by Vapasz (1911) and Kıss (1911). This fauna, stricetly located in the Pulchellia compressissima subzone is consisting of: Leptoceras subtile, L. pumilum, L. cf. barnaense (RıEser), Eoleptoceras (E.) aff. fragile (UnLic), Anahamulına aff. ho- heneggeri (UHLıc), Acrioceras sp. aff. A. tabarelli (Asrıer), Crioceratites aff. emerici Lev., Barremites cf. difficilis, Mel- 513 chiorites sp. aff. M. tennicinctus (Sar. & ScHönn.), Holcodis- cus cf. caillaudianus, H. gastaldinus, A. irregnlaris Tzan- kov, H. aff. nodosus Kar., Spitidiscus hugii (Ooster), S. cf. oosteri (SAR. & SCHÖND.), S. andrussowi (Kar.), Silesites sp. ex gr. S. vulpes, Silesites ? sp. aff. S.? sulcistriatus Kar.-S. ? tenuis Kar., Pulchellia compressissima (d’Ors.), Subpulchel- lia sauvageaui (Hermite), besides Phyllopachyceras spp., Holcophylloceras sp., Protetragonites sp., etc. It is remar- quable also, the presence in this assemblage of some speci- mens of Paraspinoceras (?) with a very thin ribbing of the proversum, reminding Paraspinoceras pulcherrimum (d’OrB.) (Avram & Kusko, 1982). The upper part of the same formation offered till now only a few Upper Barremian-Lo- wer Aptian species: Ptychoceras puzosianum d’Ors., Ma- croscaphites yvani (Puzos), unsufficient for the zonal record of its level of prelevation (Macoveı, 1954; Avram & Kusko, 1982). As a conclusion of the above inventory, it is necessary to emphasise thatthe ammonite assemblages from the Barremian flysh deposits are rich only at the level of Pulchellia compres- sissima subzone, at the top of the Lower Barremian. This is the level where, above the lower member of the Comarnic formation there were some regional changes in the lithology of the Barremian deposits: from the upper member of the Comarnic formation northward, to the lower member of the Piscu cu Brazi formation and to the lower member of the Bi- stra formation. REEERENGES AVRAM, E. (1976a): Les fossiles du flysch Eocretace et des calcaires ti- thoniques des hautes vallees de la Doftana et du Tirlung (Car- pates Orientales). - Mem. Inst. Geol. Geophys., 24, 5-74, Bucarest. — — (1976b): La succession des depöts tithoniques superieurs et eretaces inferieurs de la region de Svinita (Banat). -D. S. Inst. Geol. Geof., 62/4, 53-73, Bucuresti. — — (1980): Stratigraphie de la region du Col de Predelus. - An. Inst. Geol. Geof., 54, 5-152, Bucuresti. — — & Kusko, M. (1982): Lower Cretaceous Cephalopods from the central and southern part of the Baraolt Mts (East Carpa- thians). — In press. BRESKOVSKI, $. (1973): Particularites asynchrones dans l’evolution de la faune du Barr&mien inferieur en Bulgarie.-C.R. Acad. Sc. Bulg., 26/2, 263-265, Sofia. BUSNARDO, R. (1965): Le stratotype du Barremien. — In: Colloque sur le Cretace inferieur, Lyon 1963. M&m. Bur. rech. geol. min., 34, 161-169, Paris. DiMITROVvA, N. (1967): Les fossiles de Bulgarie, IV. Cretace infe- rieur, Cephalopoda (Nautiloidea et Ammonoidea). — 236 p., Sofia. DRUSHCHITS, V. V. (1960): Ammonity (Chast’ I).- In V. V. MENNER (ed.): Atlas nizhnemelovoj fauny severnogo Kavkaza i Kry- ma. 249-308, Moskva. — — & GORBACHIK, T. N. (1979): Zonengliederung der unteren Kreide der südlichen UdSSR nach Ammoniten und Foramini- feren. — In: Aspekte der Kreide Europas. IuGs Series A, 6, 107-116, Stuttgart. FABRE-TAXY, S.; MOULLADE, M. & THOMEL, G. (1965): Le Bedou- lien dans sa region type, la Bedoule-Cassis (B. du R.). — In: Colloque sur le Cretace inferieur, Lyon 1963. Mem. Bur. rech. geol. min., 34, 173-199, Paris. GRAF, I. (1969): Prezenta unui orizont sincron cu stratele de Comar- nic in regiunea Zizin-Purcäreni. — Rev. Petr. Gaze, 20/2, 71-74, Bucuresti. — — (1975) Studiul geologic al flisului cretacic din regiunea Zizin- Vama Buzäului. - An. Inst. Geol. Geof., 44, 3-123, Bucure- sti. Kıss, E. (1911): A baröti hegi seg kretakori kepzödmenyei (Die Krei- debildungen des Baroter Gebirges). — Zözl. a Koloszvari m. Kir. Tud. Egyeten Asväny es Földt. Inst. Böl., Cluj. KOTETISHVILI, E. V. (1970): Stratigrafiya ı fauna kolkhiditovogo i smejnych gorizontov zapadnoy Gruzij.—- Trudy Ak. N. Gru- zijskoi SSR, NS, 25, 117 p., Tbilısi. Kusko, M. & Savu, M. (1970): Barremianul inferior din Mungii Ba- raoltului. — D. S. Inst. Geol., LV, 4, 69-78, Bucuresti. LAPEYRE, J.-F. & THOMEL, G. (1974) Considerations sur la valeur et la situation stratigraphique precise de la zone ä Angulicostata (Neocomien). — C. R. Acad. Sc. Paris, 278, serie D, 2889-2892, Parıs. MACOVEI, G. & ATANASIU, I. (1934): L’evolution geologique de la Roumanie, Cretace. — An. Inst. Geol. Roum., 16, 63-280, Bucarest. — — (1954): Geologie stratigrafica. — 565 p., Bucuresti. MOULLADE, M. (1966): Etude stratigraphique et micropaleontologi- que du Cretace inferieur de la «fosse vocontienne». — Doc. Lab. geol. Fac. Sc. Lyon, 15, 369 p., Lyon. MRAZEK, L.; POPESCU-VOITESTI, I. & MACOVEI, G. (1912): Sur l’äge des couches de Comarnic. -D. S. Inst. G&ol. Roum. 3, 79-82, Bucarest. MURGEANU, G. (1934): La Nappe interne du Flysch dans les environs de Comarnic et de Tesila (Prahova). - An. Inst. G&ol. Roum. 16, 281-326, Bucarest. Oncescu, N. (1943): Region de Piatra Craiului-Bucegi — etude geo- logique. - An. Inst. Geol. Roum. 22, 1-124, Bucarest. PATRuLIUS, D. (1952): Notä asupra stratigrafiei Masivului Bucegi (versantul deE.).-D. S. Com. Geol., 36, 195-201, Bucuresti. — — (1969): Geologia Masivului Bucegi sia Culoarului Dimbovi- cioara. — 321 p., Bucuresti. 514 —_ — & AvramE. (1976): Stratigraphie et correlation des terrains neocomiens et barremo-bedouliens du Couloir de Dimbovi- cioara (Carpates Orientales). - D. S. Inst. Geol. Geof., 62/4, 135-160, Bucuresti. RAILEANU, G. (1953): Cercetäri geologice in reguinea Svinira-Faga Mare Bul. St. Acad. R. P. R., Sect. St. Biol., Agronomice, Geol.-Geogr., 5/2, 307-409, Bucuresti. SIMIONESCU, I. (1898): Studii geologice gi paleontologice din Carpagıi Sudici. I. Studii geologice asupra bazinului Dimbovicioarei; II. Fauna neocomianä din bazinul Dimbovicioarei. — Publ. fondului V. Adamachi, 2, 5-111, Bucuresti. STEFÄNESCU, M.; AVRAM, E. & STEFÄNESCU, Marina (1965): Con- tributii la cunoasterea faunelor fosile dintre valea Teleajenului si valea Ialomitei. - Acad. R. S. R., Stud. Cerc. geol., geof., geogr., ser. geol., 10/2, 347-354, Bucuresti. TIETZE, E. (1872): Geologische und paläontologische Mittheilungen aus dem südlichen Theil des Banater Gebirgsstockes. Jb. k. k. geol. Reichsanst., 22, 35-142, Wien. VapAsz, E. (1911): Petrefacten der Barreme Stufe aus Erdely (Sie- benbürgen). — Centralblatt f. Mineral. Geol. Paläont., Jg. 1911, 189-192, Stuttgart. VASICER, Z. (1979): Die Cephalopoden der schlesischen Unterkreide und ihre paläontologische Bedeutung. — In: Aspekte der Kreide Europas. IUGS Series A, 6, 323-334, Stuttgart. VERMEULEN, J. (1974): Sur une biostratigraphie homophyletique ba- see sur la famille des Pulchelliidae. - C. R. Acad. Sc. Paris, 278, serie D, 2885-2887, Paris. nn u BE: München, 1.J011983 ISSN 0373 _0027 515 The biostratigraphy of Upper Albian — Lower Cenomanian Aucellina in Europe By ADRIAN A. MORTER & CHRISTOPHER J. WOOD*) With 3 text figures and 2 plates INBSTERSAIGET Upper Albian - Lower Cenomaniıan representatives of the bivalve genus Aucellina in cored boreholes were studied in eastern and southern England. Within the complex of taxa conventionally grouped under the invalid name A. gryphae- oides (J. de C. SowERBY non SEDGWICK), two morphoty- pes/evolutionary lineages can be distinguished, analogous to the pachti — cardissoides “pairs” in the inoceramid Sphenoce- ramus. The gryphaeoides morphotype includes A. gryphae- oides s. s. and sensu PoMPEcK], A. coguandiana (D’ORBIGNY) and Paraucellina krasnopolskui. The uerpmannı morphotype includes A. gryphaeoides sensu WOLLEMANN and A. uerp- manni POLUTOFF, the latter being identified as the right valve of the former taxon. Paraucellina is shown to be a junior sy- nonym of Aucellina. A neotype for A. gryphaeoides, thetype species of the genus Aucellina is proposed, and the age of its stratum typicum, the Cambridge Greensand, is discussed. Modifications of left valve shell ornament are shown to be of biostratigraphical use, as is the progressive tendency for the right valve umbo to become inflated. The biostratigraphy of Aucellina ıs reviewed ın the context of nannofossil, foramini- feral and ostracod zonation, and tentative correlations are made between successions in England, north Germany and Poland. KURZFASSUNG Aus Kernbohrungen des östlichen und südlichen Englands stammende Vertreter der Muschelgattung Aucellina werden aus dem Zeitabschnitt Ober-Alb bis Unter-Cenoman unter- sucht. Innerhalb eines Formenkreises der bisher mit den nicht gültigen Namen A. gryphaeoides (J. de C. SowErBY non SepGwick) belegt wird, können zwei Morphotypen bzw. Entwicklungslinien unterschieden werden, analog den beiden Arten pachti und cardissoides bei der zu der Inoceramidae zählender Gattung Sphenoceramus. Der gryphaeoides Mor- photyp umfaßt A. gryphaeoides s. s. und sensu PoMPEcK], A. coquandiana (D’OrBıcny) und Paraucellina krasnopolskui Pavıov. Der uerpmanni Morphotyp schließt A. gryphaeoi- des sensu WOLLEMANN und A. uerpmanni PoLUTOrF ein. A. uerpmanni PoLuTorr wird als rechte Klappe von A. gry- phaeoides sensu WOLLEMANN angesprochen. Paraucellina ist ein jüngeres Synonym von Aucellina. Für A. gryphaeoides, die Typusart der Gattung Aucellina, wird ein Neotyp vorge- *) A. A. MORTER, C. J. WOoOD, Palaeontology Unit, Institute of Geological Sciences, Exhibition Road, London SW7 2DE, Eng- land. Published by permission of the Director, Institute of Geolo- gical Sciences (NERC). schlagen; das Alter des Stratum typicum, der Cambridge Greensand, wird diskutiert. Veränderungen der Ornamente der linken Klappe sind von biostratigraphischer Bedeutung genauso wie die fortschreitende Wölbung des Wirbels der rechten Klappe. Die biostratigraphische Reichweite von Au- cellina wird in Zusammenhang mit den Nannofossil-, Fora- miniferen- und Ostrakoden-Zonierungen überarbeitet, fer- ner wird der Versuch unternommen, die Abfolgen in Eng- land, N.-Deutschland und Polen zu korrelieren. ACKNOWLEDGEMENTS This paper could not have been written without the readiness of the curators of the following museums and research institutes to allow us access to Aucellina material in their care, particularly type and figu- red specimens: British Museum (Natural History), London; Sedg- wick Museum, Cambridge; St. Albans City Museum; Museum d’Hi- stoire naturelle, Paris; Museum d’Histoire naturelle, Geneva; Musee geologique de Lausanne; Museum für Naturkunde der Hum- boldt-Universität zu Berlin; Geologisch-Paläont. Institut der Uni- versität Hamburg; and the Bayerische Staatssammlung, Munich. To our IGS colleagues notably Dr. A. W. MEDD for nannofossil deter- minations and Mr. I. P. WILKINSON for work on ostracod biostrati- graphy. We have benefitted considerably from discussion with col- 516 leagues in the BM(NH), notably R. CLEEVELY and Dr. N. MORRIS who searched for the missing syntypes of Aucellina gryphaeoides; Dr. H. G. Owen, who placed at our disposal unpublished informa- tion on the Gault of Folkestone and was a continuing source of en- couragement throughout; and E. F. OWEN, who kindly arranged to have the SEM photographs taken by the SEM unit of the BM(NH). Dr. E. KEMPER of the Bundesanstalt für Rohstoffe, Hannover, made available the text of his Aucellina paper in advance of publication and provided advice on the Bemeroder-Schichten, and the whereabouts of WOLLEMANN’s Aucellina material. Dr. J. MUTTERLOSE, Techni- sche Universität, Hannover, read the final text and contributed the German Zusammenfassung. Figs land 2 were drawn by the Drawing Office, Institute of Geological Sciences, the photographs were taken by the Photographic Unit, IGS, and the paper is published by permis- sion of the Director. To all these people we would like to express our gratitude. 1. INTRODUCTION The bivalve Aucellina is an important component of Apt- ian and basal Albian faunas throughout Europe, at many ho- rizons occurring in flood abundance to the virtual exclusion of inoceramids. These early Cretaceous Aucellina include a large number of species, which have been extensively review- ed (e. g. Pavıov 1907, SokoLov 1923), most recently by Kem- PER (in press). After occurring in profusion in the basal part of the Lower Albian Zeymeriella tardefurcata Zone, notably around Hannover, Aucellina disappears in the highest part of the zone (Kemper, ibıd), and there are no unequivocal records known to us from the Douvilleiceras mammillatum Zone, or from the Middle Albian. This considerable gap in the Aucel- lina record (and evolutionary history) appears to correspond to a period of high-diversity ammonite-rich faunas, and in particular to the range of the thin-shelled and morphologi- cally analogous inoceramid Birostrina. With the dis- appearance of Birostrina in European successions in the Hy- steroceras varıcosum Subzone of the Upper Albian Mortoni- ceras inflatum Zone, Aucellina reappears at or near the base of the succeeding Callihoplites anritus Subzone, occurring in flood abundance in the lower part of the Stoliczkaia dispar Zone, and continuing into the basal part of the Cenomanıan. Aucellina appears to die out towards the top of the Neostlin- goceras carcitanense Zone, shortly before the point at which Inoceramus crippsi MANTELL enters, locally in flood abundan- ce, at the base of the succeeding Mantelliceras saxbüi Zone. It is noteworthy that these Aucellina-rich uppermost Albian and basal Cenomanian Gault and Chalk successions are characterised by low diversity faunas in which both ammoni- tes and inoceramids are very poorly represented, particularly in the dispar Zone where only rare small very thin-shelled inoceramids tentatively assigned to /. serotinus PERGAMENT are present. Aucellina and inoceramids also appear to be mu- tually exclusive in Upper Albian successions in New Zealand and Australia (e. g. SpEDEn 1975; Raıne et al 1981). The Upper Albian - Cenomanian Aucellina are usually known by the invalid name A. [Avicula] gryphaeoides (J. de C. Sowersy) ın Fırron, 1836, non Avicula gryphaeoides Sepcwick, 1829, (= Psendomonotis speluncaria (SCHLOT- HEIM), a Permian bivalve). More recently, and particularly since the publication of the Treatise (1969), the name Aucel- lına |Inoceramus] coquandiana, (D’Orsıcny), 1845, has ten- ded to be used as a junior synonym of the invalid earlier name. The correctness of this assumed synonymy is examined be- low. A. gryphaeoides is the type species of the genus Aucelli- na, by subsequent designation (Marwıck 1939), the original author (Pomreck) 1901) having proposed two type species, A. aptıiensis (D’OrBIGNnY) and A. gryphaeoides. A. gryphae- oides has been wıdely interpreted by Continental workers, the name being applied uncritically to almost any Aucellina of appropriate (Late Albian - Cenomanian) age, to such an ex- tentthattwo quite distinct morphotypeshavebeen unwitting- ly figured, e. g. by Pomreckj (ibid) and by WOLLEMANN (1902) respectively. In addition to this complex of forms in- cluded in A. gryphaeoides, a number of other taxa have been described from Upper Albian - Cenomanian successions in Europe, such as A. werpmanni PoLUTOrF, 1933 from Poland and the Russian species A. krasnopolskii (Pavıov), the type species of the genus Paraucellina Pavıov, 1907. The present paper describes an investigation of Albian — Cenomanian Aucellina ın cored borehole and outcrop suc- cessions in southern and eastern England, as aresult of which it has proved possible (1) to rationalise the present plethora of names and concepts applied, (2) to demonstrate the detailed biostratigraphy of the lineage/lineages represented in the con- text of macrofossil and microfossil zonation, (3) to demon- strate stratigraphically significant changes in ornament, which can be used in long-range correlation to distinguish between Albian and Cenomanian successions. 2. COMMENTARY ON RELEVANT ALBIAN - CENOMANIAN AUCELLINA TAXA 2.1 The type concept of Aucellina gryphaeoides (J. de C. SOWERBY) J. de C. Sowersy (in Fırron 1836), in describing Avicula gryphaeoides, figured (Pl. 11) two specimens from his own collection, neither of which can be found in the Sowery Col- lection in the BM(NH). The original of figure 3a is a phospha- tised left valve steinkern with some shell attached from the Cambridge Greensand at the base of the Chalk in the Cam- bridge area; aMS note with the original drawings (preserved in IGS archives), states that “better specimens are in the Geol. Society’s Museum”. This group of specimens (GSa 2326-2332) now in IGS, includes a steinkern (GSa 2329) with some residual shell in the umbonal region that is particularly well preserved, and comparable with the specimen figured: see this paper, Pl. 1, Fig. 7. Fig. 3b depicts arıght valve (shell) of a possibly unrelated form from the Upper Albian (presu- med dispar Zone) greensand of Nurstead, Sussex. The missing original of figure 3a was described as the typi- cal form of the species by SokoLov (1923), but he did not for- mally designate it as lectotype. The topotype steinkern GSa 2329 in the IGS Geol. Soc. Coll. has a shell characterised by fine, close-set incised striae ın the umbonal region, an orna- ment type described subsequently as “striate”’. A comparable type ofornament is exhibited by a group of well preserved bi- valved shelled topotypes in the Sedgwick Museum, Cambrid- ge, including the specimens figured by Woops (1905); the best of these, and possibly the best specimen yet known, SM B21972 (Woops Pl. 10, fig. 6; this paper Pl. 1, fig.5), is here- in selected as neotype of A. gryphaeoides, in the absence of SOWERBY’s original specimen, and in view of the fact that SOWERBY gave only an inadequate MS indication of the avail- ability of potential syntypic material. It must be emphasised, as discussed subsequently, that the exact horizon and age of the neotype, as with any fossil from the complex sedimentary unit comprising the Cambridge Greensand, can never be known. It is not even certain whe- ther the neotype is to be attributed to the dispar Zone at the top of the Albian or to the basal part ofthe Cenomanian carcı- tanense Zone, but it is unlikely to be older than this, to judge from the type of ornament. 2.2 A. coquandiana (D’ORBIGNY), 1846. D’Osıcny described his /noceramus coguandianus from a single bivalved phosphatised steinkern with some shell pre- served on the left valve umbo. This specimen, in the Museum d’Histoire Naturelle, Paris, came from an unspecified hori- zon in the Albian of Escragnolles (Var) France [Clar in D’Or- BIGNY (1850)], and exhibits a style of preservation and orna- ment type comparable with A. gryphaeoides from the Cam- bridge Greensand. It cannot, however, be matched with any Cambridge Greensand specimen with this ornament type, differing particularly in the narrow right valve with its straight posterior margin and less inflated umbonal region. The assumed identity of A. coguandiana and A. gryphaeoides is open to question, and it is possible that the former is a related form of the gryphaeoides group, characteristic of southern European successions, and not necessarily of uppermost Al- bian — basal Cenomanian provenance. 2.3 PıCTET & CamPicHE (1868-71), Pl. 160, figured Aucellina assumed to be conspecific with A. coguandiana from St. Croix (figs 9a-c) and Yberg (figs 10a-d), Switzerland, these specimens being preserved in the Musee geologique de Lausanne and the Museum d’Histoire naturelle, Geneva, re- spectively. The original of fig. 9 is a brown phosphatised bi- valve steinkern from the Vracconien, or possibly from the base of the overlying Cenomanian, and is closer to thetype of A. coquandiana from Escragnolles, particularly in respect of its narrow right valve, than it is to any presumably coeval Cambridge Greensand specimens. The original offig. 10 isan unrelated Aucellina preserved in porous black phosphate probably conspecific with A. maxima WoLLEmann, and thus of early Albian age. 2.4 Pompeckj (1901) was unaware that A. gryphaeoides (]. de ©. SowERBY) was pre-occupied but considered that A. co- 517 quandiana was probably conspecific. Under A. gryphaeoi- des, he figured (ibid., pl. 16, figs 6a-c) a phosphatised stein- kern from the “Lower Tourtia” of Langenberg bei Wester- hausen (Harz), supposedly comparable with SowErsy’s Cam- bridge Greensand original. This relatively well preserved spe- cimen (preserved in the Humboldt Museum für Naturkunde, East Berlin) has been examined by CJW, and proves to pos- sess a relatively flat right valve umbonal region with a small anterior ear and a moderately straight posterior margin: it is thus distinct from A. gryphaeoides s. s. and may be more clo- sely related to A. coguandiana. Pomreckj also figured some small right valves with a well developed anterior ear from the “Tourtia” of Lüneburg. In addition, he established the species A. sanctiquirini from some specimens (preserved in the Bayerische Staats- sammlung, Munich) from the glauconitic Gault-Sandstein of St. Quirin on the Tegernsee, Bavarıa, which he considered to be closely related, but to differ in several characters, notably the flatter, narrower right valve and the more massive left valve umbo; also the smaller anterior ear of the right valve and the shorter ligament surface of the left valve. We believe that A. sanctiquirini is more closely related to the group including A. maxima than to the A. gryphaeoides group, and could well be of early Albian age. 2.5 WOLLEMANN (1902) also figured what he considered to be A. gryphaeoides from the Cenomanian Tourtia of Lüneburg, but one ofhis figures shows a very different morphotype from that figured by Pompeckj. WoLLEMAnN’s Pl. 3, fig. 2a depicts a relatively thick-shelled left valve with a marked posterior sulcus, and a shell exhibiting overlapping scale-like growth laminae which extend from the anterior to the posterior mar- gin; the umbonal region of the shell displays a pronounced re- ticulate ornament resulting from the intersection of radial ribs with the concentric elements. To judge from material in the Wroosr collection, Universität Hamburg, thismorphotype is particularly well represented in the Tourtia. The second fi- gure (fig. 3) shows a bivalved juvenile with equally developed anterior and posterior ears, of which the anterior was inclined downwards relative to the hinge line. 2.6 Pavıov (1907) described the species krasnopolsku for small shelled left valves from greensands and phosphorites of presumed Cenomanian age exposed in the banks of the River Neroutch, and made it the type species of the new genus Par- aucellina. Paraucellina ıs characterised by a well-developed protuberant anterior ear (in the left valve) which greatly ex- ceeds the dimensions of the weakly developed posterior ear. Pavrov drew attention to variation in his new species, noting that some, e. g. Pl. 6, figs 30, 40, were markedly oblique elongate, whereas others, e. g. fig. 41, were smaller and more nearly equidimensional. The specimen in fig. 40, refigured in the Treatise as P. krasnopolskü, closely matches the small specimen figured by WoLLEMAnN (ibid., fig. 3a-d) in particu- lar in the possession of a downturned anterior ear, and a clearly defined anterior ear. This specimen is in fact probably a juvenile stage of the form ın fig. 39, which Sokorov (1923) subsequently called the typical form of the species, and differs fundamentally from the erect equidimensional form in fig. 41 (excluded from the type concept by SokoLov), which is cha- racterised by a horizontal anterior ear and the absence of a posterior ear. CENOMANIAN .„„ Neostlingoceras saxbii carcıtanense dispar Stoliczkaia inflatum Mortoniceras SUBZONE rostratum ı Callihoplites auritus Mortoniceras Hysteroceras varicosum L.INOCERAMUS AUCELLINA FOSSIL RANGES OF SELECTED MICROFLORA AND MICROFAUNA LITHOSTRATIGRAPHY FORMATION = MEMBERS DISTRIBUTION ORNAMENT PORCELLANEOUS BEDS quadrate striate LOWER Cythereis luermannae hannoverana CAMBRIDGE GREENSAND Globigerinelloides bentonensis coarse quadrate reticulate Eiffellithus turriseiffeli smooth N "Proto-eiffelithus‘ raised ribbed reticulate a Cytheris luermannae luermannae The biostratigraphy of the succession in eastern England. Siltstone with Glauconite Mudstone Aucellina-rich Mudstone nn.rNn mn EEE Phosphate Nodules and Pebbles PPREP oP°®e Disconformities Belemnite floods 200 C-Aucellina gryphaeoides cycloides 2.7 Poıurorr (1933) erected the new species uerpmanni and a new variety of A. gryphaeoides (A. g. cycloides) from the uppermost Albian of the Sieletz borehole (Poland). A. verp- manni was described from right valves only, which were cha- racterised by their disproportionally large anterior ear com- pared with that of gryphaeoides of comparable size, e. g. as figured by Pomreckj (fig. 3) from the Tourtia of Lüneburg. 519 PoLuTorF was unable to identify any left valves that he could associate with his new species, but mentioned the presence of specimens comparable with A. quaasi WOLLEMANN. A. gry- phaeoides cycloides was described from two incomplete right valves of unusually large dimensions (fig. 1), one an external mould with some shell adhering, the other upside down in the matrix. ZISIHRIA DICK APEIN This study ofthe Aucellina gryphaeoides complex is based on several cored boreholes through unusually Azcellina-rich Upper Gault and basal Lower Chalk successions in eastern England, supplemented by data from Albian - Cenomanian Red Chalk outcrop successions at Hunstanton and Speeton, and from the Gault - Lower Chalk of the Channel Tunnel No. 1 (Aycliff) Borehole near Dover. 3.1 Eastern England GarLoIs & MoRrTER (1982) have subdivided the Gault into 19 beds, with details ofthe zonal/subzonal classification, and the locations ofthe key boreholes. The thicknesses of the beds vary considerably: fig. 1 isa generalised succession, the Gault being largely based on the Mundford C Borehole (TL 76709132), with Lower Chalk details being taken from the Ely-Ouse Borehole No. 6 (TL 70277308). Attention must be drawn to Beds 15 and 17, characterised respectively by pieces of the large thick-shelled Inoceramus’ lissa (Seeley) and by a major Aucellina flood, which provide key litho/biostratigra- phical markers. The faunas from Bed 16 upwards, with the exception of Aucellina and sporadic crinoid concentrations, are sparse and of low diversity, being dominated by thin-shel- led pectinaceans and Plicatula. Rare poorly preserved ammonites indicate that the top ofthe succession is still within the Mortoniceras (M.) rostratum Subzone, the apparent ab- sence of the uppermost Albian Mortoniceras perinflatum Subzone being confirmed by the absence of the ostracod Cy- thereis luermannae bemerodensis Bertram & KEMPER (see WıLKınson & MoRTER 1981). The Gault is overlain with erosive contact by the Cam- bridge Greensand, a thin unit of micaceous glauconitie silty marls with accumulations of phosphatised pebbles, including remanie fossils. Both indigenous (shelled) and derived (phos- phatised with or without shell) fossils are present, including abundant Aucellina. The proven stratigraphical extent of downcutting ranges from high in the auritus Subzone (Bed 16) near Cambridge (M11 motorway section) to the ro- stratum Subzone (Beds 17 & 18) in East Anglia; however both SpatH (1943) and Owen (1979) have reported remanie ammon- ites suggesting derivation from as low as the basal auritus Subzone (Bed 15) and as high as the perinflatum Subzone (1. e. post-Bed 19). It is possible that some of the phosphati- sed material of apparently basal aurıtus Subzone derivation came from a pit (Barnwell) which exposed a succession from Bed 15 up to and including the Cambridge Greensand, and was not necessarily of Cambridge Greensand provenance. The Cambridge Greensand thickens into East Anglia, where cored boreholes in most cases prove a bipartite subdivision into a lower glauconite and phosphate-rich part in which the Aucellina include specimens in both phosphatised and non- phosphatised preservation; and a higher unit of greenish marls without phosphates wich is rich in indigenous non-phos- phatised Aucellina. The phosphatised pebbles in the lower unit are not randomly scattered, but occur as lags on winno- wed erosion-surfaces which may prove to be correlatable. Locally, e. g. in Ely-Ouse Borehole 6, a thin basal unit of silty micaceous marls with Chondrites and sparse glauconite and phosphate is preserved. This bed contains abundant Neohi- bolites praeultimus SPAETH, together with well-preserved (shelled) bivalves including oysters and Azcellina: the occur- rence of common C. Iuermannae hannoverana (1. P. Wır- KINSON: pers. comm.)indicates a probable (Albian) rostratum Subzone age. The relatively condensed Cambridge Green- sand near Cambridge has yielded C. Inermanne bemeroden- sis (I. P. Wırkınson: pers. comm.), and may therefore be at least in part of perinflatum Subzone age, which would agree with the ammonite records. The conventional assumption that the Cambridge Greensand is a basal Cenomanian sedi- ment containing derived Albian fossils is thus open to que- stion, and an age-range for the matrix sediment from top ro- stratum to earliest carcitanense is equally possible. It must be emphasised that no indigenous ammonites are known from the Cambridge Greensand, and that the derived Schloenba- chia discussed by Casey (1965) are of possibly spurious pro- venance. The well-preserved bivalved shelled striate Aucel- lina gryphaeoides s. s. including the neotype probably came from relatively low in the Cambridge Greensand (i. e. from the lower of the two subdivisions) and could thus be of late Albıan rather than Cenomanian age. Above the Cambridge Greensand are the Porcellaneous Beds, a member of creamy coloured porcellaneous chalks with alow-diversity fauna dominated by Aucellina and small terebratulid brachiopods; Aucellina ranges throughout most ofthe succession and then cuts out, to reappear as a final flood some distance below the top. The higher part of the member yıelds poorly preserved ammonites including Anisoceras, Hyphoplites, Idiohamites and Schloenbachia, suggestive of the basal Cenomanian carcitanense Zone. The succession thins northwards, with the Cambridge Greensand being last proved in the cored IGS Marham Bore- hole (TF 70510803), and the Gault and Porcellaneous Beds condensingto form the Red Chalk and overlying ‚‚Paradoxica Bed“ of the Northern Province-type succession at Hunstan- ton (see PEAkE & Hancock 1961, fig. 4). The correlation of the (Cenomanian) Porcellaneous Beds, and the Paradoxica Bed is of particular significance; hitherto, in the absence of un 1597 oO ammonites, aCenomanian age has been postulated for the lat- ter unit solely on the basıs of brachiopods thought to match the indigenous assemblage of the Cambridge Greensand (PEAkE & Hancock, ibid, p. 303). Strong confirmation for a basal Cenomanian age for the Paradoxica Bed is, however, provided by a group of Neohibolites ultimus (D’ORBIGNY) in the Lestrance Collection in the BM(NH). An IGS borehole at Gayton (TF 7280 1974) showed the transition between the Gault and Red Chalk lithofacies, with the appearance of chalky limestones in the higher part of the Gault, and a marly chalk unit (Bed 19) overlying Bed 18 of the standard succes- sion. Bed 19 carries a sparse fauna of Aucellina (including forms with striate ornament) and Neobibolites praeultimus, and is presumed to be of topmost rostratum Subzone age, on the basis of rare transitional forms between Cythereis Iner- manne hannoverana and C. Iuermannae bemerodensis in the higher part (I. P. Wırkmson: pers. comm.); itisoverlain by a thin unit of splintery porcellaneous limestone with Neohibo- lıites praeultimus which is in turn overlain by the Porcellane- ous Beds. To the North of Hunstanton, the succession expands, and atSpeetonthe Red Chalk facies extends into the Cenomanian. The Albian Lower Red Chalk succession is difficult to inter- pret, although a belt of inoceramid shell debris (see JEans 1973, fig. 1) permits correlation with both the Hunstanton Red Chalk and the East Anglıan Gault. The (Cenomanian) Upper Red Chalk equates lithostratigraphically and biostrati- graphically with the Paradoxica Bed/Porcellaneous Beds of East Anglıa. 3.2 Southern England Fig. 2 shows the standard top Upper Gault — basal Ceno- manian succession as developed in the Dover — Folkestone area on the northern side of the Anglo - Paris Basın, the de- tails being taken partly from Owen (1976), and partly from unpublished data on the Aycliff borehole. Broad correlation exists between the East Anglıan and Kent successions, nota- bly the oceurence of thick-shelled inoceramid debris in PrıcE Bed XI, and the Axcellina flood in the sandy glauconite- and phosphate-rich Bed XII, corresponding approximately to Bed 17. An erosion level with Azcellina equivalent to the base of Bed 15 (Barnwell Event) in East Anglıa is present at Folkestone. This horizon was called the “Choanite Band” by old collectors and attributed by SpatH (1923-43) to Bed XII, although study of nannofossils from this band (A. W. Meop: pers. comm.) shows that it lies in the lower part of Price Bed XIclose to the aurıtus- varicosum subzonal boundary, a position substantiated by ammonites in IGS, BM(NH) and SM. The lower part of Bed XII yields rostratum Subzone ammonites and perinflatum Subzone ammonites are known from the top 4m (Owen, ibid), the boundary between the Ob. hannoverana and bemerodensis ostracod Subzones fal- ling within the bed (Wırkmson: pers. comm.). The Glauconi- tic Marl is closely comparable with Bed XII (and often confu- sed with it), and is conventionally taken as the base of the Ce- nomanıan (e. g. by CARTER & Harr 1977); itrests with erosive contacton Bed XIII, locally, e. g. in the Aycliff borehole, at a relatively low level. It is rich in Auscellina, and yıelds no am- monites either indigenous or derived. The overlying pale co- loured chalks carry a low-diversity fauna with Aucellina; sparse ammonite records (KEnnepy 1969) suggest a basal Cenomanian carcıtanense Zone position. 4. MORPHOLOGY AND EVOLUTION Study of Ascellina in continuous cored sequences has pro- vided the necessary clues to unravel the diversity of taxa in- cluded in A. gryphaeoides s. 1. (see previous discussion), and has also demonstrated a number of presumed evolutionary morphological changes, as well as changes in shell ornament. 4.1 Morphotypes At any one horizon, 2 distinct morphotypes can be recog- nised, corresponding to A. gryphaeoides s. s./sensu Pou- PECK]J; and sensu WOLLEMANN respectively (see fig. 3). (1) large, relatively thin-shelled, non- or weakly sulcate elongate oblique forms. Left valve with inturned anterior margin, small downturned anterior ear and distinct posterior ear; concentric ornament subdued, slightly oblique to long axis of shell, and tending to be restricted to anterior portion. Right valve with relatively small anterior ear. This morpho- type includes A. gryphaeoides s.s.; A. coguandiana s.s. and sensu PICTET & CamPicHE fig. 9 (only), Paraucellina krasno- polskii as restricted by SokoLov, and probably also A. g. &y- cloides Powutorr: it is named the gryphaeoides morphotype for convenience, notwithstanding the invalidity of the trivial name. The inclusion of Paraucellina krasnopolskii means that this genus falls into the synonymy of Aucellina. (It is unclear whether A. krasnopolskii ıs a juvenile ontogenetic stage of A. gryphaeoides, or whether it is a separate species; in this context it may be significant that the condensed phosphoritic Albian - Cenomanian boundary successions in Poland and the USSR are said to be characterised by assemblages of small Aucellina including A. krasnopolskii, and that larger indivi- duals are not normally present.) (2) small, thicker shelled sulcate, equidimensional forms. Left valve with convex anterior margin, prominent horizontal anterior ear and indistinct or absent posterior ear; concentric ornament scale-like and prominent, continuing from anterior to posterior margin; strongly defined sulcus produces ind- entation of postero-ventral margin, the latter being thickened internally. Right valve with disproportionately large anterior ear relative to disc as in A. uerpmannı. The association of right valves of A. werpmanni type with left valves of A. gryphaeoides sensu WOLLEMANN in the Up- per Red Chalk at Speeton, the Porcellaneous Beds, the Cam- bridge Greensand and the Glauconitic Marl and overlying silty chalks at Folkestone establish unequivocally the taxo- nomic position of A. werpmanni, and it is accordingly used to name the second morphotype. The zerpmanni morphotype bears an amazing similarity to the Triassic genus Pseudomo- 'dds eurja9ny ‘Choanite Band’ | GERMANY (after Bertram & Kemper 1971) I CENOMAN ALB el — elongate reticulate st — striate B — Barnwell equivalent qu/r- quadrate/reticulate M — Milton equivalent “ee. . Phosphates —n- Disconformities sm—smooth ee Bioevent Inoceramid fragments NORTH-WEST steghausi bemerodensis Ob hannoverana minuera Aucellina ornament (LL6L L4eH 73 Jared) INOZ 'WVYOJ4 DINOHLN3I Glauconitic Siltstone Mudstone NININININ eS0]349 EJJ311EINIX3J0PNaSJ ısneybals 319y1A903aN euenanbsog 84341A90J0Q sIsuapo43Wwag Beuueunan] SIı913yJAI eue1arouuey geuuewsan,) Sı913yJAy SISUaUOJUag SaPIOJJBurnıabıgo]dg N3JHI3SIIAN SDY21J94413 ‚Sny}1/[34419- 0044, 'dds eunj39ny an el TAHFR AHdVYSDILVYHLSOHLIT IN | I HIREEHIEHREH S3NOZ 3L1INOWNNV A asuauel1aled 4 wnjejyzu SIJ9VLS NVINVWON3J NVvIgıV SY3aWNnN A389 3914d The biostratigraphy of the succession in southern England compared with that of North-West Fig. 2. Germany. Fig. 3. Comparison between the two morphotypes of Aucellina. a) gryphaeoides morphotype: Aucellina gryphaeoides (J. de C. SO- WERBY non SEDGWICK), neotype. Sedgwick Museum B 21972. Cam- bridge Greensand of Cambridge. Illustrated photographically on Pl. 1,.Eig; >. b) uerpmannı morphotype: Aucellina nerpmannı POLUTOFF. BM(NH) LL 40050. Glauconitic Marl of Folkestone. Illustrated pho- tographically on Pl. 1, Fig. 15. notis (cf. the original use of Avicula gryphaeoides as applied to P. speluncaria), and an evolutionary relationship is not ex- cluded. The Southern Hemisphere A. euglypha Woops is an even closer homeomorph of Psendomonotıs. The existence of these two distinct Aucellina morphotypes is analogous to the cardissoides — pachti “pairs” and their derivatives in the Santonıan - Campanian inoceramid Sphe- noceramus, and is equally inexplicable. The Aucellina mor- photypes could be viewed as (1) sexual dimorphs; (2) ecotypes of the same lineage; or (3) as two separate evolutionary linea- ges. This problem cannot be resolved at present. However, al- though adults of the two morphotypes are readily separable, particularly in the higher part of the sequence, it is in some ca- ses difficult if not impossible to separate the earliest ontogene- tic stages. It is noteworthy that comparable pairs of morpho- types occur in contemporaneous sequences in the Southern Hemisphere. 4.2 Sculpture Aucellina left valve ornament varies in type according to the relative strength of the concentric and radial elements. The concentric elements are flanges, and/or raised growth-lines; the radial elements are either flat-topped wavy rıbs separated by deeply incised grooves, or closely-spaced raised narrow rounded ribs, producing a characteristic corrugate cross-sec- tion to the shell. The two radial types characterise the gryphaeoides and uerpmanni morphotypes respectively. There ısa broad similarity in ornament at any one level (see fig. 1 and SEM photomicrographs on pl. 2), which may be used for biostratigraphical correlation. Both morphotypes exhibit smooth shells in Bed 17/XII in East Anglıa and Kent atthe base of the dispar Zone. A progressive morphological series with increasing strength of the concentric elements leading to a greater degree of reticulation, occurs through suc- cessive units of the Cambridge Greensand and Porcellaneous Beds and their lateral correlatives. 4.3 Inflation of right valve Beginning high in the rostratum Subzone, there is a pro- gressive increase in inflation of the umbonal region of the right valve and a concomitant increase in the size of the ante- rıor ear. This trend is seen to an extreme degree in some ofthe latest forms of Aucellina. 5. BIOSTRATIGRAPHY AND CORRELATION OF AUCELLINA Aucellina enters at the base of the auritus Subzone (base Bed 15) approximately coincident with a level of major ma- crofaunal and nannofloral turnover (the Barnwell Event). This is marked in particular by the appearance of primitive eif- felithids (“Protoeiffelithus”), thought to be evolutionary pre- cursors of the long rangıing Eiffelithus turriseiffeli (DEFLAND- RE) (A. W. MED: pers. comm.). This fact established unequi- vocally that the beginning of the range of Eiffelithus turriseif- feli is not at the base of the Upper Albian as shown by THıer- sTEIN (1973, fig. 23), and followed by all subsequent nanno- fossil workers, but well within the substage. THIERSTEIN (ibid., fig. 22) shows the true position of the sample from Bed XI at Folkestone. There is an apparent gap in the Aucellina record until the top of Bed 16, where the genus reappears abruptly approxi- mately coincident with the entry of Globigerinelloides bento- nensis (MORROW), and continues in flood throughout Bed 17, which marks amajor G. bentonensis acme. G. bentonensis is usually considered to be a cold-water form, and it may be sig- nificant that the loss of ornament in Aucellina in Bed 17/XI1 coincides with the acme of this species. The abundance of Aucellina in Bed 17/XIl presumably correlates with the entry ofabundant Aucellina at the base of Ob-Alb 2 in the Hanno- ver area (see Fig. 2). Within the higher rostratum Subzone (Bed 18), anumber of large Aucellina right valves have been found (see Pl. 1, figs 10, 11), which are tentatively identified with A. g. cycloıdes; the types of which have not been examined. Most successions studied do not extend beyond the top of the rostratum Subzone, at which level there is in many areas a change in lithofacies from mudstone to greensand/silty Gault. The Aucellina assemblages from the perinflatum Subzone in southern England are not well understood; this is due partly to poorer preservation in the coarse-grained sediment, and partly to possible ecological control of morphology. They do, however, bear some resemblance to forms from the basal unit of the Cambridge Greensand. Similar difficulties of interpre- tation of Aucellina are encountered with specimens from the Flammenmergel facies in Germany. The biostratigraphical complexity of the Cambridge Greensand and the probable level of occurrence within this unit of the well-preserved bivalved shelled striate Aucellina gryphaeoides s. s., including the neotype, has already been discussed. The advanced forms of Aucellina in the Porcell- aneous Beds are also found in the Paradoxica Bed of Hunstan- ton, the Upper Red Chalk at Speeton and the post-Glauconit- ic Marl carcitanense Zone chalks at Folkestone. In addition, these forms occur in the basal Cenomanian Rye Hill Sands near Warminster (Warminster Greensand, pars.), associated with Neohibolites ultimus and a carcıtanense Zone ammonite assemblage including the zonal index. Further afield, advanc- ed Aucellina occur in the basal Cenomanian Tourtia of Lüne- burg, Germany, which allows the stratigraphical position of the forms described by PompEcKJ and WOLLEMANN to be iden- tified in the absence of ammonites (SEM photographs pl. 2 fig. 7) BERTRAM & Kemper (1971) have recorded Aucellina from supposedly top Albian Bemeroder Schichten around Hanno- ver; their material comprises juvenile ontogenetic stages which are difficult to interpret, but which exhibit strong or- nament. The Albian age of these sediments is, however, que- stionable because the microfossil criteria used by them for de- fining the base of the Cenomanian -i. e. the extinction of Do- locythere bosquetiana (Jones & Hiınpe), Neocythere steg- hausi (MERTENS) and the entry of Pseudotextulariella cretosa 523 (CusHMAN) are taken in southern England (Carter & HarT, ibid.) to mark the base of Benthonic Foram. Zone 9 (see fig. 2), which corresponds to the base of the Mantelliceras saxbii Zone, i. e. the second ammonite zone above the base of the Cenomanian. Finally, it is probable that Aucellina can be used to inter- pret the Sieletz borehole in Poland. In this borehole the entry of abundant /roceramus crippsi and Schloenbachia is taken to mark the base of the Cenomanian (PoLuTorr 1935) and the underlying Aucellina-rich beds are assumed to be Albian. However the occurrence of A. uerpmanni high in the succes- sion above records of A. g. cycloides, strongly suggests that the “Albian” is in part Cenomanian, and equivalent to the Porcellaneous Beds/Lüneburg Tourtia, an interpretation supported by the entry of /noceramus crippsi in flood in both eastern England and north Germany at the top of the beds with Azcellina, ı. e. at the base of the saxbii Zone. It is thus likely that both in Germany and throughout eastern Europe the base of the Cenomanian has been drawn incorrectly: i. e., not at the base of the basal Cenomanian carcıtanense Zone, but within the Lower Cenomanian at the base of the succeed- ing saxbu Zone. The upper limit of Aucellina is given in the Treatise as Tu- ronıan. The evidence for this, however, is based on occurren- ces ın New Zealand, in beds which have subsequently been reinterpreted as Albian and Cenomanian (RAINE, SPEDEN & Strong 1981). On present evidence, there is no evidence that the genus occurs higher than the basal part of the Cenoma- nian. EIERERASEURE BERTRAM, H. & KEMPER, E. (1971): Das Alb von Hannover. - Beih. Ber. Naturh. Ges., 7: 2747, 3 pls, 1 table; Hannover. CARTER, D. J. & HART, M. B. (1977): Aspects of mid-Cretaceous stratigraphical micropalaeontology. — Bull. Br. Mus. nat. Hist. (Geol.); 29: 1-135, 4 pls, 53 figs; London. CAsEY,R. (1965): In: Edmonds, E. A. & Dinham, C. H., Geology of the Country around Huntingdon and Biggleswade. - Mem. Geol. Surv. G. B., 90 pp.; London. GALLOSS, R. W. & MORTER, A. A. (1982): The Stratigraphy of the Gault of East Anglia. - Proc. Geol. Ass.; 93: 351-368, 5 figs.; London. FıTToON, W. H. (1836-7): Observations on some of the Strata bet- ween the Chalk and the Oxford Oolite, in the South-east of England. — Trans. Geol. Soc. Lond. 2nd Series, IV (2): 103-389; 23 plates; London. JEANS, C. V. (1967): The Cenomanian Rocks of England. - Unpub- lished Ph. D. Thesis; University of Cambridge. — — (1973): The Market Weighton structure: tectonics, sedimenta- tion and diagenesis during the Cretaceous. — Proc. Yorks. Geol. Soc., 39: 409444; 1 pl. — — (1980): Early submarine lithification in the Red Chalk and Lower Chalk of Eastern England: a bacterial control model and its implications. - Proc. Yorks. Geol. Soc., 43: 81-157; 7 pls. KEMPER, E.: Die Aucellinen des Apt und Unter-Alb. - (in press) KENNEDY, W. J. (1969): The correlation of the Lower Chalk of South-East England. - Proc. Geol. Ass., 80: 459-560, 8 pls, 16 figs; London. MARWICK, J. (1939): Maccoyella and Aucellina in the Taitai Series. — Trans. Roy. Soc. N. Z., 68: 462-465; Wellington. MOORE, R. C. (Ed.) 1969: Treatise on Invertebrate Palaeontology. (N) Mollusca 6 (1). - Geol. Soc. America Inc., University of Kansas. ORBIGNY, A. D’ (1844-7): Palaeontologie Francaise, Terrain Creta- ces, 3 (Lamellibranches): pp. 1-807, 489 pls; Paris. — — (1850): Prodrome de Paleontologie Stratigraphique Univer- selle. Vol. 2, pp. 1427; Paris. Owen, H. G. (1976): The Stratigraphy of the Gault and Upper Greensand ofthe Weald. - Proc. Geol. Ass., 86: 475498, 10 figs; London. — — (1979): Ammonite Zonal stratigraphy in the Albian of North Germany and its Setting in the Hoplitinid Faunal Province. — Aspekte der Kreide Europas. TUGS Series A (6): 563-88, 5 figs, 1 table; Stuttgart. PAvLov, A. P. (1907): Enchainement des Aucelles et Aucellines du Cretace Russe. - Nouv. Mem. Soc. imp. Nat. Mosc., 17: 1-93, 6 pls; Moscow. PEAKE, N. B. & Hancock, J. M. (1961): The Upper Cretaceous of Norfolk. In: LARWOOD, G. P. & FUNNELL, B.M. (Eds), The Geology of Norfolk. - Trans. Norfolk Norwich Nat. Soc. 19: 293-339, 1 pl., 9 figs, 1 table; Norwich. PICTET, F. J. & CAMPICHE, G. (1868-71): Description des Fossiles du Terrain Cretace des environs de Sainte Croix, Part 4. — Mate- rieux pour la Paleontologie Suisse, Ser 5: 1-352, 55 pls; Gene- va. POLUTOFF, N. (1933): Über Mittelkreide und Tertiär in der Tiefboh- rung Sieletz nebst Beschreibung der mittelkretazischen Fauna. — Abh. preuss. geol. Landesanst. (NF), 155: 1-80, 5 figs; Ber- lin. POMPECK], J. F. (1901): Über Aucellen und Aucellen-ähnliche For- men, II: Aucellen-ähnliche Formen des Gault und Cenoman. 524 - N. Jb. Mineral., Geol. u. Pal., Beil.-Bd. 14: 351-368, 1 plate; Stuttgart. PRICE, F. G.H. (1879): The Gault. - i-viii, pp. 1-81, 3 figs; London. RAINE, I. J., SPEDEN, I. G. & STRONG, C.P. (1981): New Zealand. — In: REYMENT, R. A. & BENGTSON, P. (Eds), Aspects of Mid-Cretaceous Regional Geology, pp. 221-267; London. SEDGWICK, A. (1829): On the Geological Relations and internal structure ofthe Magnesian Limestone, and the lower positions ofthe New Red Sandstone Series in their Range through Not- tinghamshire, Derbyshire, Yorkshire and Durham. — Trans. Geol. Soc. Lond. (2) 3: 37-124; London. SEITZ, ©. (1965): Die Inoceramen des Santon und Unter-Campan von Nordwestdeutschland. II. Teil (Biometrie, Dimorphis- mus und Stratigraphie der Untergattung Sphenoceramus J. BÖHM). - Beih. geol. Jb., 69: 1-194, 26 pls, 11 figs, 46 ta- bles; Hannover. SokoLOV, D. N. (1908): Aucellids and Aucellinids from Mangy- schlak, part 2: Aucellinids (in Russian). - Trudy geol. miner. Muz., 2: 68-79, 2 pls, 3 fıgs; St. Petersburg. — — (1909): Über Aucellinen aus Transkaspien. - Verh. K. Ges. Miner. St. Petersbourg. And Series, 47 (2):49-59, 1 pl.;St. Pe- tersburg. — — (1923): Aucellidae de la Province Transcaspienne et du Cauca- se. —- Mem. Soc. Russe Mineral., 51: 289-312, 1 pl.; St. Pe- tersburg. SPATH, L. F. (1923-1943): A monograph of the ammonoidea of the Gault. — Palaeontogr. Soc. Monogr. 2 vols, 787 pp., 72 pls, 248 figs, 4 tables; London. SPEDEN, I. G. (1975): Cretaceous stratigraphy of Raukumara Penin- sula. - Bull. N. Z. Geol. Surv. 91: 1-170; THIERSTEIN, H. R. (1973): Lower Cretaceous Calcareous Nanno- plankton Biostratigraphy. — Abh. Geol. B.-A., 19: 3-52, 6 pls, 25 figs; Vienna. WILKINSON, I. P. & MORTER, A. A. (1981): The biostratigraphical zonation of the East Anglian Gault by Ostracoda. - In: NEALE, J. W. & BRASIER, M. D. (Eds), Microfossils from Re- cent and fossil shelf seas, 163-176, 2 pls, 3 figs; Chichester. WOLLEMANN, A. (1902): Fauna der Lüneburger Kreide. - Abh. K. Preuss. Geol. Landesanst. (NF) 37: 1-129; 7 pls; Berlin. Woobps, H. (1904-1913): A monograph of the cretaceous Lamelli- branchia of England, Vol. 2. — Palaeontogr. Soc. Monogr. 473 pp., 62 pls, 252 figs; London. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. nm Plate 1 . Aucellina coqguandiana (D’ORBIGNY), holotype: a, view of left valve; b, view of right valve; c, view of anterior margin - all X2. Albian of Clar, Escragnolles (Var), substage uncertain. Museum d’Hi- stoire Naturelle, Paris, D’ORBIGNY Coll 272. . Aucellina coquandiana (D'ORBIGNY), specimen figured by PICTET & CAMPICHE Pl. CLX, Fig. 9: a, view of right valve X1; b, detail of umbonal region X4. Natural History Museum, Geneva no. 21400. Vracconien of Ste. Croix, Switzerland. . As above: another specimen on the same tablet from the same horizon and locality X1. . Aucellina krasnopolskii (PAvLOV), view of left valve X4; same specimen as figured on Pl. 2, Figs. 3 and 4. Sedgwick Museum B22009. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina gryphaeoides (J. de C. SOWERBY non SEDGWICK), neotype: a, view of left valve X1; b, view of right valve X1. Sedgwick Museum B 21972; same specimen as figured on Pl. 2, Figs. 1 and 2. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina cf. gryphaeoides, variant showing some resemblance to A. coquandiana: a, view ofright valve of phosphatic steinkern X2; b, view of left valve X2. IGS GSM 21112. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina gryphaeoides (J. de C. SOWERBY non SEDGWICK), phosphatic steinkern belonging to the group in the Geological Society’s Museum cited by SOWERBY (in MS): a, view of left valve X2; b, view of right valve X2. IGS GSa 2329. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina sp. with very fine concentric ornament on right valve, and small anterior ear: view of shelled phosphatic steinkern X2. St. Albans City Museum (FORDHAM Coll.). Cambridge Green- sand of Ashwell and Morden, Hertfordshire. . Aucellina cf. uerpmanni POLUTOFF, unusually large left valve for this morphotype X2. IGS BDM 6021. Cambridge Greensand of Ely-Ouse BH 6, Mildenhall, Suffolk. . Aucellina cf. gryphaeoides cycloides POLUTOFF: right valve X2. IGS BDB 8360. Upper Gault Bed 18 Mortoniceras rostratum Subzone, IGS Gayton BH, Norfolk. . Aucellina cf. gryphaeoides cycloides POLUTOFF: right valve X2. IGS BDN 3471. Upper Gault, Bd 18 M. rostratum Subzone, IGS Mundford C BH, Norfolk. . Aucellina sp.: right valve X2. IGS WM 4450. Upper Gault? Bed 18. M. rostratum Subzone, Se- verals House BH, Methwold, Norfolk. . Aucellina uerpmanni POLUTOFF: a, view of posterior margin of left valve to show sulcus X2; b, left valve X2. IGS Za 3805. Upper Red Chalk, Speeton. Yorkshire. . Aucellina uerpmanni POLUTOFF: left valve of juvenile specimen X4 IGS Hr 7331. Glauconitic Marl, Neostlingoceras carcitanense Zone, Channel Tunnel no. 1 (Aycliff) BH, near Dover, Kent. . Aucellina uerpmanni POLUTOFF: a, view of left valve X2; b, view of right valve X2. British Mu- seum (Natural History) LL 40050. Glauconitic Marl, N. carcitanense Zone, Folkestone, Kent. . Aucellina uerpmanni POLUTOFF: left valve of juvenile showing concentric growth lines with raised flanges, sulcus well developed at posterior margin X4. IGS Za 3808, Upper Red Chalk, Speeton, Yorkshire. Zitteliana 10, 1983 MOoRTER, A.A. & Woon, C. J. Plate 1 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Plate 2 . Aucellina gryphaeoides (J. deC. SOWERBY non SEDGWICK), neotype: a, left valve ornament (striate) X16; b, the same X79. Sedgwick Museum B21972. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina krasnopolskü (PAVLOV): a, left valve ornament (quadrate striate) X9; b, the same X40. Sedgwick Museum B22009. Cambridge Greensand of Cambridge. . Aucellina sp. (gryphaeoides morphotype): left valve ornament (coarse reticulate) X14. IGS BDN 3483. Upper Gault, Bed 18, Mortoniceras (M.) rostratum Subzone, IGS Mundford C BH, Nor- folk. . Aucellina sp. (nerpmannı morphotype): a, left valve ornament (coarse reticulate) X23; b, the same X87. IGS BDC 576. Upper Gault, Bed 18, rostratum Subzone, IGS Marham BH, Norfolk. . Aucellina nerpmanni POLUTOFF (late form): left valve ornament (elongate reticulate) X43. IGS BDB 8310. Lower Chalk, Porcellaneous Beds, Neostlingoceras carcıtanense Zone, IGS Gayton BH, Norfolk. . Aucellina sp. (late gryphaeoıdes morphotype): a, left valve ornament (elongate reticulate) X9; b, the same X67. IGS BDB 8301. Lower Chalk, Porcellaneous Beds, carcitanense Zone, IGS Gayton BH, Norfolk. . Aucellina uerpmannı POLUTOFF (late form): left valve ornament (striate reticulate). Unter-Ceno- man Mergel (Tourtia), Lüneburg-Zeltberg, Germany (WROOST Coll., University of Hamburg). . Aucellina sp. (early verpmanni morphotype): left valve ornament near umbo (raised ribbed reticu- late) X30. IGS BDN 4614. Upper Gault, Bed 15, Callihoplites aurıtus Subzone, „Inoceramus“ lissa beds, IGS Mundford C BH, Norfolk. All figures are SEM photographs taken by the SEM Unit, British Museum (Natural History). Zitteliana 10, 1983 Plate 2 @äß > MORTER, A.A. & Woon Be 531-554 Miuachen 1 ja111983 ISSN 0373 — 9627 Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland') GUNDOLEF ERNST, FRIEDRICH SCHMID & EKBERT SEIBERTZ*) unter Mitarbeit von SIEGFRIED KELLER und CHRISTOPHER J. WOOD*) Mit 7 Abbildungen KURZFASSUNG Im deutschen Beitrag zum IUGS-Major-Project ‚‚Mid- Cretaceous Events“ übernahm die Arbeitsgruppe Berlin- Hannover die multistratigraphische Bearbeitung des Ceno- man und Turon im zentralen nordwestdeutschen Raum zwi- schen Ost-Niedersachsen und Ost-Westfalen. Vorrangig wurden ausgewählte Profile in den Regionen Salzgitter-Han- nover, Sack- und Hilsmulde sowie im östlichen Münsterland bearbeitet und zu regionalen Gebiets-Standards abstrahiert. Ergänzend wurden u. a. die Schlüsselprofile Schacht Staff- horst, Lüneburg und Helgoland sowie Wüllen herangezogen. Biostratigraphisch wird die Angleichung der traditio- nellen nordwestdeutschen Zonen-Gliederung an das interna- tionale Standardschema vorgenommen. Auf der Grundlage von Cephalopoden oder Inoceramen läßt sich das Cenoman und Turon mit jeweils neun Arten- oder Faunenzonen unter- gliedern. Zonen-, Unterstufen- und Stufen-Grenzziehung werden diskutiert. Das verfeinerte Zonen-Schema ermöglichte die Entwick- lung und den Ausbau einer funktionsfähigen Event-Stra- tigraphie auf der Grundlage von relativ kurzfristigen und isochronen erdgeschichtlichen Ereignissen. Sie erwies sich als probates Mittel, die regionalen Differenzen in den Zonen- Schemata auszugleichen und den Umfang stratigraphischer Lücken oder Kondensationen abzuschätzen. Klassifikato- *) G. ERNST, Institut für Paläontologie der Freien Universität Ber- lin, Schwendenerstraße 8, D-1000 Berlin 33; F. SCHMID, Nieder- sächsisches Landesamt für Bodenforschung, Alfred-Bentz-Haus, Postfach 510153, D-3000 Hannover 51; E. SEIBERTZ, z. Z. Insti- tuto de Geologia, Aprtado Postal 104, Mex-67 700 Linares/Nuevo Leon, Mexico oder Qualenbrink 12, D-4780 Lippstadt. S. KEL- LER, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Al- fred-Bentz-Haus, Postfach 510153, D-3000 Hannover 51; C. J. WOOoD, Paleontology Unit, Institute of Geological Sciences, Ex- hibition Road, London SW7 2DE, England.C. J. WOOD publis- hes by permission of the Director IGS (NERC). !) Beitrag zum IGCP-Major-Project Nr. 58 „Mid-Cretaceous Events“ der IUGS. National gefördert durch die Deutsche For- schungsgemeinschaft in einem gebündelten Programm gleichen Namens. risch wurde zwischen Eustato-, Öko-, Tephro-, Litho-, Phy- lo- und oxisch/anoxischen Events unterschieden. Unter die- sen kommt den wenigstens 11 Eustato-Events herausra- gende korrelative Bedeutung zu. Habituell finden sie ihren Ausdruck in Transgressionsanzeichen, Glaukonit-Horizon- ten, Hartgründen, Konkretionslagen, Sedimentationsanoma- lien, Schichtlücken, Fossillagen oder Faziesänderungen. Alle ‚„Grünsand“-Events des westfälischen Raumes — wie ulti- mus-, Hemmerner-, Bochumer-, Soester- oder Rothenfelder- „Grünsand‘ — besitzen zeitgleiche lithologische oder fauni- stische Äquivalente in der halokinetisch überprägten nieder- sächsischen Kreide. Das vielleicht global verbreitete oxisch-anoxische Event im Cenoman/Turon-Grenzbereich äußert sich in der nordwestdeutschen Kreide in einem markanten Fazieswech- sel von weißen Coccolithen-Kalken zu Rotpläner- oder Schwarzschiefer-Ablagerungen. Zumeist ist es mit Schichtre- duktionen im Gefolge eustatischer Verflachungen kombi- niert. Wir halten es für möglich, daß es durch eine plattentek- tonisch bedingte, episodische Neuformierung des Strö- mungssystems ausgelöst wurde. Die arktische Strömung aus dem Nordseeraum gewann zeitweilig beherrschende Bedeu- tung und führte zum Aufblühen einer artenarmen, aber indi- viduenreichen Makrofauna. Verknüpft mit den geotektonischen Ereignissen ist das Aufleben eines basischen bis intermediären Vulkanısmus, das sich im Verlauf des Mittel- und Ober-Turon in mindestens fünf Tephro-Events äußert. Nach unserer bisherigen Kenntnis besitzt jedoch nur ein Teil der Tufflagen überregio- nale korrelative Eignung. Dasselbe gilt für die rd. 20 Öko-Events (Makrofossil- Lagen), die vorzugsweise die randnähere Fazies oder Untie- fen (z. B. Salzkissen) kennzeichnen. Etliche Öko-Events sind offensichtlich mit eustatischen Bewegungen (zumeist Regres- sionen) verknüpft. Charakteristisch dafür ist die sog. Micra- ster-Lage im Ober-Turon von Niedersachsen, deren westfäli- sches Äquivalent der Echiniden-reiche Soester Grünsand ist. un ws [597 Mit den überregionalen Event-Korrelationen wurde begonnen. In enger Kooperation mit C. J. WooD (London) konnte belegt werden, daß sich zumindest ein Teil der nordwestdeutschen Events mit ähnlichen Anomalien der englischen Kreide parallelisieren läßt (z. B. primus-Event der costatus-Zone oder das Austern-Event im Grenzbereich Mit- tel-/Ober-Cenoman). Auf dem Umwege einer Ost-West- Korrelation kann damit auch zur Lösung eines Hauptziels des MCE-Programms - der Nord-Süd-Korrelation zwischen bo- realer und mediterraner Kreide — beigetragen werden. ABSTRACT As part of the German contribution to the IUGS Major Project “Mid-Cretaceous Events”, the Berlin-Hannover working group undertook multistratigraphic investigations of the Cenomanian and Turonıan of central NW-Germany between east Lower Saxony and east Westphalia. Selected sec- tions in the area of Salzgitter and Hannover, in the Sack and Hils synclines, and in the eastern part of Münsterland were studied and synthesised to provide regional standard sections. The key sections of the Staffhorst shaft, Lüneburg, Heligo- land and Wüllen were also considered. The traditional zonal subdivision used in NW-Germany has been integrated biostratigraphically into the international standard scheme. The Cenomanian and Turonian can each be subdivided by cephalopods and inoceramids into nine species or faunal zones. Boundaries of zones, substages and stages are discussed. This refined zonal scheme provides a framework for the de- velopment of a practical event-stratigraphy based on re- latively short-lasting isochronous events. This event-strati- graphy provides an effective means of equating the different local zonal schemes, and of estimating the time span represented by stratigraphical hiatuses or condensed sequen- ces. Events were classified into eustato-, eco-, tephro-, litho-, phylo- and oxic/anoxic ones. Amongst these are at least 11 eustatoevents which are of prime importance for correla- tion. These are normally expressed by indications of trans- gressions, glauconite horizons, hardgrounds, concretion lay- ers, anomalous sedimentation, stratigraphical hiatuses, fossi- liferous horizons or abrupt facies changes. All Greensand- events in the Westphalian region - i. e. the ultimus-, Hem- mern-, Bochum-, Soest- and Rothenfeld-Greensands — have isochronous equivalents in the halokinetically controlled Cretaceous of Lower Saxony, defined either lithologically or faunistically. In the Cretaceous of NW-Germany, the probably global oxic/anoxic event at the Cenomanian-Turonian boun- dary is represented by a distinct change of facies from white coccolith chalk to red marls and chalks (Rotpläner) or black shales. This is commonly associated with reduced sedimenta- tion due to eustatic shallowing. The abnormal facies can be attributed to a plate-tectonic induced episodic reorganisation ofthe oceanic current system. Arctic currents from the region of the North Sea became temporarily predominant bringing deep cold waters to the area of NW-Germany and permitting the development of a macrofauna rich in individuals but of low diversity. The geotectonic events are connected with a basic to inter- mediate volcanıcity which caused at least 5 tephroevents (tuff layers) during the Mid- and Late Turonian. However, so far as is known at present, only a few of these tuff layers are suitable for interregional correlation. The same applies to about 20 ecoevents (macrofossil lay- ers), which particularly characterise marginal facies or shal- lows in the proximity of salt pillows. Several of the ecoevents are apparently connected with eustatic changes (mainly re- gressions), e. g. the so-called Micraster Bed in the Upper Tu- ronıan of Lower Saxony, and its Westphalian equivalent, the likewise echinoid-rich Soest Greensand. Investigation of supraregional correlation of events is in progress. In close cooperation with C. J. Woon (IGS, Lon- don), it was pointed out that at least some of the NW Ger- many events find their parallels in the Cretaceous of England (e. g. the primus event of the costatus zone and the oyster event near the Middle-Upper Cenomanian boundary). This establishment of an east-west correlation can contribute indi- rectly to solving one of the main aims of the “Mid-Cretaceous Event” Project - the north-south correlation between the bo- real and Mediterranean Cretaceous. INHALT AUMEinleitung rss er ee ge eeee B) Biostratigraphisches Gliederungsschema....... 1. Bemerkungen zum Biozonen-Schema ...... . Ünter-Genomanlaas.ıe lersfeferetetetekoitetefekeieie Mittel-Genoman re See MOber GCenoman nz re "Hunter=Turon@e ea sereeeelehstetereeefetelereherere 3: Mittel_Muronkrer denetkereuusleraine ke freien Ober-Buroni.rgrenesteseeeisetelessefereheiere BUnter-Gontacherense seele ser nawvuı pwMN G)lEyent-Stratigraphie =... une er sneme teens 1. Allgemeines zur Event-Stratigraphie ....... 2. Ost/West- und Nord/Süd-Korrelation ..... 533 BR EUStatoeVentsa ker een een een ee ee ee tereretefe 541 AN KO EESe . erlSaropsBvarermeheralske ie este Dr stern: 545 Slephro_undileithoeyentsy- gerecht eisteretaie a eteletr leerer eelsterstrelere ne ltnefe nee nn 547 GEOxIsch//AnozischeiB ventsg he mtenteneteteuneteeerate sisıclaie ensanenetetanfete Fetcherenenetorslelensıe aasie elelererninie 547 Zen ÜberzesionaleiEyent Korrelation. see. nen ee edge een 552 D)Wleiteratunyerzeichtisen en ee se ende leuee 55 L uneburg [0 zung mine shaft HANNOVER = Lesse Syncline BERLIN (Sohlde,Salder etc) | en WO Lower Saxony \ \ Harlıberg /S5oest to Paderborn \Eloteberg (Kleve, Anrochte, Berge, Kahnstein Erwitte,Ruthen, Büren, ä Cretaceous of Böddeken etc‘) Baddeckenstedt-GrElbe Aachen-Limbourg Cretaceous of = Saxony and Bohemia Upper Cretaceous © Working Areas and Standard Sections BE Lower Cretaceous Working Group: NLfB and TU Hannover Working Group: FÜ Berlin Project-Leader : SCHMID & SEIBERTZ Project-Leader : ERNST Co-Workers: KELLER, LIEVER, MEYER & Co-Workers: BADAYE , KLISCHIES & SCHEFFER RASEMANN Co-Operators: KAPLAN (Gütersloh), WOOD (London) et al Fig.1. Generalized Map of the Middle-European Cretaceous with the Working Areas and Standard-Sections of the Working Groups Berlin and Hannover IGCP -Major Project „Mid-Cretaceous Events.‘ Subproject : Germany-N 534 Nach vierjähriger Laufzeit wurde 1980/81 der deutsche Beitrag zum IGCP-Major-Project ‚„Mid-Cretaceous Events“ organisatorisch abgeschlossen. In ihm hatten sich fünf Ar- beitsgruppen der geologischen Institutionen von Münster, Hamburg, Hannover, Berlin, Tübingen und München in ei- ner Reihe von Einzelprojekten zu einer Neubearbeitung der sog. „Mittel-Kreide‘“ (Alb bis Coniac) in einem gebündelten DFG-Projekt zusammengeschlossen. Die Arbeitsgruppe „Germany-N“ gliederte sich in die drei folgenden Unter- gruppen: a) Kaever & RosenreLp (Münster): Cenoman-Turon des südlichen Münsterlandes (Raum Dortmund-Bochum-Es- sen) b) SchmiD & SpaEtTH (Hannover-Hamburg): Alb bis Coniac von Helgoland c) ERNST, SCHMID & SEIBERTZ (Berlin-Hannover): Ceno- man-Turon von Niedersachsen und Westfalen. Über wichtige Gemeinschaftsergebnisse letztgenannter Arbeitsgruppe soll in diesem Beitrag berichtet werden. Wir hatten uns im Rahmen des Sammelprojektes die Behandlung der isolierten Kreide-Vorkommen zwischen Ost- und Zen- tral-Niedersachsen sowie von SE-, NE- und NW-Westfalen und deren Koordination unter multistratigraphischen Ge- sichtspunkten zum Ziel gesetzt (Fig. 1). Das nominelle Thema des Projektes lautete ‚‚Faziesentwicklung, Gliederung und Faunengruppen des Cenoman und Turon von Nord- westdeutschland und korrelative Beziehungen zu Süd- deutschland“. Der weitgesteckte Arbeitsraum konnte nur durch die Mit- arbeit von Diplomanden und Doktoranden einigermaßen ab- gedeckt werden, deren Betreuung durch die Projektleiter er- folgte. Zwei Arbeitsgruppen teilten sich das Gebiet im gegen- seitigen Einvernehmen auf. a) Working Group ERNST mit den Mitarbeitern BADAYE, DAHMER, FARMAN, KLISCHIES, RASEMANN u. a. Regionale Schwerpunkte und Publikationen: Schöp- penstedter Mulde (Weferlingen), Oderwald, Harliberg, Lichtenber- ger Höhenzug (Baddeckenstedt- Gr. Elbe), Lesser Mulde (Woltwie- sche, Söhlde, Salder, Berel etc.), Misburg in der Lehrter Westmulde (ERNST 1975), Steinberg bei Sarstedt (ERNST & SCHMID, im Druck), Wunstorf in der Wunstorfer Synkline (ERNST & SCHMID 1979, ZAWI- SCHA 1980), Wüllen bei Ahaus (ERNST 1978). Informationen über die Lokalitäten Baddeckenstedt, Söhlde, Salder, Sarstedt und Misburg finden sich in den Übersichts-Publikationen ERNST, SCHMID, KEL- LER et al. 1979; ERNST, SCHMID & KLIscHIEs 1979 und ERNST & SCHMID 1980. Themen der Mitarbeiter: Baddeckenstedt - Groß Elbe (Di- plom-Arbeit BADAYE, Abschluß 1983), Salder (Diplom-Arbeit RaA- SEMANN, Abschluß 1983), NW-Rand der Lesser Mulde (Diplom-Ar- beiten DAHMER und FARMAN). b) Working Group SCHMID & SEIBERTZ mit den Mitarbeitern KELLER, LIEVER, MEYER, SCHEFFER u. a. Regionale Schwerpunkte und Publikationen: Kahn- stein in der subhercynen Mulde (LIEvER 1980, 1981), Hahndorf und Flöteberg im Salzgitterer Höhenzug (ERNST, SCHMID, KELLER et al. 1979, ERNST & SCHMID 1980, SEIBERTZ 1981), Sackmulde (KELLER 1981, 1982, SCHEFFER 1981), Hilsmulde (MEYER 1982), SE-Westfa- len (SEIBERTZ 1977, 1979a bis 1979c, SEIBERTZ & SCUPIN 1982), Hes- seltal und Künsebeck im Osning (KELLER 1981, 1982; KAPLAN & SCHMID 1983). Nord-Niedersachsen: Für ergänzende Informationen und die angestrebte Nord/Süd-Korrelation wurden die heute nicht mehr zugänglichen Profile von Lüneburg und Schacht Staffhorst herangezogen (Fig. 2). Besonders von Staffhorst liegt ein umfangreiches Fossilmaterial - in der Mehrzahl Ino- ceramen und Echiniden — vor, dessen Bearbeitung durch C. J. Woon vorangetrieben wurde. Zusammenarbeit mit anderen Wissenschaftlern: Gro- ßen Verdienst um das Projekt erwarb sich C. J. WoOD (London). Durch seine wirklich phänomenalen systematischen, stratigraphi- schen und bibliographischen Kenntnisse konnte er unser Wissensgut über die nordwestdeutsche Oberkreide wesentlich bereichern. Bei mehrfachen Besuchen leistete er selbstlose ‚‚Entwicklungshilfe‘“ und sorgte für die Anpassung unseres Gliederungssystems an das interna- tionale Standardschema. Durch unermüdliche Durchsicht des oft er- drückenden Sammlungsmaterials trug er erheblich zur Erarbeitung des hier vorgelegten Biozonen-Schemas bei. Ihm verdanken wir ins- besondere die Einbeziehung der Staffhorst-Inoceramen in das MCE-Projekt und eine kritische schriftliche Stellungnahme zu den DFG-Berichten. Bei der Determination von fraglichem Cephalopoden-Material lei- stete uns der Amateurpaläontologe U. KAPLAN (Gütersloh) dan- kenswerte Hilfe. Darüber hinaus überließ er uns detaillierte Reich- weite-Tabellen der nordwestfälischen Ammonitenfaunen. Die hier vorgelegte Publikation kann nur ein Extrakt aus wichtigen Teilaspekten des Programms sein. Zahlreiche Pro- file und umfangreiches Fossilmaterial sind bislang erst unzu- reichend ausgewertet. Eine wesentlich detailliertere Veröf- fentlichung mit den multistratigraphischen Ergebnissen, den regionalen Standardprofilen sowie Reichweite- und Korrela- tionstabellen ist für 1985 im Geologischen Jahrbuch vorgese- hen. B.BIOSTRATIGRAPHISCHES GLIEDERUNGSSCHEMA 1. BEMERKUNGEN ZUM BIOZONEN-SCHEMA Gegenüber unseren früheren Arbeiten (z. B. Ernst, SCHMID & KuiscHies 1979, ERNST & SCHMID 1980, SEIBERTZ & Scurın 1982) mußte die Zonen-Einteilung in zunehmender Anpassung an das internationale Schema in vielen Punkten verfeinert oder geändert werden. Wir müssen aber betonen, daß auch das in dieser Arbeit benutzte Schema noch keines- wegs ausgereift ist und erst in der geplanten Hauptveröffentli- chung in allen seinen Konsequenzen ausführlicher diskutiert und zu einem gewissen Abschluß gebracht werden kann. Das umfangreiche Fossilmaterial konnte bislang erst zum Teil zu- friedenstellend gesichtet und ausgewertet werden; ebenso ist die konsequente Korrelation der Profile auf multistratigra- phischer Basis noch nicht gänzlich ausgereift. Aus bekannten Gründen ist im nordwestdeutschen Ceno- man und Turon keine einheitliche Cephalopoden-Glie- derung möglich (vgl. Ernst, ScCHmD & KuiscHies 1979: 28 ff.). Einerseits sind Ammoniten in vielen stratigraphischen Bereichen ausgesprochen selten (z. B. im Ober-Cenoman, Unter- und Mittel-Turon, höheres Ober-Turon, Unter-Co- niac), andererseits ist ihre Erhaltung meist ungenügend. Der Mangel an Cephalopoden gilt insbesondere für Ostnieder- sachsen; in Westfalen sind Ammoniten grundsätzlich häufi- ger; eine gewisse Zwischenstellung nehmen die zentralnieder- sächsischen Kreide-Vorkommen von Sack und Hils ein (Ker- LER 1982, MEYER 1982). Als Quintessenz bleibt, daß die Ce- phalopoden zwar großen Wert für die internationale Standar- disierung der Gliederungsschemata besitzen, in der Kartier- praxis aber nur als zweitrangig angesehen werden können oder überhaupt versagen. Als weitaus nützlicher erwiesen sich bekanntermaßen die Inoceramen. Sie treten in fast allen stratigraphischen Berei- chen und in den meisten nordwestdeutschen Vorkommen ausreichend häufig, mitunter sogar massenhaft auf. Hinzu kommt, daß diese Gruppe erst kürzlich durch TRöGEr (1981) und Keııer (1982) eingehend revidiert wurde, so daß mit ih- rer Hilfe eine ziemlich detaillierte Untergliederung möglich ist. In TRöGERs für Mittel- und Osteuropa vorgeschlagenem Schema werden vom Cenoman bis Unter-Coniac allein 18 Einheiten unterschieden, von denen sich die Mehrzahl in un- serem Gebiet bestätigen ließ. Auf nötige Abänderungen oder Verfeinerungen wird in Kap. B. 2 bis B. 8 hingewiesen. Im Gegensatz zu den Inoceramen ist die Revision der nordwestdeutschen Cephalopoden zur Zeit noch wenig fortgeschritten. WIEDMANN hat zwar im Rahmen des MCE- Programms mit einer Neubearbeitung des westfälischen Ma- terials begonnen, doch wurden erst Teile der Ergebnisse pu- bliziert (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979, WIEDMANN 1979). Auf Kaprans (1982, unveröff.) Verdienste bei der Erarbeitung von Reichweite-Tabellen der nordwestfälischen Ammoniten- Faunen wurde bereits hingewiesen. Als weitere Grundlage waren die neueren Monographien von Kennedy 1971, KEn- NEDY & Hancock 1978, WRIGHT 1979 etc. nützlich. Das in dieser Arbeit verwendete Zonen-Schema basiert auf einer Kombination von Inoceramen- und Cephalopo- den-Einheiten. Auch der Zonen-Typ ist ungleichgewichtig. Nur untergeordnet wurden echte Arten- oder Range-Zonen verwendet. Häufiger benutzten wir Faunen- oder Assembla- ge-Zonen, die nach zwei oder drei Index-Arten benannt wur- den. Ein konsequentes Arten-Zonen-Schema hat stets den Nachteil, daß seltene Frühformen von Leitarten überbewer- tet werden, und daß die Hauptlager der vorhergehenden Leit- form mitunter erst in die nachfolgende Zone fallen; z. B. würden sonst die in Fig. 4 ausgeschiedenen Peaks der Myti- loides-Spezies des unteren Unter-Turon nach den Befunden im Sack (Keııer 1982, Abb. 11) sämtlich ins obere Unter-Tu- ron fallen. Für die Praxis der Zonen-Abgrenzung sind aber Öko-Maxima der älteren Leitart zweifellos wertvoller als sel- tene Zufallsfunde der jüngeren. 2. UNTER-CENOMAN a) Abgrenzung: Die Stufen-Abgrenzung zum Alb wird traditionsgemäß mit der Cenoman-Transgression gezogen. Das entscheidende eustatische Event - in Fig. 244 als ultı- mus/ Aucellina-Event bezeichnet — ist in den randnäheren Profilen allgemein durch eine mehr oder weniger große Schichtlücke gekennzeichnet, in den küstenferneren Berei- chen durch einen Fazieswechsel (vgl. Kap. C. 3). Mikro- und Makrofauna scheinen nach neueren Untersuchungen von JORDAN (1968), WIEDMANN & SCHNEIDER (1979) und WOooD 535 (unveröff.) dafür zu sprechen, daß das Cenoman bereits unterhalb der Transgression im obersten Flammenmergel einsetzt; z. B. schei- den WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 673) nach Ergebnissen vom Kassenberg eine Zone mit Utaturiceras vicinale aus, die noch unter- halb der Mantelliceras mantelli-Zone liegen soll. b) Unterteilung: Die 1980 von Ernst & SCHMID benutzte Zweiteilung der Unter-Stufe wird im neuen Schema durch eine Dreiteilung ersetzt. Grundlage der Dreiteilung bildet nach 'englischem Vorbild die Gruppe der Mantelliceraten (Kennepy & Hancock 1978). Sie ist für überregionale Korre- lationen zweifellos besser geeignet als der Schloenbachia- Formenkreis, der im wesentlichen auf die boreale Kreide Eu- ropas beschränkt bleibt (vgl. WıEDMANN & SCHNEIDER 1979: 664). Für die regionale Untergliederung des Unter-Cenoman bietet sich aber Schloenbachia gemäß ihrer größeren Häufig- keit weiterhin an. Doch muß die Spezialbearbeitung der in zahlreiche Spezies und Subspezies aufgespaltenen Gruppe (varıans — subvarians — coupei — subtuberculatus etc.) abge- wartet werden. Mit Hilfe der Inoceramen — I. anglicus, 1. crippsi und I. virgatus — dürfte ebenfalls eine Dreiteilung der Unterstufe möglich sein, die aber den Mantelliceras-Zonen nur teilweise gleichgesetzt werden kann. c) Faunenzone desNeohibolites ultimus und Mantellice- ras mantellı: Der von Kennepy & Hancock (1978: V. 15) vorgeschlage- nen Benennung des unteren Unter-Cenoman als Assembla- ge-Zone des Hypoturrilites carcitanensis (MATHERON) vermö- gen wir uns für NW-Deutschland nicht anzuschließen, da dieser Ammonit in unserer Region außerordentlich selten ist oder fehlt. Bei dem vom Kassenberg erwähnten Einzelfund soll es sich nach WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 658) überdies um einen H. oberlini DusourdDizu handeln. Wir haben diese Zone deshalb nach den beiden oben aufgeführten Leit-Ce- phalopoden benannt. Neohibolites ultimus (D’ORBIGNY) ist zumindest in den küstennäheren ‚‚Grünsand“-Profilen rela- tiv häufig. Ebenso hat Mantelliceras mantelli (SOwErBY) nach den Tabellen von Karran (1982, unveröff.) im nördlichen Westfalen im tiefen Cenoman sein Hauptlager. Typische Elemente der Begleitfauna sind Spätformen von /noceramus anglıcus Woops und — vorzugsweise im Münsterland - di- verse Mariella-Arten; für die Flachwasser-Fazies sind Aucel- linen charakteristisch und zwar Aucellina uerpmanni Poıu- TOFF neben Spätformen des gryphaeoides-Morphotyps (vgl. Keııer 1982: 10 ff., Woop 1982). d) Zone des Mantelliceras saxbü: Diese Zone läßt sich zumindest in den westfälischen Profi- len mit einiger Genauigkeit fassen (vgl. Kerıer 1982, KapLan 1982, unveröff., SEIBERTZ, unveröff.); in Niedersachsen ist die Leitform eher spärlich. Für Mittel- und Osteuropa läßt sie sich nach TRöGER (1981: Abb. 1) im mittleren Unter-Ceno- man ebenfalls als Leitform verwenden. Schloenbachia va- rians (SOWERBY) und verwandte Spezies oder Subspezies ha- ben hier ihr Hauptlager. e) Zone des Mantelliceras dixoni: Die Leitform ist in den niedersächsischen und westfäli- schen Fundpunkten ziemlich selten (vgl. Kerz£er 1982; MEYER 1982). Häufiger scheint die verwandte Spezies- M. orbignyi (CoLLIGNON) — aufzutreten, so daß sich, vorbehaltlich einer 536 zukünftigen Spezialbearbeitung, eine Umbenennung der Zone empfehlen könnte. Zu ähnlichen Ergebnissen kommen Kennepy & Hancock (1978: V. 15) für das englische Zo- nen-Schema. Nach brieflicher Mitteilung von WooD setzen sie in einer in Druck befindlichen Monographie M. orbignyi als neue Leitform ein. Als Hilfsmittel für die obere Abgren- zung der Zone kann das sog. Orbirhynchia-Ökoevent die- nen, das an den Fundpunkt Baddeckenstedt und Sack wenige Meter unterhalb des Mittel-Cenoman nachgewiesen werden konnte. 3. MITTEL-CENOMAN a) Abgrenzung: Die Untergrenze ist noch nicht voll- ständig abgesichert. Möglicherweise besteht ein geringmäch- tiger Zwischenbereich, in dem weder die Mantelliceraten der dixoni/orbignyi-Gruppe noch die mittelcenomanen Leit-Ce- phalopoden auftreten. b) Unterteilung: Die noch 1980 von Ernst & SCHMID für die gesamte Unterstufe benutzte Bezeichnung ‚‚rhotoma- gense-Zone“ kann den Ansprüchen einer modernen Feinstra- tigraphie nicht mehr genügen. Nach internationalem Vorbild wird auch hier eine Dreiteilung versucht. Grundlage der Dreiteilung sind die Ammoniten-Gattungen Acanthoceras und Turrilites. A. rhotomagense (BRONGNIART) bleibt auf die unteren beiden Zonen beschränkt. c) Faunenzone des Turrilites costatus, Acanthoceras rho- tomagense und Inoceramus schöndorfi: A. rhotomagense soll in dieser Zone sein Hauptlager besit- zen (TRÖGER 1981: Abb. 1; Karıan 1982, unveröff.). Das gleiche gilt für 7. costatus Lamarck und den an vielen Orten typischen T. scheuchzerianus Bosc. Auch Schloenbachia - vielleicht $. varıans subvarians SparH — entwickelt ein weite- res Maximum. /noceramus schöndorfi Heınz kann als zusätz- liches Leitfossil der Zone dienen, greift aber bis ins mittlere Mittel-Cenoman hinauf. Ein charakteristisches Ereignis die- ser Zone ist das geringmächtige Actinocamax primus-Ökoe- vent (vgl. Kap. C. 4). d) Faunenzone des Twrrilites acutus und Acanthoceras rhotomagense: T. acutus Passy ist in allen nordwestdeutschen Vorkom- men außerordentlich selten, so daß die exakte Abgrenzung der Zone schwierig ist. Das gleiche soll nach KapLan im nörd- lichen Münsterland für A. rhotomagense gelten, doch scheint diese Form in Niedersachsen in diesem Bereich etwas häufiger zu sein. Vielleicht steht dieser Befund mit der Regressions- Phase des „‚Middle Cenomanian-Event“ (Fig. 2-3) in Zu- sammenhang, die sich besonders im östlichen Teil unseres Arbeitsgebietes abzeichnet (vgl. Kap. C. 3. c). Im Gefolge der Verflachung werden Echiniden - vor allem Holaster sub- globosus (LEskE) — häufiger und charakteristische Ichnofos- sil-Horizonte stellen sich ein. Stärkere Schichtreduktionen sind für diesen Bereich wahrscheinlich. Im Inoceramen- Schema kann 7. atlanticus (Heinz) als brauchbares Index- Fossil der Zone gelten, doch greift die Form bis zur Ober- grenze der nächstfolgenden Zone hinauf (Keııer 1982: Abb. 9). e) Zone des Acanthoceras jukesbrownei: Die Leitform beschränkt sich auf einen geringmächtigen Horizont im höchsten Teil der Unterstufe, vorzugsweise auf die weit verbreitete untere Austern-Lage (sog. Pycnodonte- Event). Im nördlichen Münsterland wurde sie nach KapLan (mündl. Mitt.) kürzlich noch 3 m oberhalb dieses Events ge- funden. 4. OBER-CENOMAN a) Abgrenzung: Das Ober-Cenoman im heutigen Sinne umfaßt den größten Teil der früheren ‚‚Armen rbotomagen- se-Kalke“ und den tiefsten Abschnitt der ehemals ins Unter- Turon gestellten Rot- oder Buntpläner-Fazies (vgl. Ernst & ScHMiD 1980: Fig. 31). Die Untergrenze des Ober-Cenoman ist durch das bereits erwähnte Pycnodonte-Event ausgezeich- net markiert. b) Unterteilung: Die Neubearbeitung des Grenzbereichs veranlaßte uns, die 1979 und 1980 vorgeschlagene Zweitei- lung des Ober-Cenoman durch eine Dreiteilung zu ersetzen. Die überwiegende Mehrzahl der Profile ist jedoch im Bereich der sog. plenus-Regression durch erhebliche Schichtreduk- tionen gekennzeichnet, so daß die oberen Zonen stratigra- phisch kondensiert sind oder überhaupt ausfallen können. Nur in den Schwarzschiefer-Folgen der Fundpunkte Misburg und Wunstorf sind die Profile vollständiger entwickelt (vgl. Kap. C. 6). c) Faunenzone des /noceramus pictus und Calycoceras naviculare: Sie umfaßt den überwiegenden Teil der Schreibkreide-ähn- lichen Coccolithen-Fazies, die aufgrund ihrer Fossilarmut in der Lithostratigraphie als „‚Arme rhotomagense-Kalke“ be- zeichnet wurde. Häufigster Zonen-Indikator ist /noceramus pictus pictus SOWERBY und verwandte Unterarten (TRÖGER 1981: Abb. 1; Kerer 1982). Insbesondere in Wunstorf kon- zentrieren sich die Leit-Inoceramen wenige Meter unterhalb der Faziesgrenze zu einem korrelierbaren Ökoevent. Der in den westeuropäischen Zonen-Schemata zur Benennung be- nutzte Calycoceras navicnlare (MANTELL) oder eine ver- wandte Form konnte bisher nur in Wunstorf unmittelbar un- ter der Faziesgrenze nachgewiesen werden. Er besitzt demzu- folge nur für überregionale Korrelationen Interesse. Nach Kennepy & Hancock (1978: V. 16) wird die Bedeutung die- ses Leitfossils noch dadurch eingeengt, daß sich sein Hauptla- ger in Frankreich erst in der nachfolgenden Zone befindet. Für Mittel- und Osteuropa legt TröGer (1981: Abb. 1) den Verbreitungsbereich jedoch unter die plenus-Zone. d) Faunenzone des Actinocamax plenus und Metoicoce- ras geslinianum: Das Vorkommen von A. plenus (Bramvırte) beschränkt sich in Niedersachsen auf einen geringmächtigen Horizont im basalen Rotpläner, namentlich auf die sog. plenus-Bank, we- nige Dezimeter über der Faziesgrenze (vgl. Ernst, SCHMID & KuiscHies 1979 und Fig. 6). Der Kosmopolit M. geslinianum (D’Orsıcny) liegt nach WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 673) als Einzelfund aus der plenus-Zone des Kassenberges vor. Ein weiterer M. cf. geslinianum fand sich in Misburg, mutmaß- lich knapp unter der Schwarzschiefer-Fazies. Charakteristi- sche Begleitformen in den ostniedersächsischen Profilen sind I. pictus ssp. und Orbirhynchia cf. wiesti (QUENSTEDT). e) Zone des Neocardioceras juddii: Diese Zone wurde vorerst provisorisch in Anlehnung an die westeuropäischen Gliederungs-Schemata abgegrenzt. Der einzige Nachweis von Neocardioceras-ähnlichen Formen ge- lang bisher nur in der Schwarzschiefer-Fazies von Misburg in Schicht-Nr. 133 (Ernst 1975: Abb. 5) (sog. Neocardioce- ras-Event in Fig. 4 und Kap. C. 4). In der gleichen Schicht sind auch andere Ammoniten — namentlich Sciponoceraten (S. gracile ?) — häufig. Typische Begleitelemente sind stark verpreßte Inoceramus oder Mytiloides. Eine Bearbeitung der Ammoniten-Fauna ist wegen des mißlichen Erhaltungszu- standes schwierig, so daß deren Zuordnung zum obersten Cenoman noch nicht abgesichert ist. WooD ist aufgrund eines an Watinoceras erinnernden Fundstücks der Ansicht, daß es sich auch um basales Turon handeln könnte. Bei exakter Be- stimmung ließen sich die Ammoniten als gute Hilfsmittel für überregionale Korrelationen mit Westeuropa und Nordame- rika verwenden. Von Interesse ist, daß Neocardioceras auch aus der sächsischen Kreide bekannt ist und daß J. Kennepy 1982 anläßlich einer Tagungs-Exkursion ein Einzelstück in der Regensburger Kreide gefunden hat. Demgegenüber scheint die Neocardioceras-Zone in allen Rotpläner-Profilen unseres Raumes aufgrund der erwähnten lückenhaften Sedi- mentation zu fehlen, und das erste Ökomaximum der unter- turonen Mytiloides-Formen liegt meist schon dicht oberhalb der plenus-Bank (z. B. Lesser Mulde, Sack- und Hilsmulde; vgl. auch Fig. 6). 5. UNTER-TURON Kaurrman (1978) und TRöGER (1981) führen eine sehr de- taillierte Gliederung der Unter-Stufe in 5 bis 6 Zonen auf der Grundlage von Mytiloides-Arten und -Unterarten durch. Nach Kerıer (1982) ist es zweifelhaft, ob diese Feingliede- rung auf die niedersächsischen Profile übertragen werden kann; er beschränkt sich auf eine Zweigliederung; eine ähnli- che Auffassung vertritt SEIBERTZ (1979, unveröff.) für das süd- liche Münsterland. Wesentlich dürfte dies darauf beruhen, daß in der Rotpläner-Fazies Niedersachsens und der zeit- äquivalenten Kalkknollen-Fazies SE-Westfalens stärkere Schichtreduktionen vorliegen, so daß Formen, die im We- stern Interior der USA sowie im westlichen und östlichen Eu- ropa aufeinanderfolgen, bei uns im gleichen Horizont vor- kommen können.. Durch präzise Schicht-für-Schicht-Auf- sammlungen muß dieses Problem — besonders auch in den weniger stark kondensierten turonen Anteilen der Schwarz- schiefer-Profile - kontrolliert werden. Bis dahin haben auch wir uns in Fig. 2-5 mit einer Zweigliederung der Unter-Stufe begnügt. Wir haben aber Hinweise dafür, daß sich in einigen weniger stark kondensierten Rotpläner-Profilen (z. B. Bad- deckenstedt) ein basaler Abschnitt abtrennen läßt, in dem sel- tene Mytiloides opalensis (Böse) (non Serrz & M. goppelnen- sis (BADILLET & SornaY)) mit M. mytiloides koexistieren. Zumindest an diesen Fundpunkten ist also die Ausscheidung einer opalensis/mytiloides-Zone möglich. Im oberen Unter- Turon (sensu auctt.) müssen die Vertikalreichweiten von M. subhercynicus (Seırz) und M. hercynicus (PETRASCHER) noch genauer überprüft werden. In Profilen mit geringerer wm 197} NS Kondensation (z. B. Misburg) liegt der Horizont von M. subhercynicus eindeutig über dem der mytiloides/labia- tus-Gruppe, in anderen (z. B. Sackmulde, s. Keızer 1982: Abb. 11) fällt er mit diesem zusammen. Die nomenklatori- sche Frage, ob der Name M. subhercynicus durch M. tran- siens (SEITZ) zu ersetzen ist, wurde zuletzt von KELLer (1982: 133) diskutiert. Hinsichtlich der umstrittenen Einordnung der subhercynicus- und hercynicus-Zone ins basale Mittel- Turon sei auf SEIBERTZ (1979) und TROGER (1981) verwiesen. 6. MITTEL-TURON a) Abgrenzung: Die Angleichung an das internationale Schema machte es notwendig, die breite, traditionelle deut- sche Fassung des Mittel-Turon aufzugeben und die Unter- Stufe auf deren tieferen Abschnitt zu beschränken, in dem Inoceramen der apicalis/cuvieriu/lamarcki-Formenkreise vorherrschen. Die Beweisführung für diese Neufassung wird in den Arbeiten von SEıBerTz (1979), TROGER (1981), KELLER (1982) u. a. ausreichend behandelt. Keineswegs ausdiskutiert ist aber die Frage der neuen Mittel-/Ober-Turon-Grenze in NW-Deutschland. Der einfachste Weg wäre zweifellos, das traditionelle untere Mittel-Turon zum neuen Mittel-Turon, und das frühere obere Mittel-Turon zum Ober-Turon zu machen. Dagegen bestehen jedoch fundierte Bedenken. Sie veranlaßten uns, in Fig. 2-5 zwei Möglichkeiten der Grenz- ziehung aufzuzeigen. Der fragliche Zwischenbereich — als Übergangszone des /. ex gr. cuvierii und [. costellatus cf. pietzschi bezeichnet - wird im Abschnitt B. 7 behandelt. Für die darunterliegende Schichtfolge bietet sich eine Zwei- teilung an, die den von Trücer (1981: Abb. 2) ausgeschiede- nen Einheiten 17 und 18 entsprechen. b) Faunenzone des /noceramus apicalis und I. cuviern: In dieser Zone koexistieren kleine bis mittelgroße schwach skulpturierte /. cuvierii SOwERBY mit I. apicalis Woos. Klar auszuscheiden ist diese Zone beispielsweise an den Lokalitä- ten Kahnstein, Lesser Mulde, Misburg, Sack etc. An der Un- ter-Grenze besteht ein Überlappungsbereich mit dem oberen Abschnitt der hercynicus-Zone, und im Sack-Profil liegt das Hauptlager von M. hercynicus bereits in der tieferen apica- lis/cuvierii-Zone (KELLER 1982). In England reicht 7. apicalıs noch tiefer, in die Mytiloides labiatus-Zone (s. 1.) hinab, und in diesem Niveau liegt auch das Stratum typicum dieser von Woops benannten Form. c) Faunenzone des /noceramus lamarcki, I. apicalis und I. cuvieru: Oberhalb der apicalis/cuvieru-Zone gesellen sich im Be- reich der Tufflage C (Fig. 5) den bisherigen Leit-Inoceramen eindeutige Jamarcki-Formen hinzu. /. cuvierü zeigt in die- sem Abschnitt neben einer Größenzunahme eine stärker aus- geprägte Skulpturierung. Hier bietet sich deshalb die Aus- scheidung einer lamarcki/apicalis/cuvierii-Faunenzone an (Fig. 25). 7. OBER-TURON a) Abgrenzung: Das reiche Arten-Spektrum der Inocera- men im Ober-Turon macht eine einheitliche Unterteilung 538 schwierig. Hinzu kommt, daß weder die Unter- noch die Ober-Grenze der Unter-Stufe zufriedenstellend abgeklärt ist. Grenze Mittel-/Ober-Turon: Die Grenzziehung ist keineswegs so problemlos wie SEIBERTZ (1979c: 116) behaup- tet. Die Problematik wird besonders in TröGErs Gegenüber- stellung verschiedener Gliederungs-Schemata deutlich. Un- glücklicherweise kann von unserer Seite nur wenig zur Klä- rung der Grenzstreitigkeiten beigetragen werden, da die ent- scheidenden Zonen-Ammoniten — Collignoniceras woolgari (MAnTELL) und Romaniceras deverianum (D’ORBIGNY) — in NW-Deutschland selten sind resp. fehlen. Jedoch ist die oberturone neptuni-Zone mit ihrer sog. renssianum-Fauna (Kennepy & Hancock 1978) durch ein reiches Ammoniten- Spektrum im Hyphantoceras reussianum-Ökoevent (Fig. 4) und dessen angrenzenden Teilen ausgezeichnet belegt und kann die basale Abgrenzung des Ober-Turon erleichtern. Charakteristische Glieder der reussianum-Fauna — wie Sca- phites gemitzü D’Orsıcny und Hyphantoceras reussianum (D’Orsıcny) selbst - greifen in den niedersächsischen Profilen Kahnstein und Woltwiesche bei Söhlde vereinzelt bis in den Bereich der gut faßbaren Lithoevents Tuff E und Mergellage M; hinab (Fig. 5). Hier besteht damit eine empfehlenswerte Möglichkeit der Abgrenzung. Es kommt hinzu, daß das sog. „Upper Conulus-Eustatoevent“ dicht unterhalb der Tufflage E einen weiteren, vielerorts ausscheidbaren Leithorizont re- präsentiert, der sich besonders in der Schwellen-Fazies durch großen Echiniden-Reichtum auszeichnet (z. B. in Wüllen, Sarstedt, Woltwiesche; Ernst 1978 und ErnsT, SCHMID & Kuı- SCHIES 1979). Ein Nachteil dieser Grenzziehung wäre es, daß die Stu- fen-Untergrenze alsdann in die Vertikalreichweite von /. co- stellatus (s. |.) fallen würde. Das Erstauftreten dieser Form sollte aber nach Meinung einiger Inoceramen-Stratigraphen die Ober-Turon-Basis markieren (z. B. Seıwertz 1979, KeL- LER 1982). In den ostniedersächsischen Profilen Salder und Söhlde finden sich costellatus-ähnliche Formen erstmals be- reits unterhalb der Tufflage D in einem gut faßbaren Ökoe- vent, das sich als zweite Möglichkeit der Unterstufen-Ab- grenzung eignet. Grenze Ober-Turon/Unter-Coniac: Auch diese Grenze ist auf Inoceramen-Basıs bisher nıcht ausdiskutiert (vgl. TROGER 1981: Abb. 3). Kaurrman (1978), SEIBERTZ (1979) u. a. ziehen sie mit dem Erstauftreten von /noceramus rotundatus FiEGE. Barroisiceras haberfellneri (Hauer), der als Leit-Ammonit des Unter-Coniac gilt, dürfte jedoch erst etwas später einsetzen, so daß die Grenze zum Coniac dann innerhalb der Vertikalreichweite von /. rotundatus — möglı- cherweise in dessen erstem Hauptlager — gezogen werden müßte (rotundatus-Event in Fig. 4; vgl. auch Rawson et al. 1978, KEıLEr 1982 u. a.). b) Unterteilung: Faßt man die Unterstufen-Grenzen im oben diskutierten Sinne (Ersteinsetzen von /. costellatus s. |. bis zur Untergrenze des rotundatus-Events), so könnte man mit TROGER (1981) in diesem Abschnitt vier Einheiten abgren- zen (Unit 19, 21, 22 und tieferer Teil von 23). KeLzer (1982) verfeinerte die Gliederung durch etwas abweichende Kombi- nation der Inoceramen-Spektren. Wir selber führen in Fig. 2-5 nach den Befunden in Ost-Niedersachsen eine Fünf- gliederung durch, wobei wir aber offenlassen, ob die unterste Zone mit dem Überlappungsbereich von mittel- und obertu- ronen Inoceramen-Formen zum Mittel- oder Ober-Turon gehört. c) Übergangszone des /noceramus ex gr. cuvierii und I. costellatus cf. pietzschi: Als mittelturone Charakterformen dieser Faunenzone ha- ben großwüchsige und grob berippte /. cuvierü und ebenfalls große /. lamarcki stimckei Heımnz zu gelten. Vergesellschaf- tet sind siemit Inoceramen des inaequivalvis-Formenkreises, die mutmaßlich den Unterarten falcatus und modestus zuge- hören. Neben diesen, in den meisten niedersächsischen Fundpunkten dominierenden Elementen, treten kleinwüch- sige, dünnschalige Inoceramen auf, die wir vorbehaltlich ei- ner genaueren Untersuchung — vorerst als I. costellatus cf. pietzschi bezeichnen. Sie beschränken sich in den Profilen der Lesser Mulde anfangs auf eine geringmächtige Lage ca. 6 m unterhalb des Tuffs D und sind hier mit zahlreichen dünn- schaligen Echiniden (Sternotaxis u. a.) vergesellschaftet. Im Bereich der Leithorizonte Tuff E und Mergellage Mg treten z. B. in Salder und Woltwiesche erneut dünnschalige Inoce- ramen auf, deren Art-Zugehörigkeit aber noch unsicher ist. Folgt man dem Tröszrschen Schema, so dürfte die in Frage stehende Zone seiner Einheit 19 entsprechen, in der 7. la- marcki stimckei mit I. maequivalvis koexistiert. I. costella- tus pietzschi wurde von ihm allerdings erst oberhalb von 19, in seiner Einheit 21 registriert. Nicht auszuschließen ist, daß in unserem Raum Schichtreduktionen im Gefolge des ‚‚Up- per Conulus-Event“ vorliegen. d) Faunenzone des /noceramus costellatus s. |. und I. striatoconcentricus striatoconcentricus: Diese Zone umfaßt einen relativ geringmächtigen Bereich, der in- oder etwas oberhalb - der Mergellage M; beginnt und noch innerhalb der bereits erwähnten ammonitenreichen Fol- ge, d. h. den Scaphiten-Schichten s. str. endet. Sie ließ sich insbesondere in Groß Elbe mit befriedigender Genauigkeit fassen; ihre Obergrenze liegt hier ca. 10 m über dem eigentli- chen Hypbantoceras-Event am Top der Schicht 95 (Bapave, unveröff.). Es muß geprüft werden, ob die Kerı£rsche Auf- fassung zu Recht besteht, daß es sich bei den costellatus-For- men dieses Bereiches tatsächlich um die Typus-Unterart han- delt. Allem Anschein nach entspricht unsere Zone nämlich Tröcers Einheit 21, in der I. striatoconcentricus striatocon- centricus mit I. costellatus pietzschi koexistieren soll. In einer brieflichen Mitteilung schließt sich auch C. J. Woop dem Tröcerschen Konzept weitgehend an. Demzufolge könnte es notwendig werden, das in Fig. 2-5 angegebene Index-Fossil I. costellatus costellatus durch 7. costellatus pietzschi zu er- setzen. Neben den namengebenden Leitarten wurde in eini- gen niedersächsischen Profilen (z. B. Sack, Flöteberg, Söhl- de) /. inaequivalvis registriert, und KELL£r (1982) verzeich- nete schon die ersten M. labiatoidiformis. e) Faunenzone des Mytiloides labiatoidiformis und M. striatoconcentricus striatoconcentricus: Die Zonen-Untergrenze wurde soeben diskutiert; die Obergrenze fällt nach neuesten Ergebnissen in Groß Elbe und Salder in den Bereich der Tufflage F, so daß sie in Fig. 4 um 3 bis 4 m nach unten verlagert werden muß. Die Inoceramen- Fauna dieses Abschnitts zeigt einen signifikanten Wechsel, und deren Artenzahl erhöht sich bedeutend (Keırer 1982: Abb. 20; TröGer 1981). Neben den Zonen-Leitformen treten M. striatoconcentricus aff. carpathicus (SIMIONEscu), I. fre- chi FLEGEL, I. fiegei 'TROGER, I. dresdensis TROGER, I. costel- latus u. a. auf. Manche dieser Formen lassen sich hinsichtlich einer Ökostratigraphie verwenden. So scheint sich 7. fiegei fiegei auf einen geringmächtigen Horizont rd. 5-6 m unter der Tufflage F zu konzentrieren (Groß Elbe und Sack). An den gleichen Fundpunkten zeigt M. striatoconcentricus aff. carpathicus dicht unterhalb von F ein Maximum. Die Affinität der beiden Ökomaxima legt es neben anderen fauni- stischen Belegen nahe, KELLERs (1982: Abb. 16) unbenannten Tuff im Profil Adenstedt V der Sackmulde als Tuff F zu identifizieren. Die von KELLER postulierte Aufschlußlücke von rd. 10 m zwischen den Profilen Adenstedt V und Sack I beruht nach Meinung von G. E. und F. S. auf einer Fehlinterpretation und beide Aufschlüsse überlappen sich sogar. Das Hauptlager von M. labiatoidiformis registrierte Ker- LER (1982: Abb. 17) ebenfalls im Bereich von Tuff F. Im östli- chen Niedersachsen ist letztgenannte Form dagegen eher sel- ten; dies scheint nach TrOöGer auch für Mittel- und Osteuropa zu gelten. Einschränkend ist anzumerken, daß Keııer die Art M. labiatoidiformis (TROGER) wesentlich breiter faßt, als TROGER (1967) es in seiner Originalbeschreibung getan hat. f} Faunenzone des ‚/noceramus aff. frechı“: Die Zonen-Üntergrenze ist durch die drei nahe beieinan- derliegenden Tuffe F und G sowie das Micraster-Event aus- gezeichnet markiert. Die Obergrenze wurde in den Profilen Salder, Kahnstein, Sack und Hils unterschiedlich gefaßt. Nach den Befunden in Salder liegt sie zwischen den beiden Didymotis-Ökoevents (Fig. 4), womit die Zonen-Mächtig- keit in diesem Profil ziemlich bedeutend wäre (ca. 70 m). Für die Zukunft streben wir deshalb eine detailliertere Untertei- lung an. Erschwerend wirkt sich aus, daß Inoceramen nur in den unteren und oberen Profilabschnitten häufiger sind, in denen sich auch die bisher bekannten Ökoevents konzentrie- ren. Gute Korrelations-Hilfe versprechen jedoch die zahlrei- chen Mergel- und Kalkmergellagen, die für fast alle nieder- sächsischen Profile kennzeichnend sind (z. B. Sack, Salder, Flöteberg, Lüneburg). Die derzeitige Benennung - als Zone des ‚I. aff. frechi“ — stellt ein von Woon vorgeschlagenes Provisorium dar. Die exakte systematische Stellung und De- termination der Leitform muß noch geprüft werden. Eine gewisse Verwandtschaft besteht zu /. glatziae (sensu Ran- WANSKA) und zu M. labiatoidiformis (im breiten Sinne von Kerer). Die im Sackwald von Kerı£r (1982: Abb. 2) durch- geführte Gliederung weicht in diesem Abschnitt gravierend von der unsrigen ab. Für den unteren Teil unserer ‚I. aff. frechi“-Zone wählte Kerr /. waltersdorfensis hannovren- sis Heınz als Zonen-Indikator. Dieser Version vermögen wir uns für die ostniedersächsischen Profile nicht anzuschließen, da Inoceramen des waltersdorfensis hannovrensis-Komplexes in diesem Niveau nur sehr vereinzelt auftreten und erst dicht unter der Turon/Coniac-Grenze häufig werden (vgl. Kap. B. 7. g). Die höheren Teile unserer ‚‚/. aff. frechi“-Zone schlägt Keıı£r schon seiner rotundatus-Zone zu. Auch dieser 539 Zuordnung müssen wir widersprechen, da der leitende 7. ro- tundatus FiEGE zunächst äußerst spärlich bleibt oder überhaupt fehlt. Erst in der unteren Cremnoceramus-Unter- stufe entwickelt er auffällige Ökomaxima (vgl. Kap. B. 8). Leider entspricht damit weder unsere rotundatus- noch un- sere waltersdorfensis hannovrensis-Zone der Keııerschen Fassung, und wir müssen den geneigten Leser nachdrücklich auf diese Diskrepanzen in den beiderseitigen Gliederungs- schemata aufmerksam machen. Neben der Leitform konnten wir in der ‚‚/. aff. frechi“-Zone Inoceramen der striatocon- centricus- und costellatus-Gruppe, I. longealatus 'TROGER, 1. cf. glatziae, I. websteri (sensu Woops non MAaNTELL), /. Iu- satiae, I. dresdensis u. a. nachweisen, von denen jedoch kei- ner ausreichende Leitfossil-Eigenschaften besitzt. g) Subzone des/noceramus waltersdorfensis hannovrensis: Diese Einheit umfaßt nur einen ziemlich geringmächtigen Bereich unterhalb der von uns gewählten Turon/Coniac- Grenze. In Schicht 45 des Profils Salder ist ihre Untergrenze durch das Massenauftreten kleinwüchsiger Exemplare des Leitfossils gekennzeichnet. Die typische Begleitform ist ein relativ großwüchsiger Didymotis (nach Woon vielleicht D. uermoesensis (SimIONEscu)). Beide zusammen charakteri- sieren ein markantes Ereignis, das in Fig. 4 als oberes Didy- motis-Event ausgeschieden ist. Es bleibt abzuwarten, ob sich dieses Event auch ın anderen Profilen nachweisen läßt; zu- mindest am Kahnstein ist es aller Wahrscheinlichkeit nach vorhanden. /. waltersdorfensis und seine Unterarten zählen in Salder auch noch oberhalb der Coniac-Grenze zu den häu- figsten Fossilien. In Schicht 57 - rd. 10 m über der Stufen- grenze - konzentrieren sie sich zu einem weiten Ökoevent mit vorwiegend großen, dem Typus von /. w. hannovrensis glei- chenden Exemplaren. Didymotis bildet in der obersten ‚,/. aff. frechi“-Zone (Schicht 39 in Profil Salder) eine weitere markante Lage, so daß die Ausscheidung einer Didymotis- „‚Range-Zone“ möglich ist; letztere könnte entscheidend zur Korrelation mit der amerikanischen Oberkreide beitragen und für die Diskussion der Turon/Coniac-Grenze nützlich sein. Angemerkt werden muß, daß Wooo es für wahrschein- lich hält, daß Didymotis in den USA in etwas höherer Posi- tion auftritt. 8. UNTER-CONIAC (Cremnoceramus-Unterstufe) Die Untergrenze wurde bereits mehrfach angesprochen (Kap. B. 7. aundB. 7. g). Wir definieren sie mit dem ersten Massenauftreten von /. (Cremnoceramus) rotundatus, einem offenbar überregionalen Ereignis, das bisher an den Lokalitä- ten Salder, Sack und Staffhorst nachgewiesen werden konnte. Für die Detailgliederung des Unter-Coniac bietet sich die Cremnoceramus-Reihe rotundatus — erectus — deformis an. Häufigkeit und weite Verbreitung prädestinieren sie bekann- termaßen zu brauchbaren Leitformen. Gute Eignung zur Korrelation verspricht ferner das inconstans-Event (Fig. 4), das sicherlich über Salder und Staffhorst hinaus auch andern- orts nachgewiesen werden kann. 540 G.EVENT-SIRATIGRAPHIE 1. ALLGEMEINES ZUR EVENT-STRATIGRAPHIE Wenn man die zahlreichen, seit Begründung des IGCP- Projekts weltweit unter dem kleidsamen Terminus ‚‚Mid- Cretaceous Events‘ erschienenen Publikationen und Vor- tragsreferate der MCE-Symposien Revue passieren läßt, so befassen sich nur wenige mit einer echten Event-Strati- graphie. Neben klassischen Forschungsobjekten — wie Li- tho- und Biostratigraphie, Fauna, Evolution und Fazies — wurden zwar auch eustatische, orogenetische, plattentektoni- sche oder anoxische Events behandelt, doch suchte man sie nur selten für eine umfassende und übergreifende Event-Stra- tigraphie zu nutzen. Auch unsere Arbeitsgruppe verwendete anfangs ihre Hauptarbeitskraft auf traditionelle stratigraphische und fau- nistische Zielsetzungen. Den Events — als geochronologi- schen Hilfsmitteln — standen wir eher skeptisch gegenüber. Mit zunehmender Verfeinerung der Gliederungssysteme zeigte sich jedoch, daß die klassischen Methoden bei Feinkor- relationen der Gebietsstandards ıhre Grenzen erreicht hatten. Immer wieder mußten wir feststellen, daß die Vertikalreich- weiten der Leitformen keineswegs in allen Gebieten und dif- ferierenden Faziesbereichen übereinstimmten. Insbesondere hängen die üblichen Biozonen-Vergleiche zu stark vom je- weiligen Fossilreichtum, von Zufallsfunden seltener Leitar- ten, Intensität der Sammelarbeiten und Aufschlußverhält- nisse ab. Exakte Profil-Korrelationen sind auf dieser Basis kaum durchzuführen. Bei der Lösung dieses Dilemmas erwiesen sich jedoch die Events als probates Mittel. Mit ihrer Hilfe konnten regionale Differenzen in den geochronologischen Schemata ausgegli- chen und überbrückt werden. Der Umfang von Schichtlük- ken und das Ausmaß von stratigraphischen Reduktionen und Kondensationen ließ sich mit wachsender Genauigkeit ab- schätzen. Die Event-Stratigraphie erhielt somit definitiv eine Art selbständigen Rang unter den geochronologischen Metho- den, ohne daß sie allerdings auf das mehr oder weniger weit- maschige Netz der Zonen-Gliederung verzichten kann. Klassifikation der Events: Klassifikatorisch wurde zwischen Eustato-, Öko-, Litho-, Tephro-, Tekto-, Phylo- und oxisch/anoxischen Events unterschieden. Unter diesen kommt den eustatischen Events sicherlich eine herausragen- de, vielfach überregionale Bedeutung zu. Aber auch gewisse Ökoevents zeigen eine bemerkenswerte horizontale Reich- weite und spiegeln die Gleichzeitigkeit von Umweltänderun- gen in den europäischen Kreidemeeren wieder (vgl. Kap. ©. 7: Wie bei jeder Klassifikation ist eine scharfe Trennung der verschiedenen Event-Typen in vielen Fällen schwierig. Eher sind Überschneidungen die Regel. Eustatoevents mit regres- siven Tendenzen dokumentieren sich häufig als Lithoevents oder als Fossillagen (Ökoevents). Ebenso werden oxisch/an- oxische Ereignisse habituell erst durch Fazieswechsel oder Li- thoevents kenntlich. 2. OST/WEST- UND NORD/SÜD-KORRELATION In den folgenden Kapiteln haben wir uns im wesentlichen auf eine Ost/West-Korrelation der isolierten Kreide-Gebiete von Östniedersachsen, Zentralniedersachsen und Westfalen konzentriert. Die Brücke zu den lokalen nördlichen Auf- schlüssen von Staffhorst, Lüneburg und Helgoland ist schwieriger zu schlagen. Die Ausweitung des Event-Korrela- tionsschemas auf die west- und osteuropäischen Regionen kann im Rahmen dieser Publikationen nur andiskutiert wer- den (s. Kap. C. 7). Geotektonisch werden die Kreide-Vor- kommen von Öst- und Zentral-Niedersachsen durch die sog. Mittelmeer-Mjösen-Strukturzone getrennt. Zwischen die zentralniedersächsische und westfälische Kreide schaltet sich das Hochgebiet der Lippisch-Westfälischen Schwelle ein (Fig. 1). Die Ablagerungsräume zeigen einige grundsätzliche Unterschiede. In Niedersachsen beeinflußten halokinetische Faktoren das Sedimentationsgeschehen, und die Position der Profile zu den Salzdiapiren spielt eine wesentliche Rolle. Je nachdem, ob sich die Aufschlüsse an den Flanken der Salzstöcke oder in den dazwischenliegenden weitgespannten Mulden befinden, ist zwischen Schwellen-, Randsenken- und Becken-Fazies zu unterscheiden (vgl. Ernst, SCHMID & KuiscHies 1979). Schon in nahe benachbarten Profilen kann es zu Sedimentations- und Mächtigkeits-Differenzierungen kommen (vgl. Kap. C. 3 sowie Keıter 1982, MEYER 1982, SEIBERTZ 1981). Vergleichsweise ruhig verlief die Sedimentation am Nord- rand des Münsterlandes. Hier lassen sich die Aufschlüsse schon auf lithostratigraphischer Basis zufriedenstellend kor- relieren. Nur am Westrand, im Grenzbereich zur osthollän- dischen Schwelle und rheinischen Masse liegen z. B. in Wül- len Sedimente mit reduzierter Mächtigkeit vor. Am Südrand des Münsterlandes schalten sich in die karbo- natısche Normalfazies verschiedentlich ‚‚,Grünsande“ ein, die in der Regel Schichtlücken indizieren (vgl. Kap. C. 3). Au- ßerdem komplizieren Sedimentations-Anomalien einen ruhi- gen Ablauf, die nach Seıserrz (1979a) durch Schollentektonik verursacht wurden. Von den nördlichen Kreide-Aufschlüssen - Staffhorst, Lü- neburg und Helgoland - liefert nur Staffhorst ein relativ lük- kenarmes Profil mit rd. 230 m mächtigem Cenoman und Tu- ron. Lüneburg und Helgoland liegen auf den Kissen von krei- dezeitlich aktiven Salzstrukturen und zeigen entsprechende Schichtreduktionen. Nachteilig wirkt sich aus, daß die Event-Stratigraphie in den abgesoffenen Kreidegruben von Lüneburg und in dem bereits 1961-1964 abgeteuften Schachtprofil Staffhorst nicht mehr gezielt überprüft werden kann. Eine Rekonstruktion ist nurmehr anhand von Fossil- material, Berichten und Literaturangaben möglich (z. B. Heinz 1926). In Helgoland sind die anstehenen Schichten nur submarin zugänglich, und die Profilbearbeitung muß sich vornehmlich auf ertauchte und angeschwemmte Proben stüt- zen (SCHMID & SPAETH 1980). 3. EUSTATOEVENTS (Fig. 2-3) Die untere Oberkreide unseres Raumes ist verhältnismäßig reich an eustatischen Events, so daß mit ihrer Hilfe eine ziem- lich detaillierte Gliederung möglich ist. Vom Cenoman bis Mittel-Coniac lassen sich etwa ein Dutzend Ereignisse aus- scheiden, die sich nach Fig. 3 einigermaßen regelmäßig auf diesen Zeitabschnitt verteilen. Der mittlere Abstand der Mee- resspiegelschwankungen berechnet sich anhand der absoluten Skala mit rd. einer °/, Million Jahre. Benennung: Wir haben uns auf den eher unverbindli- chen Terminus ‚‚Eustatoevent“ geeinigt, da ein klarer Ent- scheid über die trans- oder regressive Tendenz von eusta- tischen Ereignissen nicht immer möglich ist. Geht einer Transgression eine Regression voraus, so ist letztere häufig nur negativ, durch einen Hiatus gekennzeichnet, und erst die transgressive Phase hinterläßt typische Hinweise im Sedimen- tationsgeschehen. Die Einzel-Events wurden von uns entwe- der nach dem stratigraphischen Abschnitt oder ihren charak- teristischen Fossil-Assoziationen benannt. Vorzugsweise wurden Echiniden und Austern herangezogen, die zumindest bei Massenauftreten als brauchbare Flachwasser-Anzeiger gewertet werden können. Kennzeichen der Eustatoevents: Habituell können Eustatoevents ihren Ausdruck in Transgressions-Anzeichen, Erosionstaschen, Schichtlücken, Hartgründen, Glaukonit- Horizonten, Konkretions- oder Kalkknollen-Lagen, abrup- ten Faziesänderungen, Sedimentations-Anomalien oder Fos- sillagen finden. Alle diese Phänomene wurden in Fig. 2 durch spezifische Symbole gekennzeichnet und in ihrem regionalen Wandel dargestellt. Sofern nur Striche in die Einzelspalten eingetragen sind, so können diese entweder Kenntnislücken oder den objektiven Mangel an charakteristischen Hinweisen bedeuten. Glaukonit-Horizonte: Sämtliche ,‚‚Grünsand“- Events der westfälischen Kreide — wie ultimus-, Hemmer- ner-, Bochumer-, Soester- oder Rothenfelder-,,Grünsand“ — repräsentieren nach unserer Meinung eustatische oder tekto- genetische Ereignisse, denen vielfach Schichtlücken voraus- gehen. Besonders umfangreich dürfte der Hiatus an der Basis des oberturonen Soester ‚„‚Grünsandes“ sein. Allem Anschein nach besitzen alle westfälischen Glaukonit-Horizonte zeit- gleiche lithologische oder faunistische Äquivalente in der nie- dersächsischen Kreide. Küsten-/Becken-Bereich: Eustatoevents prägen sich ihrer Natur nach in küstennäherer paläogeographischer Posi- tion deutlicher ab als im Beckeninnern. Deshalb nımmt es nicht Wunder, daß in den küstenferneren Profilen von Staff- horst, Lüneburg und Helgoland bisher nur wenige eusta- tische Ereignisse belegt werden konnten. Doch spielt hierbei auch der dürftige Kenntnisstand dieser Aufschlüsse eine Rolle (sJKap@.22): Isochronie: Es ist uns bewußt, daß die exakte Isochronie vieler Eustatoevents— wie die der anderen Events- in etlichen Fällen noch eingehender überprüft und durch Spezialunter- suchungen abgesichert werden muß. Gerade bei transgressi- ven Ereignissen muß ihrer Natur nach mit diachronen Ten- denzen gerechnet werden. 541 Trans- und Regressionskurve (Fig. 3): Eine Bewertung der trans- oder regressiven Tendenzen ist quantitativ nur schwer durchzuführen. Daher haben wir in Fig. 3 bewußt darauf verzichtet, dem mutmaßlich globalen Anstieg des Meeresspiegels im Verlauf des Alb-Cenoman Rechnung zu tragen. Diese Tendenzen wurden mehr- fach in jüngeren Publikationen von HANcCOock (1969, 1975: Fig. 5), HANCOCK & KAUFFMAN (1979: Fig. 4-5) u. a. aufgezeigt und disku- tiert. Der in Fig. 3 eingezeichnete Kurvenverlauf hat eher unsere sub- jektive Intuition für den regional eng begrenzten nordwestdeutschen Raum zur Grundlage. Wir sind der Ansicht, daß die kleinräumigen epirogenetischen, orogenetischen und halokinetischen Vorgänge die globalen Ereignisse vielfach überprägen und überlagern. Im übrigen sind die Kurven von HANcCOocK und KAUFFMAN stratigraphisch zu ungenau fixiert, um präzise Vergleiche anstellen zu können. Das Ma- ximum im Mittel-Cenoman, das Minimum im Cenoman/Turon- Grenzbereich und der erneute Anstieg im tieferen Turon kennzeich- nen aber auch unseren Kurvenverlauf. Auch könnte man die Regres- sionsphase im höheren Turon der angloamerikanischen Kurven mit dem nordwestdeutschen ‚‚Upper Conulus-Event‘ oder dem Micra- ster-Event parallelisieren. Das Minimum unseres ‚‚Emscherian- Event‘ besitzt jedoch in den Kurven von HANCOCK & KAUFFMAN kein Äquivalent, sondern fällt in einen transgressiven Abschnitt. Die den gerasterten Teil unserer Kurve durchziehende Linie soll nur als optisches Hilfsmittel dienen und nicht etwa eine fiktive mittlere Mee- resspiegelhöhe in der Oberkreide-Zeit indizieren. Einzelbeispiele: Die detaillierte Beschreibung aller in Fig. 2-3 aufgeführten Eustatoevents muß der geplanten Hauptveröffentlichung vorbehalten bleiben. Hier können wir nur Kurzbeschreibun- gen liefern. Einige eustatische Ereignisse der nordwestdeut- schen Kreide wurden von uns bereits früher behandelt (ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 41 f.; ERNST, SCHMID, KEL- LER et al. 1979: 11 f.; KeLter 1981, 1982, SEıBERTZ 1979a, b). a) Ultimus/Aucellina-Eustatoevent: Dieses Ereignis wurde bereits im Kap. B. 2 andiskutiert, und Kerı£r (1982) hat es erst kürzlich für den zentralnieder- sächsischen Raum ausführlicher behandelt. Die charakteristi- sche Grünsandfazies wird üblicherweise von Phosphorit- Konkretionen begleitet. In SE-Westfalen läßt sich die Pho- sphorit-Knollenlage zwischen Rüthener- und ultimus-Grün- sand über rund 30 km verfolgen. Das Aucellina-Hauptlager folgt in der Regel erst unmittelbar über dem Hauptvorkom- men von Neobibolites ultimus (z. B. Sack und Flöteberg). Die bereits erwähnte Schichtlücke an der Basis des Events umfaßt mutmaßlich in der Regel nur den höchsten Teil der Stoliczkaia dispar-Zone des obersten Alb sowie das unterste Unter-Cenoman (Zone des Utaturiceras vicinale im Vor- schlag von WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). b) Schloenbachia/virgatus-Eustatoevent: Dieses regressive Event wird in Niedersachsen durch eine Acme-Zone von Schloenbachia gr. varıans und Inoceramus virgatus gekennzeichnet. Im südlichen Westfalen ist es nach SEIBERTZ (1979, unveröff.) durch den sog. Hemmerner Grün- sand vertreten, der gleichfalls neben 7. virgatus massenhaft Schloenbachia führt, von denen letztere nur schemenhaft, in glaukonitfreien Steinkernen identifizierbar sind. Die genaue stratigraphische Position des Events ist wegen der schlecht erhaltenen Mantelliceraten noch nicht endgültig abgesichert. In den Fig. 2-3 haben wir dies Event an die Grenze der sax- buü- zur dixoni-Zone gestellt. Dies stimmt nach Woop mit den Befunden in S-England - insbesondere Dover — überein. Da das Event darüber hinaus auch in der nordenglischen Pro- (7861 ZLWIB13S 3 OIWHIS’LSNY3 :N-Aunwsag dnosg bumuom-3IW) Auowsag-MN Jo SN0390733J alppım ay) vı S}UaA3-0J0JSNF JO S91JS1J83}90J0y4J 101904 7813 LJ0Q JapDd- 5805 J8/SDJ91WOS] s}3490d |DUoIsoJa auo}sawl] 6 uı sajggad 0} pw Da 0}uo9un a ER jOuoBWO JOH say sanı, EI SNDYy-auıayy saı]pwou sayggad S104s 4>0ıg Mm > v „ sn]nuog UOI}D}USWIPSS Suo}sawı] JDpw Jo 4SJ0yyDJS K umouyun sajqqad uol}n]os 4ul]} Pay auo}sawı) P3J J34SA0 yıım voIssaJbal sajnpou yui]j 3uo}sawı] sapıoy Aw AıDW JO ]JDW ’pIO], uoIssa,bsuny} e1noydsoud I j J0 snwoJ390u/ 3}1U3J09]D9 Sn0890)347 jo puno,BpJny puos 3 j . ” PUDJOÖJaH Un EI DIY9DqUa0JYS S}3490d |puoIsoJa -uU83J6’3}1UO9nDJb 3uoJsawi] J 1 so3Jo duiysom m Öungaun] a JU9AF eo NaJuDW SOJ391]]8JUOW -BuI]J99ny/snun}]n + snwij]Nn yoaN JuaAg-snyeästa f\ /eryJequaoJy9S UOXxIp SDJ3N}J2JUOW Sn)0/503 SayıjıJINn] + 3suabDWoJOYJ YJUDIY Ju9AJ-uel SA/N3D Sayıjlan] -UFWOUIT SIPPp!W ® » 3suabowoJoyJ YJunIy ıaumosgsayn! SDJ330YJUDIy AT- I91SÄ, 8 ® 3% P \ o% x 2% Sn7d SNWDJ3J0U] S1u324 2220 2 aJomaınDu ! SDJ3303407 JU9AT- snuga]d ® wnuniui)sab "10JaW + snua)d XOWDIOUNMY JusAg-2[eys —- z9ejg/>uerdioyg sapıoy dw W +SnJDIgD) W < SJu9AT-SIpIoJ AM] g i 5A TADE I) >) = snauksaugns 7m snaıuÄ3Jay W | ii ii 1a1An3 ]+ S1JDI1dD } 'Ag-Sn[nu0J 12M07 @L ar ULLI ran oo szyal 02 Ag-snnuo) ıadd @ 06 ) ahinitnaian: 6 = SEAUEWOIOJON)SW JUIAT-IIJSEIIIM ® + SIWJOJ1PIOJDIGD] W yuaAqg en ] -UEIDEIUON I9MO] & VUUV Ju9AFJ-uellayJsug ®& + Buissiıw} MEER (snwoJa91A/0A) I 6 Bungaun] |1ssouJJo1S auı]JuAg A i R : baunDjeN JENE > OLD 0] 1Sa05 | -uassoy | -auıay Sag Sour aRO- Sa | oa | [awornos [yoysaum | sanıbzıos |»enowuoR PRos“siih MS al an Snadomites SJU9AF - OJeJSNnT | esgyyuon Auoxes ı2Mo] puejsoysunw puD N PIWOJaJ0U| n SUO1]J3S PJOPUDJS LO pasog sSjuaA3 3,0 S91]S1398)90J04yJ 101905 Zones of Inoceramids . subguadratus l. involutus I. koeneni n u .{ir) erectus I.(Cr) rotundatus I. walt. hannovrensis | || Ss 88 Lapicalıs+ I.cuvierii M. hercynicus TURONIAN |CONIACIAN 89 S | S Msubhereynicus _ 9 M labıatus + M mytiloıdes Neocardioceras juddii 90 = a ES PR EEE — | Calyc. naviculare+ Inoc. pictus 91 & >) = >Z © > oO | = marly Acanthoceras Jukesbrownei Acanth. rhotomagense + Turrilites acutus 32 Acanth. rhotomagense + Turrilites costatus Mantelliceras dixoni 33 Mantelliceras saxbii CENOMANIAN Neoh. ultimus + Mantelliceras mantelli Fig. 3. vinz nachgewiesen werden konnte, dürfte es sich hervorra- gend für überregionale Korrelationen eignen. c) Middle Cenomanian-Eustatoevent: Dieses ebenfalls regressive Event stellt zumindest in Nie- dersachsen am Nordrand der Lesser Mulde und in Misburg einen markanten, bis etwa 1,5 m mächtigen Leithorizont dar, der erstmalig von BrAurıGam (1962: 21) beschrieben wurde. Er ist durch ein Akkumulat bis kartoffelgroßer, oft grün ge- rindeter, verbackener Kalkknollen gekennzeichnet. Diese regressive - Be red coloure limestones or black Conceptions of Eustato-Events in the „Middle Cretaceous” of Westphalia (W) and Central and Eastern Lower Saxony (LS) (MCE-Working Group Germany-N ; ERNST, SCHMID & SEIBERTZ 1982) 543 Eustatic Movements, typical Facies and Events transgressive Emscherian-Event Facies Change (W+LS)-tectonic Event (LS) Ilseder Phase Lower Coniacian-Event Rothenfelder Gs. + Sediment. Anomalies (W) Micraster-Event Hiatus+Soester Grünsand (W)-Micr -Layer(LS) Upper Conulus-Event Hiatus (W)- „Conulus-Facies” (W+LS) Lower Conulus-Event Bochumer Grünsand+ Bürener Konglomerat (W) -Facies Change (LS) Rotpläner/Black Shale-Event Oxic/Anoxic-Event (W+LS) plenus-Event Hiatus + Facies Change (W+LS) Oyster- Events (W+L5) Middle Cenomanian-Event Flint layers(W)-Hardground with Pebbles (LS) Schloenbachia/virgatus-Event Hemmener Grünsand (W)- Limestone Pebbles(LS) ultimus/Aucellina-Event „Tourtia”(S-W)-ultimus -Grünsand (LS) Knollen sind vielfach angebohrt und von Epizoen bewachsen (ERNST, SCHMID, KELLER et al. 1979). Der gleiche Horizont ist weniger markant am Lichtenber- ger Höhenzug (Baddeckenstedt) und in Sack- und Hilsmulde als Kalkknollenbank entwickelt. Auffallend ist überall das gehäufte Vorkommen von Holaster subglobosus und gele- gentlich das von Acanthoceras-Fragmenten. Alle genannten Merkmale weisen auf Flachwasserverhältnisse mit reduzierter Sedimentation und Hartgrund-Eigenschaften hin (sog. „HG-grün“). Lithostratigraphisch ist das Event an, oder 544 knapp unter der Faziesgrenze der Mergelkalk-Folge gegen die weißen Coccolithen-Kalke (‚Arme rhotomagense-Kalke“) einzuordnen. Biostratigraphisch fällt es nach den wenigen Funden von Turrilites cf. acutus mit ziemlicher Sicherheit in das mittlere Mittel-Cenoman, doch muß der Umfang der Schichtlücke oder Kondensation noch genauer präzisiert werden. Im südlichen Westfalen stellen sich im gleichen Ni- veau entweder Feuersteine (im SE) oder Grünsande (im SW) ein (Fig. 2). d) Oyster-Eustatoevents: Es handelt sich für gewöhnlich um mehrere (meist 2 bis 3) dünne Austernlagen, die sich ın der sonst vorherrschenden rein weißen Coccolithen-Fazies durch etwas gröberes Sedi- ment und gelegentliche Dunkelfärbung hervorheben. Zwei unterschiedliche Austern-Formen treten auf, und zwar kleine Pycnodonte cf. vesicnlarıs und Amphidonte obligquatum (PuLteney) (det. A. DHonDT). Erstere tritt bevorzugt in der unteren, letztere in den oberen Lagen auf. Die Pycnodonte- Lage istüblicherweise am besten ausgeprägt und identisch mit der Austernbank der früheren Autoren. In vielen Fällen sind die Austern beidklappig erhalten, blieben in der typischen gewölbt-unten-Stellung orientiert und nutzten ihre eigenen Artgenossen oder Fossilfragmente als Anheftungsobjekte. Daneben treten aber auch isolierte, offenbar aufgearbeitete Klappen auf. Die regionale Verbreitung der Austernlagen ist bedeutend. Sie konnten nicht nur in fast allen unseren nord- westdeutschen Fundpunkten, sondern auch in der nordengli- schen Provinz nachgewiesen werden. Die höheren Austern- Events sind darüberhinaus auch für Südengland charakteri- stisch. Unter eustatischen Aspekten deuten die Austernlagen ein oszillierendes Verflachen der Meerestiefe an und weisen auf verminderte Sedimentation hin. Hinsichtlich der strati- graphischen Position sei auf Kap. B. 3. e und Fig. 2-4 ver- wiesen. e) Plenus-Eustatoevent: Siehe Kap. C. 6. f) Mytiloides-Eustatoevents: Sie sind durch ein mehrfaches Massenvorkommen von ver- schiedenen Mytiloides-Arten gekennzeichnet, die oft in dich- ter Packung ganze Bänke aufbauen. Auffällig ist die vorherr- schende gewölbt-unten-Anordnung, wobei oft beide Klap- pen noch unmittelbar aneinander stoßen. Soweit ausreichend untersucht, handelt es sich um drei Hauptlager, die Heımz (1926) schon in den beckenferneren Profilen von Lüneburg ausscheiden konnte und die Kerı£r (1982, Abb. 11) im Sack und SEısertz (19795, c) im südlichen Westfalen wiederfan- den. Die Natur dieser Events — ob eustatisch oder ökologisch bedingt - ist noch unsicher. Auffällig ist, daß sich die ersten bankartigen Massenvorkommen von Mytiloides in Misburg und Sack in den höchsten Schwarzschiefer-Lagen resp. dicht oberhalb derselben einstellen. Da Schwarzschiefer gemeinhin eher größere Meerestiefen indizieren, ist es wahrscheinlich, daß die Mytiloides-Events mit regressiven Tendenzen ver- knüpft sind. g) Lower Conulus-Eustatoevent: In SE-Westfalen ist das Ereignis durch Erosionstaschen mit flachen intraformationalen Kalkgeröllen charakterisiert (sog. Bürener Konglomerat, SEıwertz 1979a: 7). Sein westliches Äquivalent dürfte der Bochumer Grünsand sein. Im östlichen Niedersachsen ist der Faziesumschlag von roten, z. T. knol- ligen Flachwasserkalken zu normaler weißer Kalksedimenta- tion unter Vorbehalt als zeitgleich anzusehen. In diesem Be- reich tritt Conulus subrotundus (MANTELL) auf, woraus die gewählte Bezeichnung resultiert. Im Raum Salzgitter lassen sich überdies halokinetisch erklärbare Sedimentations-An- omalıen feststellen. h) Upper Conulus-Eustatoevent: Das Event wurde von uns bereits mehrfach behandelt (Ernst 1978; ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 35 f.; ERNST & SCHMID, im Druck). Nach neuerer Auffassung (SEIBERTZ) muß die noch 1979 von uns vermutete Korrelation dieses Events mit dem soeben besprochenen Bochumer Grünsand und Bü- rener Konglomerat korrigiert werden, da diese mit dem „Lower Conulus-Eustatoevent“ isochron sein dürften. Stattdessen besteht im südlichen Münsterland in diesem Ni- veau ein Hiatus. Stratigraphisch fällt das Event in die Faunen- zone mit großen /noceramus ex gr. cuvierii und I. lamarcki stimckei, die z. B. in Wüllen vielfach mit Conulus-Coronen gefüllt sind. 1) Micraster-Eustatoevent: Hinsichtlich dieses weit verbreiteten und gut faßbaren Events kann auf Ernst, SCHMID & KuiscHies (1979: 30) verwie- sen werden. Neu ist, daß SEIBERTZ geneigt ist, den Soester Grünsand als Äquivalent des niedersächsischen Micraster- Events anzusehen, da dieser eine identische Micraster-Fauna beinhaltet und über ihm die gleiche Inoceramen-Assoziation folgt. Im Evolutionsgeschehen der Micraster-Hauptlinie fin- det zu diesem Zeitpunkt nämlich ein entscheidender Schritt statt, der es nahelegt, den Ulceby-Marl der nordenglischen Provinz (oder das darüber liegende Ulceby Oyster-Bed) mit unserem Micraster-Mergel Mo zu parallelisieren (briefl. Mitt. Woop). Möglicherweise kommt damit auch diesem Event eine herausragende überregionale Bedeutung zu. Biostrati- graphisch ist der Micraster-Mergel als zentrale Lage innerhalb des Events in die unterste „‚/noceramus aff. frechi“-Zone zu verlagern, nachdem sich herausstellte, daß die Untergrenze dieser Zone in die Tufflage F fällt (vgl. Kap. B. 7. e und Fig. 5). j) Lower Coniacıan-Eustatoevent: Hier handelt es sich um ein weniger auffälliges Event, das in seiner regionalen Verbreitung noch präzisiert werden muß. Im SE-Münsterland ist es durch Sedimentations-Anomalien im Gefolge synsedimentärer Schollentektonik erkennbar (SEIBERTZ 1979a). Das nordostwestfälische Äquivalent könnte der Rothenfelder ‚‚Grünsand“ sein. Im Bereich des Events sind in vielen Profilen Seeigel der Untergattung /somicraster angereichert und im Wetterschacht Grevel und benachbarten Profilen zeigt sich z. B. eine prägnante Acme-Zone von Mi- craster (Isomicraster) aff. brevis (Desor). Diese Acme-Zone ist möglicherweise isochron mit einem Peak in der Häufigkeit von Echinocorys gravesi (Drsor) im Schacht Staffhorst (Ernst 1970: Abb. 1, 2; Seıgertz 1978: Abb. 15). k) Emscherian-Eustatoevent: Dieses unter allen Eustatoevents unseres Raumes vielleicht wichtigste Ereignis ist durch eine erhebliche Belebung des tektonischen Geschehens bedingt: Hebung des Harzes ım Verlauf der subherzynen Ilseder Phase sowie Heraushebung der Lippisch-Westfälischen Schwelle nebst Großgleitungen im Gebiet von Halle (VoıGr 1977). Insofern könnte man es auch als Tektoevent bezeichnen. Lithologisch ist es durch eı- nen auffälligen Fazieswechsel von biogen-kalkiger zu feinkla- stischer Sedimentation (Emscher-Mergel) gekennzeichnet. Den früher von uns (ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 42) ge- wählten Terminus ‚‚koeneni-Regression‘‘ müssen wir durch den neuen Begriff Emscherian-Event ersetzen, da es sonst Verwechslungen mit dem Ökoevent des /noceramus koeneni geben würde. Im übrigen ist das Emscherian-Event in der Li- teratur hinlänglich bekannt. 4. ÖKOEVENTS (Fig. 4) Unter Ökoevents verstehen wir relativ kurzfristige, durch Verbesserung der Umweltfaktoren bedingte Blütezeiten von Arten, Gattungen oder ganzer Faunen. Handelt es sich um Häufigkeitsmaxima von Arten oder Gattungen, so sind sie mit den Hauptlagern, Peak- oder Acme-Zonen früherer Ter- minologie identisch. In diesen Fällen können sich die Fossi- lien auf einzelne oder mehrere Lagen oder auch auf etwas mächtigere Schichtkomplexe konzentrieren. Diese Öko- events werden nach den entsprechenden Index-Formen be- nannt. Beispiele hierfür sind die drei bereits in Kap. C. 3. f genannten Mytiloides-Events oder die lamarcki/cuvierü- Events. Daneben gibt es aber auch oft erstaunlich kurzfristige Blütezeiten von bestimmten Faunen-Assoziationen, die aus- schließlich auf einen definitiven, geringmächtigen Horizont beschränkt bleiben. Sie wurden von uns nach einem typischen Vertreter des Faunenspektrums benannt. Als Beispiel hierfür können das primus-, das Neocardioceras- oder die beiden Didymotis-Events gelten. Paläogeographische Position: Ökologische Events kennzeichnen vorzugsweise die küstennähere Randfazies oder Untiefen (z. B. aktive Salzkissen), während sie sich in der Beckenfazies abschwächen oder verwischen. Begründet sind diese Verhältnisse durch die eustatisch oder epirogene- tisch verursachten Verflachungen, die sich ihrer Natur nach in den peripheren Beckenbereichen relativ stärker auswirken als in den bathymetrisch tieferen, zentralen Teilen. Etliche Ökoevents zeigen ihren engen Verbund mit regressiven Ten- denzen besonders deutlich, so z. B. das bereits im Kap. C. 3. h beschriebene ‚Upper Corulus-Event“ oder auch die Micraster-Lage in Niedersachsen und deren westfälisches „Grünsand“-Aquivalent (Kap. C. 3. ı). Reichweite und Anzahl: Ökoevents können zwar im halokinetisch stark differenzierten Niedersächsischen Becken gelegentlich lokal begrenzt sein, häufiger zeigen sie jedoch eine bemerkenswert große horizontale Reichweite und lassen sich praktisch über den gesamten nordwestdeutschen Raum hinweg korrelieren. Einige Ökoevents können darüber hin- aus auch überregional, z. B. in die englische Kreide hinein verfolgt werden (z. B. virgatus-, Austern- und Hyphantoce- ras-Events). Von den zahlreichen Ökoevents wurden in Fig. 4 nur die etwa 20 wichtigsten dargestellt. Von diesen sol- len in den Folgekapiteln nur einige besonders typische Bei- spiele beschrieben werden. a) Actinocamax primus-Ökoevent: Es handelt sich hier um das Musterbeispiel eines kurzfristi- gen Events, das offenbar an allen Fundpunkten auf eine ge- ringmächtige Lage beschränkt bleibt. Als Index-Fossil wähl- ten wir Actinocamax primus, der am Entdeckungsort des Events in Wunstorf in bisher ca. 50 Exemplaren geborgen wurde. Die sehr bezeichnende, reiche Begleitfauna umfaßt wenigstens 30 Arten, darunter 3 irreguläre Echiniden, 8 Bra- chiopoden, zahlreiche Lamellibranchiaten und Vertreter an- derer Gruppen. Besonders typisch sind: Hemiaster griepen- kerli (STROMBECK), Sciponoceras baculoides (MantEıL), Be- lemnocamax boweri Crıck, Inoceramus schöndorfi Heınz, Pseudolimea echinata (ETHERIDGE), Oxytoma seminudum (Damtzs), Modestella [Magas] geinitzi (SCHLOENBACH), Sca- phopoden (Antalis ?) sowie kleine ‚‚Geniste‘“ von Serpeln, Brachiopoden und Einzelkorallen, wie Rotularıa saxonica A. H. Müvtıer, Terebratulina cf. nodulosa ETHERIDGE, Micra- bacia coronula (Gowpruss) und Onchotrochus serpentinus Duncan (vgl. auch ZawıscHa 1980). Darüber hinaus konnten in den angrenzenden Schichten aufder 2. Sohle von Wunstorf ca. 1 Dutzend Ammoniten-Arten nachgewiesen werden. — Hinsichtlich einer Ost/West-Korrelation ergeben sich inter- essante Parallelen, da Actinocamax primus auch im sog. Tot- ternhoe Stone von England einen klar faßbaren Horizont mit Belemnocamax boweri, Modestella geinitzi, Psendolimea etc. einnimmt. — In NW-Deutschland konnte das primus-Event an mindestens sechs Lokalitäten des Münsterlandes, des Raumes Hannover-Salzgitter und der Hilsmulde nachgewie- sen werden. Ökologisch deuten Hemiaster griepenkerli und die winzigen Einzelkorallen möglicherweise auf einen kurz- fristigen Warmwasser-Einfluß hin. Stratigraphisch fällt das primus-Event in das untere Mittel-Cenoman (Fig. 4). b) Chondrites-Layer im basalen plenus-Event: Die Chondrites-Lage ist ein Beispiel dafür, daß auch Ich- nofossil-Lagen in der Event-Stratigraphie eine regionale Be- deutung haben können. Im östlichen Niedersachsen tritt sie an der Basis der sog. plenus-Bank auf (Fig. 6) und liegt in der rotbunten Wechselfolge des Sack in offenbar exakt gleicher stratigraphischer Position. Interessanterweise ist auch die Schwarzschiefer-Fazies in Misburg und Wunstorf in ihrer ba- salen Folge durch eine ganz besonders Chondrites-reiche Lage ausgezeichnet, so daß dieses Ichnofossil sowohl flaches wie tieferes Wasser toleriert haben muß. c) Lamarcki/cuvierü-Ökoevents: Bei diesen Events handelt es sich um mehrfach wiederholte Häufigkeitsmaxima innerhalb der Vertikalreichweiten von Inoceramus ex gr. cuvierii und dem nahe verwandten 7. la- marcki nebst dessen Unterarten. Ersterer ist in den unteren Lagen angereichert, letzterer gesellt sich erst in den oberen Maxima hinzu. Sowohl in Lüneburg wie im Sack konnten vier Hauptlager ausgeschieden werden (Heinz 1926: 34 f.; KELLER 1982: Abb. 39, 40). Ähnliche Verhältnisse dürften für das östliche Niedersachsen gelten (z. B. Berel in der westlichen Lesser Mulde; Wolfenbüttel-Wendessen nordöstlich des Oderwaldes). Von den vier Events fallen die unteren beiden in die apicalıs/cuvierui-Zone, die oberen in die lamarcki/apica- lis/cuvierii-Zone (JORDAN, KELLER et al. im Druck). 546 Inoceramid Münsterland and m.y| stages | Cephalopod Zones [2 D) I. (Volviceramus) koeneni Cr) deformis ........ {Cr} erectus I. ex gr. cuvierii (large) + S Lcost.ct. pietzschi I Iamarcki+ I. cuvierii + l.apicalis l.cuvierii «|. apıcalıs M. hercynicus M. subhercynicus TURONIAN M.labiatus + Mytiloides M. mytiloides Neocar dioceras Actinocamax plenus + Metoic. geslinianum Calycoceras naviculare + Inoceramus pictus Acanthoceras Jukesbrownei Acanthoceras rhotomagense + Turrilites acutus Inoceramus schöndorfi + Acanth. rhotomagense + Turrilites costatus Mantelliceras dixoni CENOMANIAN Mantelliceras Neohibolites ultimus + Mantellıceras mantellı Eco-Events ın the Middle Cretaceous of (MCE -Working Group Germany-N: ERNST, SCHMID & SEIBERTZ d) Didymotis-Ökoevents: Die beiden Didymotis-Events können als exemplarisch für ein äußerst kurzfristiges Massenauftreten eines sonst für NW-Deutschland untypischen und seltenen Leitfossils gel- ten, das in Nordamerika als Leitform gebraucht wird. Didy- Lower Saxony Eco - Events Hils-,Sack- | Salzgitter- based on Standard- Syncline | Hannover Sections koeneni-Event inconstans-Event Isomicraster -Ev. rotundatus-Event Didymotis-Events Micraster-Event Hyphantoceras-Ex. oo ..u...s% mr Upper Conulus-Ev. lamarcki/cuvierii- Events hercynicus-Event Mytiloides-Events Neocardioceras- Event Act.plenus-Event with basal Chondrites- ayer Pycnodonte Events Act. prımus-Event Orbirhynchia-Ev. Schloenbachia/ virgatus-Event ultimus/ Aucellina-Event NW-Germany 1982) motis wurde für NW-Deutschland erstmalig von KAUFFMAN (unveröff.) im Profil Salder nachgewiesen. Intensive Detail- untersuchungen zeigten, daß die Form sich ausgesprochen auf zwei Lagen konzentriert, deren stratigraphische Position bereits in Kap. B. 7. g erörtert wurde. Im gleichen Niveau wurde Didymotis auch in den Profilen des Kahnstein und Sack sowie in SE-Westfalen (SEIBERTZ 1979c) gefunden. Fer- ner vermeldet Woop (unveröff.) mutmaßliche gleichalte Di- dymotis-Vorkommen aus der englischen Kreide von Norfolk und Yorkshire. 5. TEPHRO- UND LITHOEVENTS (Fig. 5) a) Tephroevents: Verknüpft mit den überregionalen großtektonischen Er- eignissen ist das Aufleben eines basischen bis intermediären Vulkanismus, der sich zur Hauptsache im Turon des ostnie- dersächsischen Beckens niederschlägt und hier auch zuerst nachgewiesen werden konnte (Dorn & BrAuriGam 1959). Die Brauchbarkeit der Tufflagen für die Event-Stratigraphie wurde in den Arbeiten von BrAuricam (1962) und ERNST, SCHMID & KrıscHıes (1979: 24 ff.) gebührend herausgestellt. In der Zwischenzeit wurden einige Korrekturen des tephro- stratigraphischen Schemas erforderlich (vgl. Fig. 5). Ur- sprünglich wurden von BrAuricam sieben Tufflagen ausge- schieden, von denen Tuff A und B nach seiner Konzeption auf den NW-Flügel der Lesser Mulde beschränkt bleiben sollen. Nach unserer Revision sind diese jedoch mit den Tufflagen C, D oder E in anderen Aufschlüssen identisch. Die Fehlinter- pretation von BrAuTiGam scheint durch die Faziesempfind- lichkeit von Leit-Inoceramen und -Globotruncanen bedingt zu sein, die in der schreibkreideähnlichen Fazies der Lesser Mulde etwas differierende Verbreitungsverhältnisse haben. Nach Richtigstellung der Tuff-Folge erwiesen sich die Teph- roevents in noch stärkerem Maße als ideale Isochronen, die erheblich zur Event-Parallelisierung und zur Abstimmung der Zonengrenzen beitrugen. Leider konzentrieren sich nach unseren bisherigen Erfah- rungen die turonen Tufflagen vorwiegend auf den nieder- sächsischen Raum, insbesondere auf die Salzgitter-Re- gion und das engere Subherzyn. Von Ostwestfalen (Fund- punkt: Klieve) wurde bisher nur eine Tufflage beschrieben, die seinerzeit unter Vorbehalt in das Niveau von Tuff FundG eingestuft wurde (SEIBERTZ & VorriscH 1979: Abb. 3). Auf- grund neuer Ergebnisse liegt sie jedoch erheblich höher — mutmaßlich dicht unterhalb der Turon/Coniac-Grenze (Fig. 5). Die Tufflagen F und G fallen im südlichen Münster- land aller Voraussicht nach in die Schichtlücke unterhalb des Soester Grünsandes (Fig. 2). Über die Verbreitung und stra- tigraphische Position von Tufflagen im Osning ist kaum et- was bekannt; zumindest scheint die Tufflage E mit der dar- überliegenden charakteristischen Mergellage M; in den Stein- brüchen bei Halle vorhanden zu sein. Zweifelhaft bleibt die von SEIBERTZ & VORTISCH (1979) erwogene Gleichsetzung der Mergellage M 68 im Profil Lüneburg mit der Tufflage von Klieve. In den abgesoffenen Lüneburger Aufschlüssen Zelt- berg und Volgershall standen im Ober-Turon mindestens ein Dutzend Mergel- oder Bentonit-Lagen zur Auswahl; gege- benenfalls ist eine der unteren Lagen - vielleicht M 51 - zur Parallelisierung mit Tuff F oder G in Betracht zu ziehen (Pro- fil Ernst in VALEToN 1960: Abb. 2). Erst oberhalb von Tuff G beginnt nämlich die mit Lüneburg vergleichbare, für Ost- und Zentral-Niedersachsen typische Wechselfolge von Mer- geln (oder Kalkmergeln) und Kalken. 547 Das tephrostratigraphische Schema in Fig. 5 läßt sich mit Sicher- heit ausbauen, da für etliche der lithostratigraphischen Leithorizonte — z. B. im Profil Salder — Verdacht auf pyroklastische Natur besteht. Wegen der Umwandlung der ehemaligen Glasasche in Montmorillo- nit oder Nontronit ist aber bekanntermaßen die Beweisführung der Tuffnatur schwierig. Zur Vermeidung von Irrtümern sei darauf hingewiesen, daß die von VALETON (1960: Abb. 2) vorgenommene Parallelisierung gewis- ser Mergellagen des Profils Salder mit denen von Woltwiesche völlig abwegig ist. Erstere gehören ins Unter-Coniac, letztere ins Mittel- oder untere Ober-Turon. b) Lithoevents Ausgeprägte und weit durchhaltende Lithoevents sind im Arbeitsgebiet selten. Nennenswert ist aber die Phosphorit- Knollenlage im ultimus/Aucellina-Eustatoevent, die sich von S-Westfalen bis E-Niedersachsen in Verknüpfung mit der glaukonitischen Fazies verfolgen läßt. Die markante Mergel- lage M; dicht über der Tufflage E hat ähnlich wie der Micra- ster-Mergel (Kap. C. 3. ı) möglicherweise sogar überregio- nale Bedeutung. Auffällig ist jedenfalls, daß nach Woon der North-Ormsby Marl in der nordenglischen Provinz und der Bridgewick Marl in Südengland in anscheinend vergleichba- rer stratigraphischer Position auftreten. Die Flintlagen-Stratigraphie ist nur in der borealen Schreibkreide-Fazies für weiterreichende Korrelationen brauchbar. Die wenig zahlreichen Flintlagen im Mittel-Ce- noman von SE-Westfalen und ım Turon und Unter-Coniac von Zentral- und Östniedersachsen haben eher lokale Bedeu- tung. Prägnant entwickelt ist eigentlich nur die Flintlage F 23 in der Lesser Mulde (Fig. 5). Auch sie bleibt aber auf die schreibkreideähnliche Fazies am NW-Rand dieser Mulde be- schränkt. Gute Korrelationsmöglichkeiten bieten offensichtlich die rhythmisch sich wiederholenden, mindestens 30 Mergel- oder Kalkmergellagen im höheren Ober-Turon und tieferen Unter-Coniac von Ostniedersachsen, Sack und gegebenen- falls Lüneburg (vgl. Kap. C. 5. a). Hinsichtlich der Zyk- len-Chronologie im tieferen Cenoman und in den Schwarzschiefer-Folgen von Misburg und Wunstorf sei auf ERNST, SCHMID & KuiscHies (1979: 24, 37 ff.) verwiesen. Un- sere frühere Anschauung über eine eher diskontinuierliche Rhythmik in den Schwarzschiefer-Folgen müssen wir korri- gieren. Bessere Aufschlußverhältnisse in Misburg zeigten, daß scheinbar fehlende Zyklen-Glieder sich in Ichnofossil- Horizonten dokumentieren. 6. OXISCH/ANOXISCHE EVENTS (Fig. 6-7) Die auffälligste Sonderfazies in der Plänerkalk-Gruppe der nordwestdeutschen unteren Oberkreide ist zweifellos die oxi- sche Rotpläner-Formation und deren anoxisches Schwarz- schiefer-Äquivalent. Sie setzt im Ober-Cenoman am Top der reinweißen Coccolithen-Kalke mit einem abrupten Fazies- wechsel ein und geht nach oben erneut in helle Plänerkalke über. Ausbildung, Verbreitung: In den meisten Profilen unseres Arbeitsgebietes ist diese Sonderfazies als sog. ‚‚Rot- pläner‘“ oder ‚‚Rotbunte Wechselfolge“ entwickelt und be- steht aus einer Serie vielfarbiger, überwiegend roter oder ro- Sr 0 1deJ-ynL @< (v=)9 294e]<-yyn] 494e] - Jul] A 4>24e]-jynL (9=)4 aade7] -jjnL IW A24eJ- Je 4 124eJ-yyn]L D A34ej-yyn]L IW Pen -IaJsesgıg „01509 SJu3AJ-oyy 7] syjuaaAg-osyda]L 548 < HHHHHF 3uryıo y-FJOW) - Aueunsdy- AN FO veruoin[ ayı ur SUsAJ-OyATT7 2ue21odum pur ssusag-olydeL UN x x yaddı 10 bung -3UN] © xXXX 1]J0H -(Z861 ZINIMIS 9 AIWHOS “ISNYF :N-Auewd,),, dno1g —- 910203104 III vaısuse7 ram sso1J) ET Jisson EZZA SN03903J) JM CI sn0390)34) Jaddn EEE 3 | xXXX | EDS xxxx xXXıXxX RKERX eu rvi + Ir mw AR HK xXXXX KARKEK xXXX ru nm ru my b19q DIEBE ==] - 9014 UyDY > KXKREK KEXX0X KEXEXK riezee KR X KR KR XCK RX XXX rw rvI4]m vr KXXKK KOXFXIX KXLKEX KERUXCX rw rm ru m J9P]DS | 9PIYOS Mo 71 xXXX xXXX wmry "sry KRX X aAgı]Y pue| -13]sunW NVINVWON3D sapıoJıy Aw < 9p10]1} A || = fe) ‚snypigdı WI | = [®} rD 3 u {ae} snaluÄ2JaygnsW » sn3luf2lay W jL SI1]DIIdD ') 2 = + /1Ja1Aan9 | & Bea: sold } = | — 2 ee) *11I8lANI | & “ıy3JDWD) | N m | 2 -- SıaJDAInbanoul | © — + 1y9szJaıd"y9 J81503 ] 2 | } ! > »lay2un]s WD) | ” zZ + 11181AN9 38 xa '/ % T SAAJUIIVOIOLDII]SW + YS SNIDJJ81S02 / " sna1yJod1nI 5 W apIo)IJAÄN SISU3JAOUUDY M] +SISUB/JOPS JB] DM M | NVIOVINOD sau07 PIWDJaI0U| sabnısqns 'sabn]S 549 Substages and |Lithology+ | Bed-Nö + p 2 f % Mem - ncton/Benthos-Ratios M | faunol Zones Lolgur __ | Thickness Byenis 2 bers Inoceramus SssEse | ex gr cuvierii me, - un 23 067m|p =e Flint -Layer F darge form) —— = 52 035 y 23 SajranTro | 30 Aalen Te 21 270 | SE 220 190300 zp) re 18 0,80 Inoceramus Ze lamarcki St | = 2 = SE 5 = : SE) 17 6,00 | = == I. cuvierli See . en o N — ES ]e lamarckizCcuvierii- © = SEE IE 8 Event = = | kapicalis w 16450120757 * Tuff-Layer C E eo 14.110 = 2 = a = 13° 00 eu ==] = i 5 = Inoceramus ] cuviern or al 12 6.00 15 + I. apicalis = 11 020 xx Tuff-Layer 0 x []® White I 1 | Omzul Boundary Bank E gu ncneBene n = \ Ti 9 2,50 : fer = | Mytiloides z = == Ä Channel - = == |" 8 420 |P” Structures = et. ss . IS i & 1.Mytiloides-Event = = = 700 Violet Marl-Layer = De 6 2,10 e. = HEIREEITEN ® 5 __ os /7 plenus-bank = plenus SEHE with basal Chon- B 0 Fr—% u2 drites-Layer | ! | [) | = = Calycoceras = 5 = naviculare 1 = < JE = BE ü | 3 = Inoceramus 7 116.00 = = ‚pictus ja] S 2] & S WJ RS BE S = I x | Tze] == I =) DE —) 15 I 44441411 en E 0—Plancton 60 — 0 —— 100 2 . > An eh Event LITHOLOGY Ku] flint layer grey FE limestone BE na or tuff layer L__] white Fig.6. Lithology , Events and Plancton/ Benthos -Ratios DAMMANN-NE southeast of Sohlde (completed after ABU-MAARUF & ERNST, unpubl. Report) safarbener, seltener grüner oder violetter, mehr oder weniger mergeliger Kalke, denen wiederholt weiße oder weißrosa ge- scheckte Bänke zwischengeschaltet sind (z. B. ‚‚plenus- Bank“ oder ,‚Weiße Grenzbank“ zwischen unterem und obe- rem Rotpläner in Ostniedersachsen, Fig. 6). Die grünen Par- E23 marly limestone COLOUR OF CARBONATE ROCKS 17] platy parting limy marlstone FE red to pink FE black sample of EI foraminifera {9 nodulus marly limestone ER white-pink spotted of the Foraminifera-Fauna of the Quarry tien können als Reduktionshorizonte gelegentlich an Inoce- ramen-Lagen geknüpft sein, oder als Reduktionshöfe Fossil- nester oder größere Fossilien (z. B. Ammoniten) umgeben. Die Schwarzschiefer-Fazies zeigt in unserem Raum eher lokale Verbreitung. Nur in Misburg baut sie in rhythmischer 550 Wechselfolge mit weißen Coccolithen-Kalken die gesamte Litho-Unterstufe auf (Ernst 1975: Abb. 5-6). In Wunstorf wird sie von Rotplänern überlagert, im Sack schaltet sie sich als schwarzweiße Wechselfolge zwischen untere und obere Rotpläner ein (Kerıer 1982; JorDAn, KELLER et al., im Druck). In Lüneburg, Hils, Teutoburger Wald etc. sind in- nerhalb der Rotfolge nur vereinzelte sapropelitische Lagen entwickelt (Heinz 1926, MEvEr 1982). Mitunter ist die euxini- sche Fazies auch nur durch Fischreste angedeutet (sog. „„Fischschiefer“-Lage in Baddeckenstedt). Untergrenze: Die Untergrenze der Formation - gleich- gültig ob oxisch oder anoxisch — ist nach unserer bisherigen Kenntnis zeitgleich und wird durch das regressive plenus- Eustatoevent markiert. Knapp I m darüber folgt im nieder- sächsischen Rotpläner die rosaweiß gescheckte sog. plenus- Bank, an deren Basis die sog. Chondrites-Lage ein interessan- tes Ökoevent bildet (Kap. C. 4. b). In der Schwarzschiefer- Fazies von Misburg und Wunstorf ist der Grenzbereich durch jeweils vier oder fünf dünne bituminöse Pappschieferlagen mit Chondrites und Inoceramus ex gr. pictus gekennzeichnet (Stratigraphie siehe Kap. B. 4. d und e). Obergrenze: Die Obergrenze der Sonderfazies ist an kein einheitliches, zeitgleiches Niveau gebunden. Vielerorts — so in Sack- und Hilsmulde, Misburg, Teutoburger Wald - liegt sie bereits im unteren oder oberen Unter-Turon. Im öst- lichen Niedersachsen — Lesser Mulde, Salzgitterer Höhen- zug, Kahnstein etc. -und Lüneburg greift die Rotfolge höher, bis in das mittlere Turon hinauf. Aber auch in diesem Gebiet ist die Entwicklung keineswegs einheitlich, z. B. ist das un- tere Mittel-Turon in Salder am Südflügel der Lesser Mulde aufgrund der Randsenken-Position allenfalls schwach gelb- lich getönt. In Fig. 2 ist die Reichweite der oxischen resp. an- oxischen Fazies kursorisch durch gestrichelte Pfeillinien ge- kennzeichnet. Bathymetrische Verhältnisse: Brınkmann (1935), Bräutigam (1962: 97) und andere brachten die rotgefärbten Sedimente mit einer Meeresvertiefung und halmyrolytischen Umsetzungen in Zusammenhang. Andere Autoren (RıEDEL 1942: 29, Heinz 1928 etc.) diskutieren demgegenüber eine Seichtwasser-Natur. Als Flachwasser-Kriterien bieten sich z. B. im östlichen Niedersachsen deutliche Anzeichen von Wasserbewegung — wie Inoceramen-Schill, Knollenkalke, ungerundete weiße Kalk- und Mergelkalk-,,Gerölle‘“ (oder Knollen) in roter Mergel-Matrix-an. Im untersten Rotpläner konnten wir in Söhlde an der Basis der Chondrites-Lage auch flache, intraformationale Gerölle nachweisen, die sich in Ero- sionstaschen, Rinnen oder entlang synsedimentärer Abschie- bungen angereichert haben. In seinem Diplom-Arbeitsgebiet am NW-Flügel der Lesser Mulde entdeckte D. Danmer Rin- nenkörper mit Schillfüllung, die sich besonders über und un- ter der sog. violetten Mergellage (Schicht 7 in Fig. 6) konzen- trieren. Ferner können dreiachsige, mutmaßlich von Thalas- sinoides angelegte Bauten als Flachwasser-Anzeiger gewertet werden. Im übrigen deutet die Profil-Korrelation im ost- und zentralniedersächsischen Raum auf erhebliche Mächtigkeits- unterschiede, lückenhafte Sedimentation und Kondensatio- nen besonders in den unteren Teilen der Rotpläner hin. Erst im höheren Rotpläner wird die Faziesentwicklung einheitli- cher, und die Mächtigkeitsdifferenzen nivellieren sich. Dies hängt wohl mit einer allmählichen Vertiefung des Meeres zu- sammen, die in Fig. 3 schematisch durch ein ansteigendes Oszillieren der Kurve angedeutet wurde. Bathymetrie und Foraminiferen-Fauna (Fig. 6): Zwecks Klärung der bathymetrischen Entwicklung wurde in der Rotpläner- Folge eines Kalkbruchs bei Söhlde das quantitative Verhalten der Fo- raminiferen-Fauna anhand ihrer Plankton/Benthos-Ratios über- prüft. Obwohl die Einzelwerte ziemlich stark schwanken, ist generell eine Zunahme der Plankton-Anteile zu verzeichnen. Das dürfte ein weiterer Beleg für die allmähliche Zunahme der Wassertiefe sein. Je- doch bestehen keine auffälligen Unterschiede zwischen den Proben aus roten und weißen Schichten, so daß man die zwischengeschalte- ten weißen Bänke nicht einfach als Hinweise für eine Steigerung der Wassertiefe werten kann. Im Vergleich zur Rotfazies kamen die Schwarzschiefer stets in etwas tieferem und ruhigerem Milieu zum Absatz. Das geht schon aus der größeren Mächtigkeit der Profile und aus deren paläogeographischer Position hervor. Sowohl die Aufschlüsse Misburg wie Wunstorf liegen in den primären Randsenken der damals noch im letzten Kissenstadium be- findlichen Salzstrukturen (Lehrter Salzdiapir resp. Steinhu- der Meer-Linie). Durch die Stillwasserverhältnisse in den Randsenken wurde die Schwarzschiefer-Ablagerung begün- stigt. Der Ichnofauna zufolge war das Bodenmilieu nur zeit- weilig — nämlich zumeist in den Zentren dickerer Schwarz- schiefer-Lagen - abiotisch. Schon in den Übergangsbereichen der bituminösen ‚‚Schiefer“ zu den zwischengeschalteten weißen Kalken stellen sich die Ichnofossilien erneut ein und deuten damit auf ein relativ schwaches Oszillieren der Vergif- tungsfront, die jeweils nur kurzfristig in die untersten Bo- denwasserschichten aufstieg. Die Verhältnisse werden durch die lagenweise angereicherten Inoceramen bestätigt, die als fi- xosessile Epibenthonten vorzugsweise die bituminösen La- gen bevölkerten. Ihre vielfach beidklappig erhaltenen Schalen sind zwar flachgedrückt, zeigen aber keinerlei Aufarbeitungs- spuren. Auch darin bestätigt sich - im Gegensatz zu den Rot- plänern — das strömungsarme Stillwassermilieu. Die Plankton/Benthos-Ratios der Foraminiferen-Faunen im Profil Wunstorf belegen, daß in den Schwarzschiefern das Plankton bei wei- tem überwiegt. Ziemlich gleichbleibend umfaßt es rd. 80% der Ge- samtfauna. Auch benthonische Ostracoden sind nach BRAUTIGAM (1962: 97) selten oder fehlen ganz. Makrofauna: Die Faunenspektren der oxischen und an- oxischen Fazies weichen deutlich von denen der ‚‚normalen“ Plänerkalk-Sedimente ab. Die offenbar euryöken, kosmopo- litisch verbreiteten Inoceramen der pictus- wie auch der My- tiloides-Gruppe dominieren in beiden Fazies-Typen. In der gut durchlüfteten Rotfazies treten die Allerwelts-Brachiopo- den Orbirhynchia (O. cf. wiesti et aut. sp.) und Gibbithyris hinzu. Echiniden fehlen den Schwarzschiefern völlig, in den Rotplänern sind sie bis auf vereinzelte Discordea minima (Acassız), Conulus subrotundus, Sternotaxis planus (Man- TELL) und Echinocorys sphaerica (SCHLUTER) selten. Bezeich- nend ist, daß Conulus und Sternotaxis an der Obergrenze der Rotpläner häufiger werden. Auch Ammoniten sind — abgese- hen vom Neocardioceras-Ökoevent (Kap. B. 4. e) in den Schwarzschiefern von Misburg — ebenfalls ziemlich rar. Spongien ließen sich bisher überhaupt nicht nachweisen. Ökofaktoren und Strömungsmodell (Fig. 7): Ins- gesamt ist die Makrofauna (nicht aber die Mikrofauna) durch Artenarmut und — zumindest gelegentlichen — Individuen- Reichtum ausgezeichnet. Sie folgt demgemäß der biozönoti- schen Grundregel für abnormale Umweltbedingungen. Ne- "7861 ZLUIIIS R AIWHOS “ISNYAF :N-Aueunan) dno1Y Zumyıoy-IJDW '/961 YENdIQ Pur gE6I NNYWANING Je p>a1>[dwuo9 sarde,J-, ou -ejdıoy,, ayı go eaıy ‘("Iqndun) "Je 39 NHNHOSATVA ‘I861 NIDQAYL ‘7861 ‘SZ6T YITOAIZ 12172 paurquwos Kr sınoauoy iydeı3oadospeg "sdomg ur Arepunog-ueruoin] /ueruewoua) >yı 8 (1USAF-IIXOUY/IXO =) JU9AT-IJEUS spejgy/. (>uerjdıoy,, ayl 40 [eAA2IU] [0993 ayl 10} PpPOW-Uu31m) uUe3I0) e 40 UNaNS YE "219 ; sn039e7349 19M07] Jo pua Aq puesuaaud 'ayıuoanej2 [* + |passswgns"syZıy aulsewans DD = auoJsawıj 10 jaew pa4 Er puejs! 10 puejuiew FR B% Ren ER FRE 5 N I” N : £ Sr \ B E ER REN EA \ vg \ ben mißlichen Salinitätsfaktoren müssen z. B. Kaltwas- ser-Episoden in Betracht gezogen werden. Schlechte Durch- lüftung können wir in der Rotpläner-Fazies mit Sicherheit ausscheiden, da die Sedimentböden reichlich mit Sauerstoff versorgt gewesen sein müssen und mutmaßlich in bewegtem Flachwasser entstanden sind (vgl.$.550). Auchabweichende Salinitätsbedingungen — wie JORDAN (1974: 35) sie erwägt — müssen wir für die Rotpläner ablehnen, zumal sich die ben- thonische Mikrofauna durch Artenvielfalt auszeichnet (vgl. BrAuriGaMm 1962: 96). Nach BrAUTIGAM gibt uns aber die Zu- nahme von benthonischen Foraminiferen der Gruppen der Ammodiscen und Glomospiren einen Hinweis auf kälteres Bodenwasser, das schon im höheren Cenoman wirksam wur- de. Gleichermaßen deutet die noch über die Rotpläner-Zeit andauernde, wiederholte Glaukonitbildung am Südrand des Münsterlandes auf die Einflußnahme kühleren Wassers hin. Wir möchten deshalb in Fig. 7 den Entwurf eines Strö- mungsmodells zur Diskussion stellen, in dem aufsteigende arktische Tiefenwässer Glaukonit-Genese wie Rotfärbung begünstigte. Tiefenwässer sind bekanntlich reich an Sauer- stoff und könnten die Hämatit-Bildung in den Rotplänern bewirkt oder — wegen der Bindung des Eisens an die Tonmi- neralien wahrscheinlicher - bewahrt haben. Wir halten es für möglich, daß es im höheren Cenoman und tieferen Turon zu einer episodischen Neuformierung des Strömungssystems gekommen ist, durch die das arktische Tiefenwasser an Be- deutung gewann. Das aus der Nordseestraße — insbesondere dem Viking-Graben — nach Süden strömende Bodenwasser stieg im Verbreitungsgebiet der Rotpläner und glaukoniti- schen Fazies auf, nachdem das Meer im Zuge der plenus-Re- gression erheblich flacher geworden war. Infolge des Upwel- ling gelangte Tiefenwasser auf die Schwellen-Regionen und die nicht durch Untiefen abgeschirmten Teile des Sedimenta- tionsraumes. Gute Durchlüftung des Bodensediments, Rückgang der Arten-Diversität der Makrofauna und Glau- konitbildung waren die Folge. Das Modell kann nur funktio- nieren, wenn sich zu gleicher Zeit der Einfluß der aus SW her- angeführten warmen Oberflächenwässer des Protogolfstroms abschwächte. Möglicherweise wurden sie durch die aus der Unterkreide überkommene, noch als Untiefe bestehende London-Brabanter Schwelle oder eine zwischen nord- und südenglischer Faunenprovinz bestehende Barriere nach We- sten abgedrängt. Das scheint nicht völlig hypothetisch, da be- kanntlich die faunistischen Parallelen zwischen nordwest- deutscher und nordenglischer Oberkreide größer sind als die zum anglopariser Becken (z. B. Ernst & ScHurz 1974: 25). Auch der Einfluß der osttethyalen Oberflächenströmung schwächte sich nach unserem Modell im osteuropäischen In- selgebiet ab. Als zusätzliches Argument für die Wirksamkeit arktischer Strömungen sehen wir die weite horizontale, wie vertikale Verbreitung von Rotsedimenten im Nordseeraum an, die vom Valangin bis Campan oder Maastricht immer wieder in den Erdölbohrungen angetroffen werden. Wir sind uns bewußt, daß das für unseren Raum zur Diskussion ge- stellte Strömungsmodell noch gründlicher Korrekturen bedarf und insbesondere mit der MCE-Arbeitsgruppe ‚‚Cenomanian and Turo- nian Palaeogeographic Maps“ abgestimmt werden muß. Wie Gegen- beispiele - etwa der Ammonitico rosso — belegen, besteht kein zwin- gender Zusammenhang zwischen Rotfärbung von Kalken und kaltem Wasser. Im Falle des Ammonitico rosso liegen die roten Warmwas- ser-Kalke auf Tiefschwellen, zwischen denen sich Becken mit anoxi- scher Sedimentation befinden. Insofern besteht von der Geomorpho- logie her eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Ablagerungsraum der Rotpläner, den wir nach den sedimentologischen Parametern als rela- tiv seichte Schwellenablagerung ansehen. Gegen unser Strömungsmodell wurden vor allem von englischen Spezialisten beachtenswerte Bedenken geäußert (z. B. von CLAY- TON, SWIECICKI, WOOD). Generell habe das Nordseebecken eine Art Falle für eisenreiche klastische Sedimente dargestellt. Unabhängig von der Wassertemperatur sei es im Verlauf der Kreide immer wieder zur verstärkten Zufuhr von rotem, feinklastischem Material gekom- men, wobei die rote Farbe ausschließlich an die Tonmineralien ge- bunden war. Wir akzeptieren, daß sich während der Rotpläner-Zeit die Reliefenergie und der Festlandseinfluß vorübergehend verstärkte und daß eine Bindung der roten und bunten Färbungen an tonreiche Horizonte oder den tonigen Anteil der Kalke besteht. Wir müssen aber die Frage nach der Herkunft des Materials offenlassen. Neben den kalten Strömungen aus dem Nordseeraum käme auch die Mittel- deutsche Schwelle und das Böhmische Massiv als Liefergebiet in Be- tracht. Hier ıst aber nicht der Ort, auf weitere Probleme und Thesen der Rotfärbung detaillierter einzugehen. Wir verweisen auf JORDAN (1974) und VAN HOUTEN (1964). Im Übrigen wurden von uns die Di- plomanden DAHMER und HILBRECHT im ost- und zentralniedersäch- sischen Raum angesetzt, um durch eine Kombination von geochemi- schen, sedimentologischen und stratigraphischen Parametern zur Klärung der Probleme beizutragen. Anoxische Sedimente: Für die Deutung der anoxi- schen Sedimente im norddeutschen Raum ist eine zeitweilige Belebung der Reliefenergie die Voraussetzung. Sıe findet ih- ren Ausdruck inden auf 5.550 dieses Kapitels beschriebenen Mächtigkeitsunterschieden, Schichtlücken und Kondensa- tionen (vgl. BrAUTIGAM 1962: 96 f.). Deutliche Hinweise sind auch die erwähnten sedimentologischen Kennzeichen, wie Mergelreichtum, Knollenkalke, intraformationale Gerölle, Rinnenbildungen und ähnliches in der Rotpläner-Fazies. Als Ursache für die Verstärkung der Reliefunterschiede ist eine wachsende halokinetische Aktivität anzusehen, die zur Aus- bildung von Randsenken, Schwellen und Becken im nieder- sächsischen Salzstockgebiet führte (vgl. Ernst, SCHMID & Kuı- scHIES 1979: Fig. 8). In den abgeschirmten Beckenteilen und Randsenken blieb der Einfluß der Strömungen naturgemäß gering. Die schlechte Zirkulation schuf im Verein mit dem massenhaft absterbenden Phyto- und Zooplankton (vorwie- gend Coccolithophoriden und Radiolarien) anoxische Bedin- gungen und führte zu rhythmisch wiederholter Schwarz- schiefer-Sedimentation. Es kommt hinzu, daß im Cenoman/Turon-Grenzbereich anoxische Sedimente beinahe weltweit verbreitet sind. Wir verweisen in diesem Zusammenhang auf die Arbeiten von SCHLANGER & JENKYNS (1976), ARTHUR & SCHLANGER (1979) und JEnkyns (1980), in denen die Ursachen und Konsequen- zen dieses weltweiten Events ausführlich diskutiert werden. 7. ÜBERREGIONALE EVENT-KORRELATION Eine direkte Nord/Süd-Korrelation zwischen borealer und tethyaler Oberkreide über die Barriere der Mitteldeutschen Schwelle hinweg ist naturgemäß nur schwierig durchzufüh- ren. Entsprechend den paläogeographischen Gegebenheiten sind die Parallelen zwischen nordwestdeutschem, nordengli- schem und anglofranzösischem Becken wesentlich enger. Die Meeresverbindungen über den Nordseeraum hinweg sind breit angelegt, und der Faunenaustausch wird nur durch submarine Schwellen und ökologische Barrieren behindert. Eine Nord/Süd-Korrelation muß deshalb grundsätzlich auf einer verbesserten Ost/West-Korrelation aufbauen. Sichtbare Fortschritte bei der Ost/West-Korrelation zwi- schen NW-Deutschland und England wurden mit der fort- schreitenden Angleichung der beiderseitigen Gliederungssy- steme möglich. Durch die enge Kooperation mit C. J. Woon konnte zumindest ein Teil unserer Events mit ähnlichen Er- eignissen in der englischen Kreide parallelisiert werden. Dies gilt z. B. für das primus-Event des unteren Mittel- Cenoman, das mit einer ganz ähnlichen Faunenassoziation sowohl in der nord- wie in der südenglischen Kreideprovinz entwickelt ist (vgl. Kap. C. 4. a). Ebenso geben die Oyster- Events im Grenzbereich Mittel-/Ober-Cenoman ein instruk- tives Beispiel für überregionale Korrelation und deuten mut- maßlich auf eine oszillierende Regression im europäischen Raum hin (vgl. Kap. C. 3. d). Fast schon global ist die 553 Reichweite für das oxisch/anoxische Event im Cenoman/Tu- ron-Grenzbereich, das sıch in weiten Teilen der Nordsee so- wie auch im Atlantik, Mediterran und Pazifik etwa im glei- chen Niveau wiederfindet (Kap. C. 6). Weitere Beispiele für eine funktionsfähige Event-Korrelation sind mutmaßlich die erwähnten Lithoevents Mergellage E und der Micraster-Mer- gel M.; oberhalb der Tufflagen F und G (Kap. C. 3. i und 35.1): Die genaue Darstellung und Diskussion der überregionalen Event-Stratigraphie muß der geplanten Folgepublikation vorbehalten bleiben. Schon jetzt aber ıst sicher, daß auf dem Umwege einer Ost/West-Korrelation wichtige Beiträge zu einem der Hauptziele des nationalen MCE-Programms — der Nord/Süd-Korrelation zwischen borealer und mediterraner Kreide — beigesteuert werden können. DEELTERATURVERZEICHNIS ARTHUR, M. A. & SCHLANGER, $. ©., (1979): Cretaceous ’oceanic anoxic events’ as causal factors in development of reef- reservoired giant oil fields. - Bull. Amer. Ass. Petroleum Geol., 63: 370-885, 6 figs. BRÄUTIGAM, F. (1962): Zur Stratigraphie und Paläontologie des Ce- nomans und Turons im nordwestlichen Harzvorland. — Diss. Techn. Univ. Braunschweig: 261 S., 7 Abb., 21 Taf., 16 Anl.; Braunschweig. BRINCKMANN,R. (1935): Über Rotfärbung in marinen Sedimenten. — Geol. Rdsch., 26: 124-127, 2 Abb.; Stuttgart. DIENER, I. (1967): Zur Paläogeographie der Oberkreide Nordost- deutschlands. — Ber. deutsch. Ges. geol. Wiss., A, Geol. Pa- läont., 12, 5: 493-509, 8 Abb.; Berlin. Dorn, P. & BRÄUTIGAM, F. (1959): Hinweise auf Oberkreidevul- kanısmus in Nordwestdeutschland. - Abh. Braunschw. Wiss. Ges., 11: 1-4, 1 Abb.; Braunschweig. ERNST, G. (1970): Faziesgebundenheit und Ökomorphologie bei ir- regulären Echiniden der nordwestdeutschen Oberkreide. — Paläont. Z., 44: 41-62, 8 Abb., 5 Taf.; Stuttgart. — — (1975): Stratigraphie, Fauna und Sedimentologie der Ober- kreide von Misburg und Höver bei Hannover (Exkursions- führer). — Mitt. Geol.-Paläont. Inst. Univ. Hamburg, 44: 69-97, 17 Abb.; Hamburg. — — (1978): Das Turon von Wüllen. In: KEMPER, E., ERNST, G. & THIERMANN, A.: Fauna, Fazies und Gliederung der Unter- kreide im Wiehengebirgsvorland, Osning und im deutsch- niederländischen Grenzgebiet. — Int. Symp. dt. Kreide Mün- ster, Exk. A: AI-10-16, Abb. 30-33; Münster. — — , SCHMID, F., KELLER, $., KLISCHIES, G. & SEIBERTZ, E. (1979): Die Oberkreide des Raumes Braunschweig-Hannover unter besonderer Berücksichtigung des Cenoman und Turon. — Exk.-Führer: Geländetagung ‚‚Kreide Niedersachsen“ der Subkommission für Kreidestratigraphie 1.5.1979-5.5.1979: 1-75, 41 Abb.; Berlin-Braunschweig-Hannover 1979. — — ‚SCHMID, F. & KLISCHIES, G. (1979): Multistratigraphische Untersuchungen in der Oberkreide des Raumes Braun- schweig-Hannover. - Aspekte der Kreide Europas. IUGS Ser. A, 6: 11-46, 15 Abb.; Stuttgart. — — & SCHMID, F. (1979): Oberkreide. - In: Voss, H. H.: Geol. Karte Niedersachsen 1:25000; Erl. Bl. Wunstorf, Nr. 3522; 23-25; Hannover. — — & SCHMID, F. (1980): The Upper Cretaceous of Central and Eastern Lower Saxony. — In: BIRKELUND, T. & BROMLEY,R. G.; Upper Cretaceous of NW Europe. Guide to Excursion A-69, 26th Intern. Geol. Congr. Paris: 83-113, 10 figs.; Paris. — — & SCHMID, F.: Die Oberkreide. —- In: LEPPER, J.: Geol. Karte Niedersachsen 1:25000; Erl. Bl. Sarstedt, Nr. 3725: 1 Abb.; Hannover (im Druck). — — & SCHULZ, M.-G. (1974): Stratigraphie und Fauna des Coniac und Santon im Schreibkreide-Richtprofil von Lägerdorf (Hol- stein). -Mitt. Geol.-Paläont. Inst. Univ. Hamburg, 43: 5-60, 15 Abb., 5 Taf.; Hamburg. HANCOCcK, J. M. (1969): Transgression of the Cretaceous sea in south-west England. — Proc. Ussher Soc., 2, 61-83; Ussher. — — (1975): The sequence of facies in the Upper Cretaceous of northern Europe compared with that in the Western Interior. — In: CALDWELL, W. G. E. (ed.). The Cretaceous system in the Western Interior of North America. — Spec. Pap. geol. Ass. Can. 13; 83-118, 5 figs.; Ottawa. — — & KAUFFMAN, E.-G. (1979): The great transgressions of the Late Cretaceous. — J. geol. Soc. London, 136: 175-186, 5 figs., 4 tabl.; London. HEINZ, R. (1926): Beitrag zur Kenntnis der Stratigraphie und Tekto- nik der oberen Kreide Lüneburgs. — Mitt. Mineral.-Geol. Staatsinst. Hamburg, 8: 1-109, 3 Taf.; Hamburg. — — (1928): Ueber Cenoman und Turon bei Wunstorf westlich Hannover. — Jber. nieders. geol. Ver., 21: 18-38, 1 Abb., 1 Taf.; Hannover. HOUTEN, F. B. van (1964): Origin of Red Beds - Some unsolved Problems. — In: NAIRNS, A. E. M. (Ed.): Problems in Pa- laeoclimatology. — S. 647-661; London etc. (Wiley & Sons). JENkms, H. C. (1980): Cretaceous anoxic events: from continents to oceans. — J. geol. Soc. London, 137: 171-188, 6 figs.; Lon- don. JorDan, H. (1968): Gliederung und Genese des Flammenmergels (Alb) in Hils- und Sackmulde (Süd-Hannover). - Z. deutsch. geol. Ges., Jg. 1965, 117: 391-425, 6 Abb., 1 Tab., 2 Taf.; Hannover. — — , KELLER, $., SCHEFFER, M. & SCHMID, F.: Kreide. - In: HARMS, F.-]J.: Geol. Karte Niedersachsen 1:25000, Erl. Bl. Freden, Nr. 4025; Hannover (im Druck). JORDAN, R. (1974): Salz- und Erdöl/Erdgas-Austritt als Fazies be- stimmende Faktoren im Mesozoikum Nordwest-Deutsch- lands. - Geol. Jb., A 13: 64 S., 2 Abb., 1 Taf.; Hannover. KAPLAN, U. & SCHMID, F. (1983): Der Großammonit Pachydesmo- ceras denisonianum (STOLICZKA) und die Feinstratigraphie des Grenzbereiches Cenoman/Turon im Hesseltal bei Halle in Westfalen (N-Deutschland). — Veröff. Naturk.-Mus. Biele- feld: 16 Abb., I Tab.; Bielefeld (im Druck). KAUFFMAN, E. G. (1978): British middle Cretaceous inoceramid bio- stratigraphy. — Ann. Mus. d’Hist. nat. Nice 4, 1976, Mid-Cretaceous Events, reports on the biostratigraphy of key areas: IV. 1-12, 2 figs.; Nice. KELLER, $. (1981): Die Oberkreide der Sack-Mulde bei Alfeld (Ce- noman — Unter-Coniac): Lithologie, Biostratigraphie und Inoceramen. — Diss. Univ. Hannover, 239 $., 62 Abb., 1 Tab., 8 Taf.; Hannover. — — (1982): Die Oberkreide der Sack-Mulde bei Alfeld (Cenoman — Unter-Coniac): Lithologie, Biostratigraphie und Inocera- men. — Geol. Jb., A 64: 3-171, 61 Abb., 2 Tab., 8 Taf.; Hannover. KENNEDY, W. J. (1971): Cenomanian ammonites from Southern England. — Paleont. Ass. London, Spec. Pap. Paleont., 8: 133 pp., 4 tabs., 64 pls.; London. — — & Hancock, J. M. (1978): The Mid-Cretaceous of the Uni- ted Kingdom. — Ann. Mus. d’Hist. nat. Nice, 4, 1976, Mid- Cretaceous Events, reports on the biostratigraphy of key areas: V. 1-72, 10 figs., 30 pls.; 4 tabs.; Nice. LIEVER, H. (1980): Profilaufnahme und Kartierung der Oberkreide im Kahnsteingebiet (Nördliches Harzvorland). — Unveröff. Dipl.-Arb., Univ. Clausthal-Zellerfeld: 133 S., 31 Abb., 3 Taf.; Clausthal-Zellerfeld. — — (1981): Litho- und Biostratigraphie des Turon und Coniac am Kahnstein bei Langelsheim (Nördliches Harzvorland). - Clausthaler geol. Abh., 41: 89-96, 2 Abb.; Clausthal-Zeller- feld. MEYER, T. (1982): Die Geologie der Oberkreidevorkommen in der Hilsmulde bei Kaierde. Schichtaufbau, Stratigraphie und La- gerungsverhältnisse. - Unveröff. Dipl.-Arb. Univ. Hanno- ver: 91 S., 26 Abb., 2 Anl.; Hannover. RAWSON, P. F., CURRY, D., DILLEY, F. C., HANCOCK, J. M., KEN- NEDY, W. J., NEALE, J. W., WOOD, C. J. & WORsSAM, B. C. (1978): A correlation of Cretaceous rocks in the British Isles. — Geol. Soc. London, Spec. Report, 9: 1-70, 6 Fig.; London. RıiEDEL, L. (1942): Obere Kreide. - Schr. wirtschaftswiss. Ges. Stud. Niedersachsen, N. F., 2: Das Mesozoikum in Niedersachsen. -5:53 $., 4 Abb., 1 Tab.; Oldenburg ı. ©. (Stalling). RosE, H. & RADCZEWSKI, ©. E. (1949): Über den Unterschied der weißen und roten Plänerkalke von Söhlde bei Hildesheim. — N. Jb. Miner., Abt. A, Mh., 1949, (11/12): 261-265; Stutt- gart. SCHEFFER, M. (1981): Spezialkartierung des Muldenkerns der südli- chen Sackmulde (TK 25 Blatt Freden, Nr. 4025) mit Lesefossi- lien. — Dipl.-Kartierung: 39 S., 4 Abb., 3 Taf., 8 Anl.; Clausthal-Zellerfeld. SCHLANGER, $. ©. & JENKYNS, H. C. (1976): Cretaceous oceanic an- oxic events: causes and consequences. - Geol. Mijnbouw, 55: 179-184, 2 figs.; Leiden. SCHMID, F. (1965): Actinocamax plenus (Blainville) ein seltener Be- lemnitenfund im Rotpläner (Öberkreide, Niedersachsen). — Geol. Jb., 83: 517-532, 1 Abb., 1 Taf.; Hannover. — — &SPAETH, C. (1980): Erster Nachweis von Schwarzschiefern im Unter-Turon Helgolands (Nordsee, NW-Deutschland) - N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1980 (11): 703-706; Stuttgart. SEIBERTZ, E. (1977): Litho-, Bio-, Ökostratigraphie, Sedimentologie und Tektonik im Soester Grünsand (oberes Mittel-Turon; südliches Münsterland). — Geol. Jb. A 40: 61-113, 19 Abb., 2 Taf.; Hannover. — — (1978): Ökologie, Fazies und Fauna im Turon des südlichen Münsterlandes: Ein Fazieswirkungsschema. — Paläont. Z., 52, 1/2: 93-109, 16 Abb.; Stuttgart. — — (1979a): Stratigraphisch-fazielle Entwicklung des Turon im südöstlichen Münsterland (Oberkreide, NW-Deutschland). — Newsl. Stratigr., 8 (1): 3-60, 34 Abb., Berlin; Stuttgart. — — (1979b): Stratigraphie, Fazies und Paläogeographie der ‚‚Mit- tel“-Kreide zwischen Rüthen und Erwitte (Alb — Coniac, SE-Münsterland). - VFMG Sonderbd., 29: 85-92, 6 Abb.; Heidelberg. — — (1979c): Biostratigraphie im Turon des SE-Münsterlandes und Anpassung an die internationale Gliederung aufgrund von Vergleichen mit anderen Oberkreide-Gebieten. — Newsl. Stratigr., 8 (2): 111-123, 5 Abb.; Berlin, Stuttgart. — — (1981): Stratigraphie des Kreide-Profils von Hahndorf im süd- lichen Salzgitterer Sattel (SE-Niedersachsen). — Clausthaler Geol. Abh., 41: 119-128, 5 Abb.; Clausthal-Zellerfeld. — — &Scupin, K. (1982): Die Gliederung der unteren Oberkreide im Raum Paderborn einst und jetzt. — In: Scupın, K.: Geol. Karte Westfalen, 1:25000, Erl. Bl. 4218; Paderborn (im Druck). — — & VORTISCH, W. (1979): Zur Stratigraphie, Petrologie und Genese einer Bentonit-Lage aus dem oberen Mittel-Turon (Oberkreide) des südöstlichen Münsterlandes. - Geol. Rund- schau, 68, (2): 649-679, 17 Abb.; 3 Tab., Stuttgart. TROGER, K.-A. (1967): Zur Paläontologie, Biostratigraphie und fa- ziellen Ausbildung der unteren Oberkreide (Cenoman bis Tu- ron). Teil I: Paläontologie und Biostratigraphie der Inocera- men des Cenomans und Turons Mitteleuropas. — Abh. staatl. Mus. Miner. Geol., 12: 13-207, 14 Taf., 43 Anl.; Dresden. — — (1969): Zur Paläontologie, Biostratigraphie und faziellen Ausbildung der unteren Oberkreide (Cenoman bis Turon). Teil II: Stratigraphie und fazielle Ausbildung des Cenomans und Turons in Sachsen, dem nördlichen Harzvorland (sub- herzyne Kreide) und dem Ohmgebirge. — Abh. staatl. Mus. Miner. Geol., 13: 1-70, 7 Abb., 18 Anl,; Dresden. — — (1981): Zu Problemen der Biostratigraphie der Inoceramen und der Untergliederung des Cenomans und Turons in Mittel- und Osteuropa. — Newsl. Stratigr., 9 (3): 139-156, 8 Abb.; Berlin-Stuttgart. VALETON, I. (1960): Vulkanische Tuffiteinlagerungen in der nord- westdeutschen Oberkreide. —- Mitt. geol. Staatsinst. Ham- burg, 29: 26-41, 8 Abb., 1 Taf.; Hamburg. VOIGT, E. (1977): Neue Daten über die submarine Großgleitung tu- roner Geteine im Teutoburger Wald bei Halle/Westf. - Z. deutsch. Geol. Ges., 128: 57-79, 5 Abb., 2 Taf.; Hannover. — — & SEIBERTZ, E. (1978): Unterkreide/Cenoman-Grenze bis Turon im südöstlichen Münsterland; Campan von Beckum. — Int. Symp. dt. Kreide Münster, Exk. C: 38 S., 30 Abb.; Münster. WIEDMANN, J. (1979): Die Ammoniten der NW-deutschen, Regens- burger und Östalpinen Oberkreide im Vergleich mit den Oberkreidefaunen des westlichen Mediterrangebiets. — Aspekte der Kreide Europas. IUGS Ser. A, 6: 335-350, 6 Tab.; Stuttgart. — — & SCHNEIDER, H. L. (1979): Cephalopoden und Alter der Cenoman-Transgression von Mülheim-Broich, SW-Westfa- len. - Aspekte der Kreide Europas. IUGS Ser. A, 6: 645-680, 10 Abb., 10 Taf.; Stuttgart. WOoop, €. J. (1982): The biostratigraphy of Aucellina in Albian-Ce- nomanian successions. — 2. Symposium Kreide, München, Abstracts: 90-91; München. ZAWISCHA, D. (1980): Die Fauna des Cenomans von Wunstorf. — Arb. Kr. Paläont., 8 (5/6): 1-34, 102 Abb.; Hannover. ZIEGLER, P. A. (1975): North Sea basın history in the tectonic fra- mework of north-western Europe. - In: WOODLAND, A. W.: Petroleum and the continental shelf of North West Europe. — 1, (Geology, 9.): 131-147, 19 figs., Great Yarmouth. — — (1982): Geological Atlas of Western and Central Europe. — Shell Intern. Petrol. Maatschappij B. V.: 1-130, 29 Figs., 40 Encl.; The Hague. ee München, 1.Jal 1983 ISSN 03799027 Das Helvetikum-Profil im Steinbruch ‚‚An der Schanz“ bei Burgberg/ Allgäu Lithologie, Stratigraphie und Makrofauna KONRAD FE. WEIDICH, KLAUS SCHWERD & HARALD IMMEL®*) Mit 3 Abbildungen, 2 Tafeln und 1 Tabelle KURZFASSUNG Das Helvetikum-Profil im Steinbruch ‚,An der Schanz““ bei Burgberg/Allgäu wird seit Arn. HEım (1919) erstmals wieder bearbeitet. Der mikrofaziellen Beschreibung aller lithologischen Ein- heiten vom Brisisandstein bis zu den Amdener Schichten folgt deren stratigraphische Einstufung durch lithologischen Ver- gleich mit der Schweiz und Vorarlberg, mit Ammoniten im tieferen und planktonischen Foraminiferen im höheren Teil des Profils. Für die Knollen- bis Amdener Schichten konnten sieben planktonische Foraminiferenzonen aufgestellt wer- den. Danach reicht der Seewerkalk einschließlich der Über- turriliten-Schicht vom obersten Cenoman bis in das Santon. Drei Inoceramen- und acht Cephalopoden-Arten werden beschrieben. UBS TUR AN@ITE For the first time since Arn. Hm (1919) the Helveticum section in the quarry “An der Schanz” near Burgberg/ Allgäu is described. After the description of the microfacies of all units between Brisisandstone and Amden formation their stratigraphic range is determined by comparison with Switzerland and Vorarlberg, by ammonites in the lower and planktonic fora- minifera in the upper part ofthe section. Seven planktonic fo- raminiferal zones are distinguished in the middle and upper part of the section from Knollen beds to Amden formation. Therefore the Seewen limestone including the Überturriliten bed has a stratigraphic range from the uppermost Cenoma- nıan to the Santonıan. Three species of inoceramids and eight species of cephalo- pods are described. INEIATT JEBBLG eo [Oo 2.15 ch Erle EEE ee ee LT 556 AU ber bc er estrelele rnintelslauelaena siegen kal e ere reeeeteke 556 A SINEKENSER: 26065580005000000050.20000000600008.000.00.0006006099000000000000000DOe 556 2, Siektsenusch@rll@llo.00000600000060289090080086.88942030090 0000000 0098 Hu A0D0 DEUAUBDDOAE 559 2.1 Stratigraphie der tieferen Schichten (Brisisandstein-Lochwald-Schicht) ...............2.2222000- 559 2.2 Feinstratigraphie der höheren Schichten (Knollen-Schichten— Amdener Schichten) ...............- 561 DES y;stemarıscheralle) EPs SER ETeRekerekoretefetejetertelefelegetetegeteketekeRrketeretete 563 een ER ORENAREERÄRBRHRAOE DERHORR 563 BIS @ ep halopoderner ee ee ee tere lee ekekerakeh erh eernteistefetrfetefatekelet tele teheknetegeteteker: 564 BiteratunyerzeichtV sea re ee Te RT terre rec etgeeelerefeis 567 *) K. F. WEIDICH, H. IMMEL, Institut für Paläontologie und histori- sche Geologie der Universität, Richard-Wagner-Straße 10, D-8000 München 2; K. SCHWERD, Bayerisches Geologisches Landesamt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22. 556 1.GEOLOGISCHER TEE 1.1 ÜBERBLICK Der Steinbruch ‚‚An der Schanz“ ist am Westende des Weinberges, einem Ausläufer des 1738 m hohen Grünten, in einem nordvergenten Sattel und einer im Norden tektonisch anschließenden Schuppenzone des Helvetikums angelegt (Abb. 1 und 2). In der Südflanke des nach ENE streichenden KEMPTEN IMMEN- STADT Stbr. a0rünten *BURGBERG Abb. 1. Lage des Steinbruches ‚‚An der Schanz‘‘ bei Burgberg/All- gäu (TK 25 Blatt 8427 Immenstadt: R 3596600, H 5268140). Sattels tritt eine Schichtenfolge vom Brisisandstein (oberes Apt) bis in den unteren Teil der Amdener Schichten (Santon) auf (Abb. 3). Die steil überkippte Nordflanke führt dagegen durch tektonische Abscherung nur mehr Brisisandstein und Grünsandsteine des Alb. In der darauf folgenden, ebenfalls nach N überkippten Schuppenzone sind am Nordrand des Steinbruches, tektonisch aneinandergrenzend, derzeit Brisi- sandstein, Grünsandstein-Fetzen, Seewerkalk und Seewer- schiefer aufgeschlossen. - Durchschlagı-Schicht - Flubrig-Schicht | Weinberg \ > \ f Twirren-Schichten \ N | Lochwald-Schicht \ x / [r Knollen-Schichten N // Twırren- N \\ Y //[rüberturriliten-Schicht Schichten Abbausohlen_ Brisisandsteın Grun- sandsteın- Fetzen Seewer- kalk Seewer- Ä\ \ schiefer \ x Amdener Is Straße SCHUFPENZONE\ SATTEL SCHWERD 1982 Abb. 2. Schichtenfolge und tektonischer Bau im Steinbruch ‚‚An der Schanz“ (schematisch, nicht maßstäblich). Bereits seit GumBEL (1856) ist ein Teil der Schichtenfolge des Steinbruches ‚An der Schanz“ bekannt. Arn. HEmM (1919) beschrieb sie erstmals ausführlicher. In neuerer Zeit befaßten sich damit HAussLer (1972), KOHLER & HAUSSLER (1978) sowie im Rahmen der geologischen Landesaufnahme SCHWERD et al. (1983). HaGn, HörLing & Marrını (in HAGN 1981) beschrieben vor allem die Amdener Schichten am Süd- rand des Steinbruches. Hausster (1972) gab für den Steinbruch ‚‚An der Schanz“ auch Gamser Schichten an, die den Kern eines Sattels bilden sollen. Nach unserer Deutung der tektonischen Situation (Abb. 2) stellen diese Grünsandsteine — in der Fazies der Twirren-Schichten — die tektonisch stark reduzierte Nord- flanke des Sattels dar, was durch neue Ammonitenfunde (Leymeriella sp., Unteralb; leg. et det. G. GEBHARD, mdl. Mitt.) bestätigt wurde. Der Brisisandstein, der sich im Nor- den an diese Twirren-Schichten (= HäAussLers Gamser Schichten) anschließt, gehört zur Schuppenzone und nicht zum Sattel. Gleichwohl sind in der Gesteinsfolge, die den Weinberg weiter im E aufbauen, Gamser Schichten vertreten. Über mächtigem Schrattenkalk folgen Gamser Schichten, Brisi- sandstein sowie mächtig und differenziert ausgebildetes Alb und Cenoman. Dies zeigt fazielle Züge des Mittelhelvetikums (Hörrner 1962). Das Auftreten von Gamser Schichten weist dabei wohl auf den südlichsten Teil des Mittelhelvetikums hin. 1.2 SCHICHTENFOLGE 1.2.1 Brisisandstein Der im Steinbruch ‚‚An der Schanz‘ rund 30 m mächtige, durch sein Auftreten als gestörter Kern eines Sattels jedoch in verdoppelter Mächtigkeit anstehende Brisisandstein stellt im älteren Teil einen massigen, kaum geschichteten, fein- bis mittelkörnigen Quarzsandstein dar. Das harte, in frischem Zustand meist hellgrünlich-graue, zuckerig bis fertig glän- zende Gestein zerfällt durch intensivste Klüftung kleinstük- kig. Es verwittert etwas porös mit unregelmäßig rotbraunen, graubraunen und seltener auch hellgrauen Farben. Haupt- komponente (> 80%) bildet teils eckiger, teils unterschiedlich gerundeter Quarzdetritus, der durch Korn-zu-Korn-Bin- dung, aber auch tonig-karbonatisches Bindemittel zusam- mengefügt ist (Taf. 1 Fig. 1). Daneben tritt etwas Chlorit auf, während Glaukonit weitgehend zu fehlen scheint. Auf ein- zelnen Schichtflächen waren Rippelmarken zu beobachten. Im jüngeren Teil des Brisisandsteines steigt der Durchmes- ser einzelner Quarzkörner bis auf mehrere Millimeter an. Bei Rückgang des Quarzanteiles treten nun zunehmend Glauko- nit, Kalzit und feinverteilter Pyrit auf. In den obersten 4-6 m ist der Glaukonit oft schlierig ange- reichert. Hier finden sich zudem gehäufte Wohn- und Freß- bauten einer den Meeresboden bewohnenden Fauna und ver- einzelt Phosphoritknöllchen. 1.2.2 Durchschlägi-Schicht Die im Steinbruch rund 1m mächtige Durchschlägi- Schicht entwickelt sich aus dem Brisisandstein rasch durch Zunahme des tonig-karbonatischen Bindemittels und Glau- konites sowie Aufnahme von Phosphorit. Während sie an der Südflanke des Sattels im Steinbruch vom Hangenden be- reichsweise gut abtrennbar ist, scheint sie auf der Nordflanke in Fazies der Twirren-Schichten vorzuliegen. Die Durchschlägi-Schicht stellt an der Südflanke des Sattels einen dunkelgrünlichgrauen, zum Teil grobkörnigen, schwach kalkigen Quarzsandstein dar. Sie führt reichlich Glaukonit (bis rund 15%) und kleine dunkelbraune bis schwarze Phosphoritknollen und -bröckchen. Hauptkom- ponente (> 75%) ist nur schlecht sortierter, eckig bis gut ge- rundeter Quarzdetritus in vorwiegend tonig-siltigem Binde- mittel mit wechselndem Kalkanteil (Taf. 1 Fig. 2). Vereinzelt finden sich Glimmerschüppchen sowie Gesteinsbruchstücke (vor allem Quarzite). Die Phosphoritklumpen schließen häu- fig Quarz und Glaukonit ein. Grobsandige bis feinkiesige Quarzkörner bedingen oft rauhe Verwitterungsoberflächen. Partienweise ist das bioturbate Gestein von bis mehrere De- zimeter langen Wohn- und Freßbauten (‚‚graphitgraue Fähr- ten“, Arn. HEım 1919) durchsetzt. 1.2.3 Flubrig-Schicht Die Flubrig-Schicht ist nach Arn. HEm (1919) am Grünten im Vergleich zur Ostschweiz, wie auch die Durchschlägi- Schicht, völlig versandet. An der Sattelsüdflanke im Stein- bruch ist sie, etwa 1,5 m mächtig, bereichsweise lithologisch noch einigermaßen von der darunterlagernden Durchschlä- gi-Schicht und den darüberfolgenden Twirren-Schichten un- terscheidbar. An der Nordflanke dagegen tritt sie allem An- schein nach in Fazies der Twirren-Schichten auf. Die Flubrig-Schicht ist ein gegenüber der Durchschlägi- Schicht etwas kalk- und fossilreicherer, dafür aber weniger Glaukonit und Phosphorit führender Quarzsandstein mit dunkelgrünlichgrauer bis schwarzer Farbe. Hauptkompo- nente bildet auch hier wieder meist nur schlecht sortierter, ek- kig bis gut gerundeter Quarzdetritus mit einzelnen grobsan- digen bis feinkiesigen Körnern (Taf. 1 Fig. 3). Das Bindemit- tel ist tonig-karbonatisch. Korn-zu-Korn-Bindungen zwi- schen Quarzkomponenten sind seltener. 1.2.4 Twirren-Schichten Auf der Sattelsüdflanke treten die Twirren-Schichten im Steinbruch vollständig und mit rund 7 m Mächtigkeit auf. Die von HäAusster (1972) den Gamser-Schichten zugerechneten, aus in Abschnitt 1.1 erwähntem Grund neuerdings jedoch in das Alb der Sattelnordflanke zu stellenden Grünsandsteine werden in vorliegender Arbeit als tieferer Teil der Twirren- Schichten gedeutet. Gelände- und Dünnschliffuntersuchun- gen (Taf. 1 Fig. 4-5) lassen diese Einstufung als hinreichend gerechtfertigt erscheinen. Der basale Teil der Twirren- Schichten dürfte an der Sattelnordflanke altersmäßig und fa- ziell zudem die Durchschlägi- und Flubrig-Schicht vertreten. An der Südflanke des Sattels gehen die Twirren-Schichten vor allem durch Zunahme des Kalk-, Glaukonit- und Phos- phoritgehaltes aus der Flubrig-Schicht hervor. Auf der Sattel- nordflanke entwickelt sich ihre Fazies dagegen direkt aus dem Brisisandstein. 557 Hauptkomponente der dunkelmoosgrünen bis dunkel- grauen Twirren-Schichten stellt wiederum meist nur mäßig sortierter, eckiger bis gut gerundeter Quarzdetritus dar (Taf. 1 Fig. 46). Das Bindemittel des fein- bis grobkörnigen Gesteines ist tonig-karbonatisch und gegenüber der Durch- schlägi- und Flubrig-Schicht wesentlich kalkreicher. Korn- zu-Korn-Bindung zwischen Quarzkörnern tritt nur unterge- ordnet auf. Die Twirren-Schichten zeigen einen hohen Glau- konitgehalt und führen neben Pyrit und Gesteinsbröckchen oft lagenweise angereichert Phosphorit. Letzterer bildet klei- ne, dunkelbraune bis schwarze Knollen und Schlieren, die ih- rerseits detritischen Quarz und Glaukonit (Taf. 1 Fig. 4 u. 6) sowie vereinzelt kleine Foraminiferen (Hedbergellen) ein- schließen. Wechselnde Bindemittel- und Glaukonitführung bedingen eine schwache, für die Twirren-Schichten aber cha- rakteristische Melierung oder Streifung der Gesteinsfarbe. Neben inkohlten Pflanzenresten treten Wohn- und Freßbau- ten auf. 1.2.5 Lochwald-Schicht Aus den Twirren-Schichten entwickelt sich durch Zu- nahme des Kalk- und Glaukonitanteiles bei Zurücktreten des Tongehaltes die im Steinbruch rund 2 m mächtige Loch- wald-Schicht. Sie stellt einen kalkig gebundenen, sehr glau- konitreichen, dunkelgrünlichen bis schwarzen Sandstein dar. Derritischer, nur schlecht sortierter, eckiger bis runder Quarz sowie Glaukonit bilden die Hauptkomponenten. Vereinzelt treten Glimmerschüppchen und Gesteinsbröckchen auf. Im Bindemittel nimmt der Kalkanteil zum Hangenden zu, der Tonanteil ab. Phosphorit ist in der Lochwald-Schicht be- reichsweise stark angereichert. Er tritt in Form von dunkel- braunen bis schwarzen Knöllchen, als Füllung von bis Dezi- meter langen, gangartigen Wohn- und Freßbauten sowie als phosphoritisierte Fossilschalen auf. Die Phosphoritknöllchen führen ihrerseits Quarz, Glaukonit und Fossilreste (Taf. 1 Fig. 7). Nach KoHLer & HaAusster (1978) beträgt der P,O;- Anteil der chemisch ziemlich einheitlichen Phosphorite im Allgäu 22-37 %. 1.2.6 Knollen-Schichten Die Knollen-Schichten (Synonyme: Aubrig-Schichten, Aubrig-Knollen-Schichten) stellen einen kalk- und glaukonitreichen Quarzsandstein bis quarz- und glaukonit- reichen Kalkstein dar, in dem im Steinbruch millimeter- bis dezimetergroße, längliche oder rundliche Kalkknollen mehr oder wenig schichtig aufgereiht sind. Die Kalkknollen, dane- ben auch millimeterdünne Kalklagen, in moosgrünlich- grauem Nebengestein bestehen aus mikrofossilreichem, dich- tem, fazıell dem Seewerkalk ähnlichem Kalkmikrit von mit- tel- bis hellgrauer Farbe. Er führt rasch wechselnde Mengen von Glaukonit sowie Quarzdetritus und ist biogen durch- wühlt. Die Grenze zwischen den Kalkknollen und ihrem grünsan- digem Nebengestein ist häufiger als Drucklösungsgrenze (Stylolith) ausgebildet. Manchmal lassen sich im Mikroskop fließende Übergänge beobachten. Zum Hangenden nimmt der Quarz- und Glaukonitgehalt in Knollen-Schichten insge- samt. ab. Phosphorit tritt nur mehr selten in den grünsandigen Gesteinsanteilen auf. 558 An frischen Bruchflächen größerer Blöcke der Knollen- Schichten läßt sich die primäre Wechsellagerung von grünen glaukonitischen Sandstein- und hellgrauen Glaukonit füh- renden Kalklagen erkennen. Die Ausdünnung zu ovalen und unregelmäßigen Kalkknollen erfolgte frühdiagnetisch durch die auf die Kalkmikritlagen folgende Sandsteinlage. Dabei muß man sich die Genese ähnlich derjenigen von „‚ball-and- pillow structures‘ (REINECK & SıncH 1975: 77-78) vorstellen. Kleine ‚‚Kalkknollen“ mit einem Durchmesser von 1-2 cm sind verfüllte Wohn- und Freßbauten und keine Kalkschlick- gerölle. Vor allem die Kalkknollen, aber auch die kalkreicheren Partien ihres Nebengesteins, führen reichlich pelagische und benthonische Foraminiferen sowie Calcisphaeren (Taf. 1 Fig. 7). Daneben treten Echinodermen- und Molluskenreste (z. T. Inoceramenprismen) auf. 1.2.7 Überturriliten-Schicht Die Überturriliten-Schicht (Synonym: Fugen-Schicht) stellt die Basısbank des Seewerkalkes dar. Aufgrund lithologi- scher Besonderheiten wird sie jedoch üblicherweise getrennt von ihm behandelt. Die im Steinbruch rund 0,7 m mächtige Überturriliten- Schicht stellt einen mittelgrauen, hellgrau anwitternden Kalkmikrit in Fazies des Seewerkalkes dar. Im Gegensatz zu diesem treten in der Überturriliten-Schicht noch vermehrt de- tritischer Quarz, Glaukonit sowie bis über 1 cm große Pyrit- konkretionen und -kristalle auf. Die löchrigen Strukturen an der Gesteinsoberfläche gehen auf Verwitterung dieses Pyrits zurück. Glaukonit- und Quarzgehalt nehmen zum Hangen- den ganz allmählich ab, so daß zum Seewerkalk keine scharfe Grenze besteht. Das dichte, splittrig-scherbig brechende Ge- stein ist reich an Mikrofossilien und von einer den Meeresbo- den bewohnenden Fauna durchwühlt (Taf. 1 Fig. 9). Die Grenze zwischen den Knollen-Schichten und der Überturriliten-Schicht ist im Gelände wie im Dünnschliff teils messerscharf ausgebildet, teils stellt sie einen gewellten Hartgrund dar, von dem mit Kalkmikrit der Überturriliten- Schicht gefüllte Bohrgänge nach unten in die Knollen-Schich- ten ausgehen (Taf. 2 Fig. 10). An dieser Grenze, die heute be- reichsweise als Drucklösungssaum auftritt, verringern sich von den Knollen-Schichten zur Überturriliten-Schicht fast schlagartig der Quarz- und Glaukonitgehalt sowie der Korn- durchmesser im Kalk. 1.2.8 Seewerkalk Der Seewerkalk tritt an der Südflanke des Sattels im Stein- bruch mit fließendem Übergang aus der Überturriliten- Schicht vollständig und mit einer Mächtigkeit von rund 26 m auf. In der nördlich an den Sattel anschließenden Schuppen- zone ıst er am Nordrand des Steinbruchs als etwa 1,5 m mächtiger, tektonisch begrenzter Span zwischen Brisisand- stein und Seewerschiefern aufgeschlossen. Der Seewerkalk ist ein im allgemeinen hellgrauer, manch- mal auch hellbläulich- oder hellgrünlichgrauer, dichter, pela- gischer Kalkmikrit, dessen hellgraue bis weißlichgraue Ver- witterungsfarbe bereits von weitem auffällt. Das durch Bio- turbation oft dunkel gefleckte, muschelig brechende Gestein führt gelegentlich etwas Glaukonit und detritischen Quarz. Zudem lassen sich Pyritaggregate mit bis zu mehreren Zenti- metern Durchmesser beobachten. Der oft flaserige Seewerkalk ist sehr gut gebankt und zeigt meist knollige Schichtflächen. Die primäre Ursache für die gute Schichtung des Seewerkalkes war sicherlich die zeitweise erhöhte Tonmineralzufuhr und/oder geringere organogene Kalksedimentation. Allerdings sind die feinen Mergellagen stets durch die Drucklösung überprägt worden. Schlämm- proben dieses Mergels enthalten eine vorzüglich erhaltene und reiche Foraminiferenfauna (WEIDICH ı. Vorb.). 1.2.9 Seewerschiefer In der Schuppenzone treten am Nordrand des Steinbruches in tektonisch überkippter Lagerung unter dem Seewerkalk- span stark zerscherte, graue, phyllitisch wirkende Kalkmer- gel mit etwas detritischem Quarz auf. Sie waren 1980-82 nur wenige Meter mächtig aufgeschlossen. Nach Hacn, Höruımg & Marrını (in Hacn 1981) scheint es sich um Seewerschiefer (Synonyme: Obere Seewer Schichten, Seewermergel) zu handeln. Diese Gesteine wären dann vor der Transgression der Amdener Schichten über dem Seewer- kalk erhalten geblieben. Möglicherweise verzahnen sie sich mit dessen jüngsten Teilen. 1.2.10 Amdener Schichten Im Steinbruch sind auf der Sattelsüdflanke über dem See- werkalk, ohne zwischengeschaltete Seewerschiefer, noch rund 15 m mächtige Amdener Schichten in Fazies der Leist- mergel aufgeschlossen. Es handelt sich um mittel- bis dunkel- graue, sandige, schluffig-siltige Mergel mit muscheliger oder griffelig-leistiger, stückiger Bruchform. Die Verwitterungs- farbe, die bis tief unter die Oberfläche vorherrschen kann, ist bräunlich-grau bis ockergrau. Sehr charakteristisch sind bläu- lichschwarze, besonders aber rostbraune Verwitterungsflek- ken auf Kluft- und Schichtflächen. Die nur mäßig festen Mer- gel zeigen oft deutliche Feinlaminierung und führen unregel- mäßig kalkreichere und tonreichere Partien. In der karbona- tisch-tonigen Grundmasse treten detritischer Quarz, Glau- konit, Hellglimmer, etwas Feldspat sowie Pyrit auf. Die Grenze zwischen Amdener Schichten und Seewerkalk im Südteil des Steinbruches ist sicher tektonisch überprägt (Harnischstreifung auf dem obersten Seewerkalk). Ob die Amdener Schichten hier diskordant erosiv über den Seewer- kalk greifen (,„‚Dachdiskontinuität“ nach Arn. HEIM & Sertz 1934: 277) muß offen bleiben. Umgelagerte Seewerkalk- bröckchen und -foraminiferen in den Amdener Schichten tre- ten allerdings erst ca. 2 m über dem Kontakt auf. Eine basale Aufarbeitung des Seewerkalks kann nicht beobachtet werden. Zwar isteine Winkeldiskordanz von 10-15° ausgebildet, doch ließe sich dies auch durch Anschuppung der inkompetenteren Amdener Schichten an den kompetenten Seewerkalk erklä- ren. Möglich ist auch die Annahme, daß die geringmächtigen Seewerschiefer, die in der nördlichen Schuppenzone noch vorhanden sind, tektonisch unterdrückt wurden. 559 DASTRAIIGRA PENISCHERFTE TE 2.1 STRATIGRAPHIE DER TIEFEREN SCHICHTEN (BRISISANDSTEIN - LOCHWALD-SCHICHT) Der tiefere Teil des Profils läßt sich biostratigraphisch nur relativ grob untergliedern. Mit planktonischen Foraminiferen ist keine dem höheren Profilteil vergleichbare Feinzonierung möglich (vgl. 2.2), und unter den Makrofossilien sind Cepha- lopoden zu selten, um eine detaillierte Gliederung zu erlau- ben. Immerhin ermöglichen die hier erstmals beschriebenen Cephalopoden in einigen Punkten eine Bestätigung bzw. Prä- zisierung der bisherigen biostratigraphischen Vorstellungen, die insbesondere von Arn. HEım (1919) und Arn. HEIM & Seıtz (1934) entwickelt wurden (vgl. Tab. 1). ceristatum o lautus/nitidus MITTLERES dentatus/lyelli mammillatum UNTERES tardefurcata (PARS) nodosocostatum Tabelle 1. 1. Das obere Apt (Zone Ill nach Jacog 1907) ist nach Arn. HEım & Seırz (1934) sowie BETTENSTAEDT (1958) durch den äußerst fossilarmen Brisisandstein vertreten. Zwar ist bisher „noch nie... in den helvetischen Alpen aus den Brisischich- ten ein bestimmbarer Ammonit bekannt geworden‘ (Arn. HEım & Serrz 1934: 258), doch liefert der hier beschriebene Hypacanthoplites newingtoni aus den höheren Partien des Brisisandsteines eine gute Bestätigung, da dieser Ammonit im borealen Bereich auf die jacobi-Zone beschränkt ist, dem zeitlichen Äquivalent der mediterranen nodosocostatum- Zone (Tab. 1). 2. Im unteren Alb (Zone IV nach Jacos 1907) kamen nach Arn. HEm & Serrz (1934) die Durchschlägi-Schicht und die Flubrig-Schicht zur Ablagerung. Erstere führt vor allem ein- zelne Echinodermenreste und phosphoritisierte Cephalopo- denbruchstücke, letztere enthält u. a. Inoceramen-, Gastro- poden- und Belemnitenreste. Die überlagernden Twirren- Schichten werden von Arn. HEım (1919) bereits ins mittlere Alb (Zone V nach Jacos 1907) gestellt. Sie führen Bivalven, darunter Inoceramus concentricus, Gastropoden, Belemni- ten, Brachiopoden- und Bryozoen sowie Foraminiferen (vgl. auch M. RıcHTEr 1966). 3 = E \ o & “ E " u [ u 7 “ S & | Mediterrane {2} © S | K [ 3 | zonengliederung 4 3 © Q nach g x u u 0) Zonengliederung STUFEN = = S 5 5 a S nach Colloque sur le = 2 u & E S 3 Cr&tac@ inferieur - {1 ” M I u u JACOB (1907) (Lyon 1963) a iS S » ie 5 & Rn =“ J Ei Sn = 3 2 x [ < E 5 2 5 3 2 U R} ° } [e} ® [7 = Es {2} u < < ” g S . . [e] [1 * B « (3) x x I I [> x > dispar en VIb|inflatum/bergeri u [72 = {rm inflatum a {=} hugardianum V |dentatus tardefurcatus nodosocostatum/bigoureti Stratigraphische Verbreitung der Cephalopoden der helvetischen Schichten am Grünten. Von den hier beschriebenen Cephalopoden stammen nach dem anhaftenden Gestein Cymatoceras neckerianum, Ley- meriella (Leymeriella) cf. tardefurcata und Douvilleiceras aequinodum aus den basalen Twirren-Schichten. Trifft diese Zuordnung zu, bedeutet das, daß die Twirren-Schichten be- reits im unteren Alb einsetzen. Dies wäre eine direkte Bestäti- gung der Vermutung von Arn. HEIM & Serrz (1934: 264), wo- nach im helvetischen Faziesbereich Flubrig-Schicht und Twirren-Schichten nach Osten hin älter werden. 3. Mittleres Alb läßt sich bisher am Grünten mit Makrofos- silien nicht direkt nachweisen. Die Lochwald-Schicht wird von Arn. HEm (1919) — ebenso wie die überlagernden Knol- len-Schichten — zum unteren Oberalb (Zone VIa nach Jacog 1907) gerechnet. Vor allem die Lochwald-Schicht ist dabei sehr fossilreich. Neben Ammoniten treten Nautiliden, Be- lemniten, Inoceramen, Brachiopoden, Echinodermaten so- wie Foraminiferen auf. Der hier beschriebene Anisoceras (Anisoceras) cf. pseudo- punctatum — dessen genaue Fundschicht leider nicht bekannt ist — gibt einen Hinweis darauf, daß auch noch das höchste Alb vertreten ist, das dem oberen Teil der Jacosschen Zone VIb entspricht. Aufgrund der Foraminiferen und dem 560 UAUOZ-UMFJUNWEIOH NUT (ds eyjebiS NNINOLNVS eoıN9WwÄse "OVINOD | sähe BIJeNBOUOO dı BAIE 9 EUEIUNNOIOIH) EINSWÄSE EIIBUNEIIT eJeREIUOD EIJAUNIEIIT eanmund ejjsunesig, NNINOUNL Isueßaauyas e398J319 eunabigoyBoseyaly sapıounabıgo)b DUNNOgOIH Bgeuneansnbue nouıdseyy ızuaJ eueoungouibseyy häufig Lochwald-Schicht gemein Flubrig-Schicht BJEUOIOI eueaunnoubseyy eJeunealn eueaungouıdseyy addnı9-sapıoyıngyejeudsew ısuebaauyas/mebis younbseyy addnıd-euersuunopnasd eonanjay Bue9unNogoJbaeug eananayseıd 'goyBaeıg ıubey eyyguneaig, eJesnuqwi ejJsunesig eıgnpesed eyjaursttyM SISUBUONUG eyJauıay A eanyeqyesude ejjaurapy eJeUIgIn] BUEIUNNOgOJDaeLIY sısugjewune/ıueydajs goJDaelq | EFFERT Peer 18y989p BJodıreJoy sısuauloyuaaıb erodıreJoy jale] ıueWwysna BJodyeJoy ‚uazjolgyeaiuiuuadde JeJ0%Y (ds BJodıreJ0oy ds eueounyogoJbaelg (ds ejjeßbsegpah} ds sapıoyjaunabıgo]d) KH-J ds xıl3y013J 39H (za © IN-U3goAI4 [7%) USLYDIYIS JBUapLuYy NNINOLNVS RU © allsl [all] n nm oa oa üt Überturriliten-Schicht kn Knollen-Schichten Glaukonit ° siltig-feinsandige braune Mergel du Durchschlägi-Schicht lo fl FORAMINIFEREN -HAUFIGKEITEN selten ® gr.Quarzkörner (-3mm) ®® Freß-, Wohnbauten ("Fährten") uns Bohrgänge im Hartgrund Z2 Phoshoritknollen gut gebankter, knolliger glauk. Quarz-Sdst. m. Kalkknollen (-Lagen) (schwach) glauk. Quarz-Sandsteın N o© eiszlejejstsl=lalajaele NY Ar Mr NNINOUANL [0] Kalk (m.Glaukonit) Se FT wg Lithologisch-stratigraphisches Profil der helvetischen Schichtenfolge im Steinbruch ‚An der Abb. 3. WEIDICH 1982 Schanz‘ (Südflügel des Sattels; 3. Sohle). Zone. = primitiva- pr: = helvetica-Zone; vet. l Abkürzungen: he Alter der hangenden Knollen-Schichten reicht die Loch- wald-Schicht im Steinbruch sogar ins tiefere Cenoman. Die- ses Ergebnis stützt die an anderen Lokalitäten gemachte Be- obachtung eines gemeinsamen Auftretens von Fossilien des Alb und Cenoman in der Lochwald-Schicht. Es wird von Arn. HEm & Serrz (1934), Here (1962), LAnGE (1968) und ScHorz (1978) als Kondensation gedeutet, während REısEr (1922) und M. RıcHTtEr (1966) Umlagerungen annahmen. 2.2 FEINSTRATIGRAPHIE DER HÖHEREN SCHICHTEN (KNOLLEN-SCHICHTEN - AMDENER SCHICH- TEN) Der Profilabschnitt Knollen- bis Amdener Schichten an der Südflanke des Sattels (Abb. 2 u. 3) wurde sehr dicht beprobt (17 Schlämm- und 66 Dünnschliffproben). Die Auswertung erbrachte die Vertikalverbreitung der stratigraphisch wichti- gen planktonischen Foraminiferen (Abb. 3), deren Untertei- lung in sieben planktonische Foraminiferenzonen die für den Tethysraum zu erwartende Feinstratigraphie zuläßt. Abb. 3 ist eine in der Probendichte und Zahl der planktonischen Fo- raminiferen gekürzte Fassung. Eine ausführliche Darstellung mit eingehender Diskussion der Foraminiferenfauna er- scheint an anderer Stelle (WEimıcH ı. Vorb.). Die der Untersuchung zugrunde liegenden 101 Dünn- schliffe sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläonto- logie und historische Geologie (Dünnschliff-Nr. G 3488 bis 3577a/82) und in der Sammlung des Bayerischen Geologi- schen Landesamtes (Dünnschliff-Nr. 82092 bis 82102) hin- terlegt. Beschreibung der einzelnen Zonen 1. cushmani-Zone (höheres Cenoman): Die Zone beginnt mit dem ersten Auftreten der Rotalipora cushmani (MORROW) und endet mit dem Aussterben der Rotaliporen. Das erste Er- scheinen des Leitfossils in unserem Profil ist sicherlich faziell bedingt (Kalkknollen im Grünsand), wodurch sich die Zo- nenuntergrenze nicht fassen läßt. Die letzte Rotalipora tritt unterhalb des Hartgrundes am Top der Knollen-Schichten auf. In den kalkigen Knollen und kalkreichen Partien der Knol- len-Schichten herrschen kleine Hedbergellen vor, die wegen der starken Umkristallisation nur sehr selten eine artliche Be- stimmung zulassen: Hedbergella sp., H. planispira (Tar- Pan), H. delrioensis (Carsey). Die partienweise häufigen Ro- taliporen können nur in idealen Querschnitten artlich be- stimmt werden: Rotalipora sp., R. cushmani, R. greenhor- nensis (MorRow), R. deeckei (Franke). Selten finden sich ferner: Praeglobotruncana sp., P. praehelvetica (TrujıLLo), Globigerinelloides sp., Whiteinella aprica (LoEsLich & Tarran), W. baltica Doucıas & Rankın, W. brittonensis (LozBLicH & Tappan) sowie häufig Sandschaler und kalkscha- lige Foraminiferen (einschließlich Milioliden). Die vom Hartgrund an der lithologischen Grenze Knol- len-Schichten/Überturriliten-Schicht ausgehenden Bohr- gänge (1-2 cm Durchmesser) in den Knollen-Schichten sind 561 mit Kalkschlamm verfüllt worden (Taf. 2 Fig. 10), der die Foraminiferenfauna der hangenden Überturriliten-Schicht enthält. So ist im Dünnschliff kn 3 (Abb. 3) das plötzliche Massenauftreten von Dicarınella imbricata (MorNnoD) und anderen, die imbricata-Zone charakterisierenden Plankton- foraminiferen, zu erklären. Während Arn. HEm & Serrz (1934) noch oberes Alb als Al- ter der Knollen-Schichten annahmen, ergaben neuere Bear- beitungen ein cenomanes Alter (z. B. Borıı 1945). Im Stein- bruch ‚‚An der Schanz“ gehören die Knollen-Schichten in das höhere Cenoman (Abb. 3). Ihr Wechsel von Kalkmikriten und grünsandigen Gesteinen zeigt den Übergang von der de- tritischen Sedimentation im Alb und tieferen Cenoman in die pelagische Fazies des Seewerkalks an. 2. imbricata-Zone (Wende Cenoman/Turon): Faziell ent- spricht die imbricata-Zone der Überturriliten-Schicht und den untersten Seewerkalk-Bänken. Der Zeitraum, innerhalb der Lebensdauer von D. imbrica- ta, zwischen dem Aussterben der Rotaliporen und dem Erst- auftreten der Praeglobotruncana helvetica (Boruı) ist in der Literatur unter verschiedenen Zonenbezeichnungen bekannt: „Zone ä grandes globigerines‘““ (Weiss 1980; WOoNDers 1978), »‚Whiteinella archaeocretacea-Zone“ (Atlas de foraminiferes planctoniques...1; WoNDErs 1980), ,„Zoneä Rotundina cre- tacea — Praeglobotruncana imbricata“ (Sara) 1980) und „aprica-Zone‘“ (Wonners 1979). Dieser Zeitbereich ist zwar durch die „‚großen Globigerinen“ gekennzeichnet, aber das Massenauftreten von D. imbricata in unserem Profil wie auch die leichte Bestimmbarkeit dieser Form im Dünnschliff (im Gegensatz zu W. archaeocretacea PEssaGno) veranlaßt uns dazu, diesen Abschnitt imbricata-Zone zu nennen. Neben der Leitform treten noch auf: Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), P. turbinata (REICHEL), P. praehelve- tica, D. hagnı (SCHEIBNEROVA), Whiteinellen und Hedbergel- len. Aufgrund der günstigen Erhaltung sind nun meistens Be- stimmungen bis zur Art möglich. Benthonische Foraminife- ren sind zwar noch häufig, aber schon wesentlich weniger an Zahl als im Grünsand; zudem fehlen Milioliden vollständig. 3. helvetica-Zone (Unterturon): Durch Erstauftreten und Aussterben der P. helvetica ist diese Zone festgelegt. Häufi- ger als die Leitform erscheint P. praehelvetica, die schon ab dem Obercenoman bekannt ist und aus der ?. belvetica her- vorging. Charakteristisch für die Zone sind ferner P. stepha- ni, P. turbinata und die frühen flachen, zweikieligen Margi- notruncanen (M. canaliculata (Reuss), M. psendolinneiana Pzssacno). Die beiden letztgenannten vereinigten wir mit Globotruncana linneiana (D’ORBIGNY) zu einer Gruppe, da sie im Dünnschliff kaum zu unterscheiden sind (pseudolin- neiana-Gruppe). Ebenfalls schon vorhanden sind M. sigalı (REICHEL)/M. schneegansi (SıGaL), M. marginata (Reuss)/ Globotruncana bulloides VoGLer und M. tricarınata (Que- REAU). Dagegen treten D. imbricata und D. hagni stark in den Hintergrund. Aufgrund der Foraminiferenfauna umfaßt der Seewerkalk nach den basalen Kalkbänken die belvetica-, schneegansı-, primitiva-, concavata- und den tieferen Teil der asymetrica- Zone, also den Zeitraum Unterturon-Santon. 4. schneegansi-Zone (Mittel- bis Oberturon): In Anleh- nung an die Zonengliederung im ‚‚Atlas de foraminiferes planctoniques... 1“ wird die Zone zwischen dem Aussterben der P. helvetica und dem Erstauftreten der D. primitiva (Daısıez), der Basis des Coniacs, schneegansi-Zone genannt, auch wenn das Zonenleitfossil nur selten zu finden und zu- dem von der verwandten M. sigali im Dünnschliff nicht zu unterscheiden ist. Die Zone wird besonders von den ‚‚großen Globotruncanen“ gekennzeichnet: M. coronata (BorLı) und M. tricarinata. Daneben herrschen noch Formen der psen- dolinneiana-Gruppe vor. M. angusticarınata (GANDOLFI) und M. renzi (Ganporrı) sind selten. Im obersten Teil dieser Zone konnten schon Globotruncana globigerinoides BROT- zEN und Archaeoglobigerina cretacea (D’ORrBIGnY) beobachtet werden. Setzt man das Erscheinen der beiden zuletzt genannten Fo- raminiferen mit der Basıs des Coniacs gleich, entspräche das der primitiva-Zone; allerdings fehlt D. primitiva in diesen Dünnschliffen. 5. primitiva-Zone (tieferes Coniac): Die Zeitspanne zwi- schen dem ersten Auftreten von D. primitiva (Basis des Co- niacs) und der ersten D. concavata (BROTZEN) ist die primiti- va-Zone. Dies ist ein sehr kurzer Zeitraum und war wegen des äußerst spärlichen Auftretens von Formen der primitiva- concavata-asymetrica-Reihe in unserem Profil kaum zu erfas- sen. Immerhin enthielt aber der Dünnschliff sw 39 (Abb. 3) den Querschnitt einer D. primitiva. 6. concavata-Zone (höheres Coniac bis tieferes Santon): Zwischen dem Erstauftreten der D. concavata und der ersten D. asymetrica (SıcaL) [= Globotruncana carinata Dausıez] liegt die concavata-Zone. Die Leitform ist sehr selten zu fin- den. Die Schlämmprobe sw 39 M, Material aus einer Mergel- fuge, enthielt eine überaus reiche Foraminiferenfauna, in der auch D. concavata und Archaeoglobigerina blowi PEssaGno bestimmt werden konnten. Die Masse der planktonischen Foraminiferen entfiel aber wieder auf M. coronata, M. trica- rinata, M. marginata/G. bulloides und die psendolinnei- ana-Gruppe. Die Seewerschiefer, die in der nördlichen Schuppenzone (Abb. 2) auf den Seewerkalk folgen, führen eine kleine, schlecht erhaltene Foraminiferenfauna. Sie erlaubt die Einstu- fung dieser Kalkmergel in das Coniac oder jünger: Margino- truncana angusticarinata (GANDOLFI), M. coronata (BoLLI), Neoflabellina sp., Gavelinella cf. costata (BROTZEN), Gyro- idina sp., Stensioeina sp. (granulata-pommerana-Gruppe), Ammodiscus sp., Arenobulimina d’orbignyi (Reuss) und Ataxophragminm depressum (PERNER). 7. asymetrica-Zone (höheres Santon): Mit dem Erstauftre- ten der D. asymetrica (höheres Santon) beginnt diese Zone; sie endet beim ersten Erscheinen einkieliger Globotruncanen der elevata-Gruppe. Wenn wir hier von höherem Santon sprechen, so schließen wir uns damit der Mehrheit der Auto- ren an, die glauben, daß D. asymetrica erst im höheren San- ton oder Obersanton einsetzt. Die Minderheit setzt das Erst- auftreten von D. asymetrica mit der Basis des Santons gleich (z. B. SarajJ 1980). Schon im obersten Seewerkalk konnte D. asymetrica im Dünnschliff beobachtet werden, ein Beweis dafür, daß die Fazies des Seewerkalks bis in das Santon hineinreichen kann. Weitere Hinweise für das Santon-Alter des obersten Seewer- kalks und der Amdener Schichten sind Sıgalia sp., S. defla- ensis (SıGAL) und, nur in Dünnschliffen zu finden, Globo- truncana cf. arca (CusHMAn). Unter G. cf. arca in Abb. 3 fassen wir alle Formen zusammen, deren Schliffbilder G. fornicata (Pıummer) oder Vorläufern von G. arca (G. morozovae VASSILENKO, G. convexa CUSHMAN, falls man diese Arten gelten lassen will), entsprechen. Die Amdener Schichten führen neben seltener auftretenden Inoceramen-, Gastropoden-, Belemniten- und Echinoder- men-Resten Radiolarien, Ostracoden sowie eine reiche Fo- raminiferenfauna. Letztere erlaubt eine Einstufung des im Steinbruch aufgeschlossenen, basalen Anteils der Amdener Schichten in das höhere Santon, da die Leitform der asymetri- ca-Zone in fast allen Schlämmproben zu finden war, aber Formen der elevata-Gruppe (Campan) noch fehlen. Eine gute Foraminiferenliste gaben jüngst Hacn, HörLmg & Marrını (in Hacn 1981: 290) an. Die Amdener Schichten enthalten neben kleinen Seewer- kalkbröckchen auch umgelagerte Foraminiferen aus dem Seewerkalk bzw. den Seewerschiefern. Wegen ihrer kreidig- weißen Farbe sind sie von den hell- bis dunkelbraunen Fora- miniferen der Amdener Schichten leicht zu unterscheiden. So enthält die Probe am 9 (Abb. 3) vornehmlich umgelagerte Planktonforaminiferen (D. hagni, D. imbricata u. a.). Ausblick Das im Helvetikum-Profil des Steinbruchs ‚‚An der Schanz‘“ für den obersten Seewerkalk nachgewiesene San- ton-Alter mag zunächst überraschen, da allgemein der See- werkalk in das Cenoman und Turon gestellt wird. Doch sind wir sicher, daß bei sorgfältiger Bearbeitung anderer Helveti- kum-Profile sich dieses junge Alter als vorherrschend erwei- sen wird. BETTENSTAEDT gab schon 1958 für „‚Seewermergel, oberhalb des ‚Unteren Seewerkalks‘: Santon‘ an, erwähnt aber keine Mikrofauna (BETTENsTAEDT 1958: 582-583). Sein Profil am Südausgang der Breitach-Klamm bei Walserschanz SW’ Oberstdorf, das ebenfalls bereits Arn. Heim (1919: 460-461) beschrieben hatte, ist z. Z. in Bearbeitung und das San- ton-Alter für die „‚Fleckenschiefer“ (Arn. Hem) kann mit D. asymetrica und S. deflaensis und S. decoratissima (Kıasz) vorerst nur bestätigt werden. Daraus folgt, daß die Überturriliten-Schicht und der Untere Seewerkalk, zusam- men nur ca. 3,50 m mächtig, zeitlich dem obersten Cenoman bis tiefsten Santon entsprechen. Bei sorgfältiger Auswertung eines dicht beprobten Profils zeigt sich, daß auch in dem als hinreichend erforscht geglaub- ten Helvetikum noch manche neue Erkenntnis möglich ist. Die Bedeutung der Feinstratigraphie, deren Erarbeitung nicht nur die Zonenfolge als Ergebnis hat, wird sich in einer späte- ren Zusammenschau mit den anderen tektonischen Einheiten der Süddeutschen Kreide erweisen. Dies wird auch nicht ohne Einfluß auf die paläobiogeographischen und paläoökologi- schen Vorstellungen bleiben. 563 33SYSTEMATISCHER TEIT 3.1 INOCERAMEN Klasse Bivalvia Lmn£, 1758 Unterklasse Pteriomorphia BEURLEN, 1944 Ordnung Pterioida NewELı, 1965 Unterordnung Pteriina NeweLı, 1965 Überfamilie Pteriacea Gray, 1847 Familie Inoceramidae GiEgEL, 1852 Gattung /noceramus SOWERBY, 1814 Inoceramus concentricus PARKINsoN, 1819 (Taf. 2 Fig. 9) 1819 Inoceramus concentricus n. sp. — PARKINSON Trans. Geol. Soc., ser. 1, 5: 58, Taf. 1 Fig. 4. 1911 Inoceramus concentricus, PARKINSON, 1819. -— WooDs Mo- nograph, 2: 265-268, Taf. 45 Fig. 11; Taf. 46 Fig. 1-10; Taf. 47 Fig. 1-2. 1912b Inoceramus concentricus PARK.-WOODS Quart. J. Geol. Soc. London, 68: 2, Abb. 5-9. Material: 1 Exemplar (BSP 1963 I 389) Beschreibung: Das vorliegende Exemplar, der Stein- kern einer linken Klappe, ist ziemlich hoch gewölbt und scheint nicht verdrückt zu sein. Der Steinkern trägt eine deut- liche konzentrische Skulptur in Form flacher Wülste, deren gegenseitiger Abstand nach hinten etwas größer wird. Ein Sulcus ist nicht ausgebildet. Beziehungen: Die hochgewölbte Klappe aus dem Zeit- bereich Alb/Cenoman mit deutlichen Wülsten bei Fehlen ei- nes Sulcus spricht eindeutig für /noceramus concentricus Parkınson. Die ähnlichen Formen /. salomoni D’Orsıcny, mit einem deutlichen Sulcus, und /. sulcatus PARKINsoN, mit kräftiger Radialskulptur, scheiden aufgrund der angegebenen Merkmale aus. Verbreitung: Nach Woops (1912b: 2, Diagramm A) tritt /. concentricus im ‚Upper Greensand, Gault, and Red Chalk““ auf. Nach heutiger Einstufung entspricht dies dem Mittel- und Oberalb (BEnnıson & WRIGHT 1969: 324). Aus dem Helvetikum wird /. concentricus von LANGE (1968: 169) aus der Lochwald-Schicht (Alb) und von Arn. HeEm & Sertz (1934: 266) aus der Flubrig-Schicht und den Twirren-Schichten (mittleres Alb) gemeldet. Nach dem anhaftenden Gestein zu urteilen, stammt das Sammlungsstück wahrscheinlich aus der Lochwald-Schicht (Oberalb-Tieferes Cenoman). In unserer Münchener Samm- lung wird ein 15x40 cm großer Block aus den Twirren- Schichten aufbewahrt, auf dessen Schichtfläche pflasterartig dicht gedrängt über 50 Exemplare von /noceramus concentri- cus liegen (BSP 1956 I 205). Inoceramus cf. lamarcki Parkınson, 1819 (Taf. 2 Fig. 8) 1819 Inoceramus lamarckü n. sp. — PARKINSON Trans. Geol. Soc., ser. 1, 5:55, Taf. 1 Eig. 3 1912a /noceramus lamarcki, PARKINSON, 1819. -— WooDs Mono- graph, 2: 307-327, Abb. 63-85; Taf. 52 Fig. 4-6; Taf. 53 Fig. 1-7. 1967 Inoceramus lamarcki lamarcki PARKINSON, 1819. — TRÖGER Abh. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 12: 59-63, Taf. 5 Fig. 1-6; Taf. 6 Fig. 3 (mit Synonymie). Material: 1 Exemplar (BSP 1979 I 163) Beschreibung: Bei dem Stück handelt es sich wohl um dierechte Klappe, die als Steinkern vorliegt, an dem aber noch überwiegend Schalenreste haften. Das Exemplar ist verdrückt und unvollständig erhalten, insbesondere fehlen der Wirbel und der Schloßrand. Die Skulptur setzt sich aus asymmertri- schen Anwachskämmen (vorderes Drittel) und Anwachsrei- fen (hinterer Teil) zusammen. Beziehungen: Bei der schlechten Erhaltung muß jede artliche Bestimmung des vorliegenden Stückes sehr gewagt erscheinen. Wäre hier nicht die charakteristische Skulptur er- halten geblieben, die wie das Gesamtbild am ehesten mit Ino- ceramen der lamarcki-Gruppe übereinstimmt, schiede jede Bestimmung aus. Eine Verwechslungsmöglichkeit wäre nur noch mit Arten der labiatus-Gruppe gegeben, vor allem bei Berücksichtigung der ganzen Variationsbreite von /. labiatus SCHLOTHEIM und wenn man sich der Auffassung von Seırz (1935) anschließt. Danach bestünden durchaus Ähnlichkeiten mit „‚/noceramus labiatus v. SCHLOTHEIM var. labiata“ im Sinne von Serrz (1935: 448-454; Abb. 9c, Abb. 11c). Verbreitung: /. lamarcki ist in Nord- und Mittel- deutschland leitend für das untere Mittelturon (Serrz 1956: 4). Dies trifft zumindest auch für Nord-, Mittel- und Osteuropa zu (SEIBERTZ 1979; 'TROGER 1981). Inoceramus inconstans Woops, 1912 (Taf. 2 Fig. 7) pars 1912a Inoceramus inconstans, sp. nov. - WOODS Monograph, 2: 285-291, Abb. 42, 44, Taf. 51 Fig. 1 [Syntypen]. pars 1912b /noceramus inconstans WOODS. — WOODS Quart. ]. Geol. Soc. London, 68: 16, Abb. 65-73. 1967 Inoceramus inconstans inconstans WOODs, 1911. — TRÖGER Abh. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 12: 101-102, Taf. 13 Fig. 19. Material: 1 Exemplar (BSP 1982 I 35) Beschreibung: Das unverdrückte Exemplar, eine linke Klappe, liegt überwiegend in Schalenerhaltung vor; nur am hinteren Ende tritt der Steinkern unter der dünnen Schale hervor. Unvollständig erhalten sind der Hinterrand, der Wir- bel und der Schloßrand. Der äußerste Teil des Flügels ist ab- gebrochen. Die Schale ist stark gewölbt, zeigt aber nur einen undeutli- chen Wachstumsknick. Die Skulptur ist ausschließlich kon- zentrisch und besteht aus kräftigen asymmetrischen An- wachskämmen, zwischen denen sich zahlreiche feine An- wachslinien scharen. Auf dem Flügel biegt die Skulptur leicht nach dessen Distalende um. Beziehungen: Die Zugehörigkeit zur inconstans- Gruppe ist ganz offensichtlich. Von den anderen Arten der Gruppe, I. waltersdorfensis ANDERT und 7. fiegei 'TROGER und ihren Unterarten unterscheidet sich /. inconstans Woons 564 durch die stärkere Wölbung und die kräftigere Skulptur. Hinweise zur Nomenklatur finden sich bei TROGER (1967: 100-101); dieser Autor wählte auch einen Lectotypus für I. mconstans aus. Verbreitung: TröGer (1967: 102) beschreibt die Art aus dem Oberturon Mitteldeutschlands, die Unterart /. incon- stans lneckendorfensis TRÖGER aus dem obersten Oberturon der subherzynen und nordböhmischen Kreide sowie aus dem Unterconiac (TRÖGER 1981). Vom anhaftenden Gestein konnte ein Dünnschliff herge- stellt werden, in dem u. a. die folgenden planktonischen Fo- raminiferen erkannt wurden: Dicarinella cf. primitiva (Daı- BıEZ), D. cf. concavata (BROTZEN) und Archaeoglobigerina cretacea (D’OrBıcny). Somit ergibt sich für unseren I. incon- stans ein Coniac-Alter (etwa Probenbereich sw 39448 in Abb. 3). 3.2 CEPHALOPODEN Klasse Cephalopoda Cuvier 1897 Unterklasse Nautiloidea Acassız 1847 Ordnung Nautilida Acassız 1847 Überfamilie Nautilaceae DE BramvirLE 1825 Familie Cymatoceratidae Sparu 1927 Gattung Cymatoceras Hyatt 1884 Cymatoceras neckerianum (Pıcrer 1847) (Taf. 2 Fig. 5) 1975 Cymatoceras neckerianum (PICTET 1847) — FORSTER, $. 250, Taf. 17, Fig. 6, Abb. 80A (mit Synonymie). Material: 11 Exemplare (BSP 1950 193, BSP 1950 I 94, BSP 1951 1178, BSP 1954.1 276, BSP 1958 1 262, BSP 1958 I 263, BSP 1971 1 295a, BSP 1971 I1295b, BSP 1972 I 34, BSP 1977. 1.222, BSP 1977 T 223) Beschreibung: Alle Exemplare sind unvollständig erhal- ten und verdrückt, so daß keine exakten Meß werte angegeben werden können. Es handelt sich durchweg um relativ große Formen, mit Durchmessern bis ca. 215 mm. Der Querschnitt scheint sehr variabel zu sein, die Win- dungsbreite nimmt im Lauf der Ontogenese rasch zu. Ihre größte Breite besitzt sie an der Basis der Flanken, am Rand der steilen Nabelwand. Die Flanken konvergieren zur gut gerun- deten Externseite hin. Die Skulptur besteht aus scharf ausgeprägten breiten Rip- pen. Sie setzen an der Umbilikalkante ein und verlaufen zu- nächst nach vorne. Auf der höheren Flanke biegen sie in wei- tem Bogen zurück und queren die Fxternseite mit nach hinten gerichtetem stumpfen Winkel. Von der Lobenlinie ist nichts zu erkennen. Beziehungen: Die Skulptur der beschriebenen Exem- plare ist typisch für die Gattung C'ymatoceras. Innerhalb dieser Gattung besteht die beste Übereinstim- mung mit C. neckerianum. Leider ist diese Art nur sehr we- nig bekannt, ihre Abgrenzung — vor allem gegenüber dem sehr ähnlichen C. neocomiensis D’Orsıcny 1840 - ist schwie- rig. Nach der Originalbeschreibung von PıcrEr (1847: 273) unterscheidet sich C. neckerianum von C. neocomiensis durch einen höheren Windungsquerschnitt sowie die stärker geschwungenen und ungleichmäßiger angelegten Rippen. In einer späteren Arbeit (PıctEr & RENEVIER 1854: 21) wird aller- dings die große Ähnlichkeit mit C. neocomiensis nochmals betont und hervorgehoben, daß weiteres Material notwendig wäre, um zu entscheiden, ob die genannten Unterschiede tat- sächlich artspezifisch sind. Eine Untersuchung der Variationsbreite der beiden Arten steht noch aus. Möglicherweise handelt es sich nur um eine einzige Art, die dann nach dem Prioritätsprinzip C. neoco- miensis heißen müßte. Solange eine solche Untersuchung aber noch aussteht, wird C. neckerianum noch als eigene Art betrachtet. Verbreitung: C. neckerianum besitzt im oberen Apt von England bis Mozambique eine weite Verbreitung. Dar- über hinaus ist die Art auch aus dem unteren Alb von England und Frankreich beschrieben worden. Unterklasse Ammonoidea Zırreı 1884 Ordnung Ammonitida Zırreı 1884 Unterordnung Lytoceratina Hyatt 1889 Überfamilie Tetragonitaceae Hyarr 1900 Familie Gaudryceratidae SpatH 1927 Gattung Kossmatella Jacos 1907 Im Anschluß an ScHorz (1979: 52) wird hier auf eine sub- generische Untergliederung der Gattung verzichtet. Kossmatella schindewolfi WIEDMANN & Dienı 1968 1968 K. (Kossmatella) schindewolfi — WIEDMANN & DIENI, $. 41, Taf. 3, Fig. 13, Taf. 4, Fig. 1-3, Abb. 11-12 (mit Synonymie). Material: I Exemplar (BSP 1979 I) Beschreibung: Das Stück besteht aus einer schlecht er- haltenen halben Windung, die folgende Abmessungen auf- weist: D Wh Wb Wh/Wb Nw 22 4.5 (0.22) 6 (0.27) 0.75 16 (0.55) Die Aufrollung ist deutlich evolut, die Marginalkante gut ausgebildet, die breit gerundete Externseite etwas abgeflacht und glatt. Die Skulptur besteht aus kräftigen, kegelförmigen Knoten, die den Flanken aufsitzen. Auf den erhaltenen hal- ben Umgang entfallen acht dieser Knoten. Von der Lobenlinie ist nichts zu erkennen. Beziehungen: Aufrollung und Skulptur weisen das be- schriebene Exemplar eindeutig als Kossmatella aus, und zwar wegen der kräftigen Knoten als Vertreter der Gruppe der K. ventrocincta (QuENSTEDT 1847/48) im Sinne von WIED- MANN (1962: 50). Innerhalb dieser Gruppe besteht die beste Übereinstim- mung mit K. schindewolfi, was die Zahl der kegelförmigen Knoten pro Umgang betrifft. Diese wird von WIEDMANN & Dienı (1968: 41) mit etwa 15 pro Umgang angegeben. Die dichtsitzenden Knoten scheinen der einzige echte Un- terschied zur nächstverwandten Art, K. oosteri BREISTROFFER 1936 zu sein. Nach WIEDMANN & Dienı (1968: 42) besitzt K. schindewolfi neben der dichteren Skulptur zwar auch eine evolutere Aufrollung als X. oosteri, demgegenüber geben die Messungen der beiden Autoren jedoch übereinstimmende Angaben für die Nabelweite der beiden Arten an. Verbreitung:K. schindewolfi tritt im höheren Alb auf und ist bisher aus Frankreich, Sardinien und Polen bekannt. Kossmatella romana WIEDMANN 1962 (af. 2"Fig. 2) 1968 K. (Kossmatella) romana WIEDMANN — WIEDMANN & DIENI, S. 38, Taf. 1, Fig. 10-11; Taf. 2, Fig. 7; Taf. 3, Fig. 10 (mit Synonymie). Material: 1 Exemplar (BSP 1982 I 80) Beschreibung: Das relativ gut erhaltene Exemplar um- faßt6 Windungen und ist unverdrückt. Die Abmessungen er- geben folgende Werte: D Wh Wb 31.5 90.29) Wh/Wb Nw 11.5(0.37) 0.78 13.5 (0.43) Die Auirollung ist deutlich evolut, die relative Windungs- höhe nımmt im Verlauf der Ontogenie zu. Der Querschnitt der vorletzten Windung ist noch trapezoidal, der letzte Umgang besitzt dagegen einen subzir- kulären Querschnitt. Die Skulptur zeigt einen deutlichen on- togenetischen Wechsel. Die innersten Windungen lassen nur wenige Details erkennen, bis zu einem Durchmesser von ca. 9 mm sind lediglich dichte radiale Streifenrippen ausgebildet. Erst ab diesem Durchmesser setzen an der Umbilikalkante breite Wulstrippen ein, die sich auf der Flanke zunächst ver- breitern und verstärken, sich oberhalb der Marginalkante aber wieder abschwächen. Diese recht grobe Skulptur wird zunächst noch von den feinen Streifenrippen überlagert, die aber auf dem letzten Umgang nicht mehr zu erkennen sind. Die zwischen den einzelnen Wulstrippen liegenden radia- len Falten sind auf der Externseite ebenfalls abgeschwächt, queren aber diese noch in schwach konvexem Bogen. Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen. Beziehungen: Aufrollung und Skulptur zeigen deutlich die Zugehörigkeit des Exemplares zur Gattung Kossmatella, und zwar aufgrund der Radialfalten zur Gruppe der K. agas- sizıana (PıcTEt 1847) im Sinne von WIEDMANN (1962: 50). Die beste Übereinstimmung innerhalb dieser Gruppe be- steht zu X. romana. Diese Art besitzt in Aufrollung und Querschnitt eine große Variabilität (vgl. Wırpmann & Dienı 1968: 38). Sie unterscheidet sich von der nächstverwandten Art, K. muhlenbecki (J.-E. FarLıor 1885) durch den trapezoidal-subzirkulären Querschnitt sowie dadurch, daß die Radialfalten die Externseite queren. Allerdings ist die Variabilität auch in diesen Punkten so groß, daß Schorz (1979: 54) wohl zu Recht vermutet, daß bei genauerer Kenntnis der Variabilität X. romana und K. muh- lenbecki artlich nicht mehr zu trennen sein werden. Verbreitung: Nach WıEDmAann & Dienı (1968: 39) be- sitzt K. romana eine lange Lebensdauer und ist im Oberen Apt (?)- Alb des west-mediterranen Raumes weit verbreitet. 565 Dagegen soll K. muhlenbecki nach diesen Autoren (op. cit.: 39) auf das obere Alb beschränkt sein, nach ScHoLz (1979: 53) setzt die Art allerdings bereits im unteren Teil des mittleren Alb (dentatus-Zone) ein. Unterordnung Ammonitina Hyarr 1889 Überfamilie Acanthocerataceae GrossouvRE 1894 Familie Leymeriellidae BREISTROFFER 1952 Gattung Leymeriella Jacos 1907 Untergattung L. (Leymeriella) Jacos 1907 Leymeriella (Leymeriella) cf. tardefurcata (LEYMERIE in D’Orsıcny 1841) (Taf. 2 Fig. 4) Material: 1 Exemplar (BSP 1963 I 278) Beschreibung: Das schlecht erhaltene und verdrückte Bruchstück umfaßt eine knappe halbe Windung. Der Durchmesser dürfte wenig über 30 mm betragen, genaue Abmessungen lassen sich aber nicht angeben. Die Nabelkante ist steil, die Flanken abgeflacht. Die Ex- ternseite ist nicht erhalten, so daß sich der Querschnitt nicht rekonstruieren läßt. Die Skulptur besteht aus einfachen Rippen, die schwach sigmoidal über die Flanke verlaufen. Die knappe halbe Win- dung besitzt 14 solcher Rippen. Auf der höheren Flanke ver- breitern sich die Rippen, wobei ihre Oberfläche abgeflacht wird. Infolge der schlechten Erhaltung läßt sich allerdings nicht erkennen, ob die Oberfläche der Rippen auch noch ge- furcht ist. Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen. Beziehungen: Die einfachen, sigmoidal geschwungenen Rippen weisen das Stück als Vertreter der Leymerielliden aus. Schwierig ist zunächst die generische Bestimmung. Da die Externseite nicht erhalten ist, läßt sich nicht erkennen, ob sie von den Rippen gequert wird oder nicht, was für die Zuord- nung zu Proleymeriella BREISTROFFER 1947 oder Leymeriella von ausschlaggebender Bedeutung ist. So kann allein die Aus- bildung der Rippen zur Entscheidung herangezogen werden. Die deutliche Verbreiterung der Rippen auf der höheren Flanke, verbunden mit ihrer Abflachung spricht dabei für die Gattung Leymeriella, da die Proleymeriellen gleichmäßig abgerundete Rippen besitzen. Innerhalb der Gattung Leymeriella weist das Fehlen einer lateralen Beknotung auf die Untergattung L. (Leymeriella) hin, im Gegensatz zu L. (Neoleymeriella) SavELıEv 1973. Eine eindeutige artliche Bestimmung ist bei der schlechten Erhaltung allerdings nicht möglich. Die größte Ähnlichkeit scheint zu L. (L.) tardefurcata zu bestehen, doch kann nicht mit Sicherheit ausgeschlossen werden, daß es sich um eine nahverwandte Art handelt, etwa um /. (L.) weberi SAvELIEV 1973. Diese Art stimmt auf den Innenwindungen völlig mit L. (L.) tardefurcata überein und kann nach Sevep-Emanmi (1980: 21) erst ab einem Durchmesser von 30 mm gut unter- schieden werden. Verbreitung:/. (L.) tardefurcata ist das Zonenleitfossil des basalen Alb. L. (L.) weberi tritt nach SAavELıev (1973: 217) ebenfalls nur in der tardefurcata-Zone auf. 566 Leymeriella (Leymeriella) cf. rencurelensis Jacos 1907 Material: 1 Exemplar (BSP 1979 I) Beschreibung: Das mäßig erhaltene Exemplar umfaßt etwas weniger als eine halbe Windung. Der Durchmesser dürfte knapp 30 mm betragen haben. Die Nabelkante ist steil, die Flanken nur wenig gewölbt, die Externseite breit und abgeflacht, so daß sich insgesamt ein kantiger Querschnitt ergibt. Die Skulptur besteht aus 11 kräftigen, leicht sigmoidal ge- schwungenen Einzelrippen. Diese entspringen an der Umbi- likalkante, werden zur Externseite hin deutlich breiter und enden knapp oberhalb der Marginalkante in knotenförmigen Verdickungen. Von der Lobenlinie ist nichts zu erkennen. Beziehungen: Wie bei der zuvor beschriebenen Z[. (L.) cf. tardefurcata weist auch hier die Skulptur auf die Unter- gattung L. (Leymeriella) hin. Auffällig an diesem Exemplar ist insbesondere die kräftige Ausbildung der Rippen und deren Verdickungen an der Mar- ginalkante. Die beste Übereinstimmung zeigt dieses Merkmal mit L. (L.) rencurelensis, besonders mit einem der bei Jacos (1907b: Taf. 17 Fig. 20) abgebildeten Stücke. Allerdings ist die Erhaltung des hier beschriebenen Exem- plares zu schlecht für eine eindeutige Zuordnung, zumal es sich bei L. (L.) rencurelensis um eine relativ seltene Art han- delt, auf die in einigen neueren und umfangreicheren Arbeiten über Leymeriellen (Serrz 1930, Casey 1937, SavELıEv 1973) nicht näher eingegangen wird. Eine Verwechslung ist insbe- sondere mit L. (L.) recticostata SAvELIEv 1973 möglich. Verbreitung: L. (L.) rencurelensis ıst bisher nur aus Frankreich beschrieben worden und beschränkt sich nach Ja- cop (1907a: 311) auf das basale Alb (tardefurcata-Zone). L. (L.) recticostata wurde von SAVELIEV (1973: 217) ebenfalls aus der tardefurcata-Zone beschrieben. Unterordnung Ancyloceratina WIEDMANN 1966 Überfamilie Douvilleicerataceae Parona & BonarELLı 1897 Familie Douvilleiceratidae Parona & BonaArerLı 1897 Unterfamilie Douvilleiceratinae Parona & BonArELLı 1897 Gattung Douvilleiceras DE GROSSOUVRE 1894 Douvilleiceras aequinodum (QUENSTEDT 1849) (Taf. 2 Fig. 6) 1962 Douvilleiceras mammillatum (SCHLOTHEIM) var. aeguinodum (QUENSTEDT) — CASEY, S. 271, Taf. 90, Fig. 5; Taf. 91, Fig. 5-7; Taf. 92, Fig. 10a-b; Abb. 94a-£, Abb. 95a-b, Abb. 102d, Abb. 103a-b. Material: 1 Exemplar (BSP 1958 I 260) Beschreibung: Das unverdrückte Exemplar umfaßt eine knappe halbe Windung. Der Durchmesser beträgt etwa 55 mm, der Querschnitt ist breit gerundet. Die Skulptur besteht einheitlich aus 13 kräftigen geraden Einzelrippen. Sie sind scharf abgesetzt und auf der breiten Ex- ternseite wulstartig verdickt. Der Abstand zwischen den Rip- pen beträgt etwas mehr als eine Rippenstärke. Die Rippen sind vielfach eingekerbt, was das Bild zahlreicher clavater Knoten ergibt, pro Rippe sind es etwa 14 solcher „Knoten“. In der Mitte der Externseite ist in die Rippen jeweils eine brei- tere und tiefere Kerbe eingesenkt, so daß der Eindruck einer medianen Furche entsteht. Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen. Beziehungen: Querschnitt und Skulptur kennzeichnen das Stück eindeutig als Douvilleiceraten. Die scharf ausgeprägten Rippen, die Rippendichte und die sehr gleichmäßig ausgebildeten Knoten stimmen am besten mit D. aequinodum überein. Diese Form wird von CaAsEv (1962) lediglich als Unterart (‚‚Varietät‘‘) der Typusart, D. mammillatum (SCHLOTHEIM 1813), betrachtet. Die tat- sächlich engsten Beziehungen bestehen aber nicht zu D. mammillatum, sondern vielmehr zu D. monile (J. So- wErby 1816), was den eigenständigen Charakter von D. aequinodum unterstreicht. D. aeguinodum wird hier deshalb als eigene Art betrachtet. Gegenüber D. monile zeichnet sich D. aequinodum durch die deutlicher ausgeprägten Rippen und eine schmälere mediane Einkerbung aus. Von D. mammillatum unterscheidet sich D. aeguinodum durch die schmäleren Rippen, die größere Rippenzahl/Win- dung und die schwächer ausgebildeten Lateralknoten. Verbreitung: D. aeqguinodum ist bisher nur aus dem oberen Unteralb (mammillatum-Zone) von England und Frankreich bekannt. Überfamilie Deshayesitaceae Stoyanow 1949 Familie Parahoplitidae SpatH 1922 Unterfamilie Acanthohoplitinae Sroyanow 1949 Gattung Aypacanthoplites SpatH 1923 Hypacanthoplites newingtoni Casey 1965 (Taf. 2 Fig. 1) 1965 Hypacanthoplites newingtonn Casey, S.443, Taf. 75, Fig. 1-2, Abb. 165. Material: 1 Exemplar (BSP 1956 I 206) Beschreibung: Das relativ gut erhaltene Exemplar ist nur wenig verdrückt und umfaßt knapp 1'/; Windungen des Phragmokons. Es besitzt folgende Abmessungen: Wh/Wb Nw 175 68 (0.39) = = 55 (0.31) = 47 31 1.52 - D Wh Wb Die Aufrollung ist mäßig involut, die letzte Windung um- faßt die vorhergehende zu etwa '/;. Der Querschnitt ist deutlich hochmündig, die Nabelkante gerundet, die Nabelwand steil. Die Flanken sind zunächst ab- geflacht und konvergieren etwas zur Externseite hin, ab ei- nem Durchmesser von ca. 130 mm sind sie flach gewölbt, mit der größten Breite etwa auf der Flankenmitte. Die breite Ex- ternseite ist abgeflacht. Die Skulptur besteht aus einem regelmäßigen Wechsel von Haupt- und Zwischenrippen. Die Hauptrippen setzten mit einer leichten Anschwellung an der Umbilikalkante ein, ver- laufen ziemlich gerade über die Flanken und queren die Ex- ternseite ebenfalls gerade und ohne Unterbrechung. In späte- ren Stadien können diese Rippen ventro-lateral schwache Verdickungen aufweisen. Die letzte Windung besitzt etwa 26 Hauptrippen. Die kürzeren Zwischenrippen unterscheiden sich in der Stärke nicht von den Hauptrippen und queren ebenfalls die Externseite. Sie setzen zunächst hoch auf der Flanke ein, der Punkt ihres Einsetzens verschiebt sich in späteren Stadien nach unten zur Flankenmitte. Von der Lobenlinie sind nur wenige Details zu erkennen, auffallend ist dabei, daß sich breite, niedrige Sättel an den Ex- ternlobus anschließen. Beziehungen: Aufrollung, Querschnitt und Skulptur des beschriebenen Exemplares stimmen gut mit der Gattung Hypacanthoplites überein. Die relativ feine Skulptur der In- nenwindung weist nach Arıas & WIEDMAnN (1977: 8) auf ei- nen Vertreter des höheren Apt hin. Die beste Übereinstimmung besteht mit H. newingtoni. Wie aus der Synonymieliste Cas£y’s (1965: 443) hervorgeht, hat dieser seine neue Art zunächst als Acanthopliten, später als Parahopliten betrachtet, bevor er sie dann zur Gattung Hypacanthoplites stellte. Die engsten Beziehungen besitzt H. newingtoni zu H. shepherdi Casey 1965. Im Gegensatz zu H. newingtoni ist bei H. shepherdi die Aufrollung aber involuter, und zu- dem verschwindet die Abflachung der Externseite im Verlauf der Ontogenese; auf den äußeren Windungen ist die Extern- seite gleichmäßig gewölbt. Verbreitung: A. newingtoni ıst bisher nur aus dem obersten Apt (jacobi-Zone) von England bekannt. Überfamilie Turrilitaceae GıuL 1871 Familie Anisoceratidae Hyarr 1900 Gattung Anisoceras PıcrEr 1854 Untergattung A. (Anisoceras) PıcTEr (1854) Anısoceras (Anisoceras) cf. psendopunctatum PıcTEr & Cam- PICHE 1861 (Taf. 2 Fig. 3) Material: 1 Exemplar (BSP AS I 377) 567 Beschreibung: Das 30 mm lange Fragment eines hete- romorphen Ammoniten umfaßt einen fast gestreckten Schaft mit Ansatz der Anfangsspirale und des Hakens. Der Querschnitt ist hochoval, die Höhe des Schaftes nimmt rasch zu. Die Skulptur besteht aus einfachen prorsiradiaten Rippen, die auf der Internseite abgeschwächt sind, die Ex- ternseite jedoch ohne Unterbrechung zu queren scheinen. Vereinzelt treten am und nahe beim Haken auch Gabelrippen auf. Die Beknotung ist nur schwer zu erkennen, doch scheinen auf dem Schaft in etwas unregelmäßigem Abstand den Rippen kleine Lateral- und Marginalknötchen aufzusitzen. Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen. Beziehungen: Die paarig angelegten Knoten verweisen auf die Gattung Anisoceras. Die sehr einförmige Berippung stimmt am besten mit der nur sehr wenig bekannten Art A. (A.) psendopunctatum überein. Beim Lectotyp dieser Art (PıctEr & CampicHeE 1861: Taf. 52, Fig. 1) trägt allerdings jede Rippe des Schaftes Lateral- und Marginalknötchen, was bei dem vorliegenden Stück mit Sicherheit nicht der Fall ist. Auch fehlen diesem die von WIEDMANnN & Diıenı (1968: 72f) für die Art beschriebenen Duplikaturen und Anschwellungen der Rippen. Zweifellos besitzt A. (A.) psendopunctatum eine nicht un- beträchtliche Variabilität, deren Ausmaß aber erst genauer bekannt sein müßte, um eine exakte Zuordnung des vorlie- genden Stückes zu rechtfertigen. Verbreitung: A. (A.) psendopunctatum ist bisher aus dem obersten Alb (Vracon) der Schweiz und Sardiniens be- schrieben worden. DANKSAGUNG Die Autoren danken ganz herzlich den Herren Prof. Dr. D. HERM und Prof. Dr. H. HAGn für ihre großzügige Förderung der durchge- führten Arbeiten und anregende Diskussion der Ergebnisse. Die Dünnschliffe stellten die Herren H. MERTEL und G. ROTH her, die Reinzeichnungen der Abb. 2 und 3 verdanken wir Herrn N. ADAM und die Fotoarbeiten wurden von Herrn F. HÖCK mit Sorgfalt durchgeführt. Herrn Dipl.-Geol. G. GEBHARD, Tübingen, danken wir für die freundliche Mitteilung seiner neuen Ammonitenfunde, die die Stratigraphie klären halfen. EITERATURVERZEICHNIS ARIAS, C. & WIEDMANN, J. (1977): Ammoniten und Alter der Utril- las-Schichten (Mittelkreide) in der östlichen Provinz Albace- te, SE Spanien. -N. ]Jb. Geol. Paläont. Mh., Jg. 1977/1: 1-14, 4 Abb.; Stuttgart. Atlas de foraminiferes planctoniques du Cretace moyen (Mer boreale et tethys). — Cahiers de Micropaleontologie 1979/1: 1-185, 6 Abb., 1 Tab., Taf. 1-39; Paris. BETTENSTAEDT, F. (1958): Zur stratigrapischen und tektonischen Gliederung von Helvetikum und Flysch in den Bayerischen und Vorarlberger Alpen auf Grund mikropaläontologischer Untersuchungen. - Z. dt. geol. Ges., 109: 566-592, 1 Abb., 3 Tab.; Hannover. BENNISON, G.M. & WRIGHT, A.E. (1969): The Geological History of the British Isles. - IX, 1406, zahlreiche Abb. und Tab.; London (Arnold). BorLı, H. (1945): Zur Stratigraphie der Oberen Kreide in den höhe- ren helvetischen Decken. — Eclogae geol. Helv., 37: 217-329, 6 Abb., Taf. 9; Basel. CasEY, R. (1960-1980): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. — Palaeontogr. Soc. Monogr., 660 $., 254 Abb., 112 Taf.; London. FORSTER, R. (1975): Die geologische Entwicklung von Süd-Mozam- bique seit der Unterkreide und die Ammoniten-Fauna von Unterkreide und Cenoman. — Geol. Jb., B 12: 3-324, 81 Abb., 2 Tab., 17 Taf.; Hannover. 568 GUMBEL, K. W. (1856): Der Grünten. Eine geognostische Skizze. — 1-20, 2 Taf.; München (Palm). Hacn, H. (Hrsg.) (1981): Die Bayerischen Alpen und ihr Vorland in mikropaläontologischer Sicht. — Geol. Bavar., 82: 1-408, 70 Abb., 7 Tab., 13 Taf.; München. HAUSSLER, H. (1972): Geologische Neubearbeitung des Grüntenhel- vetikums unter besonderer Berücksichtigung der Gebirgsme- chanik und Tektonik. - 127 S., 20 Abb., 24 Fotos, 20 Tab., 13 Taf., 5 Beil. - Unveröff. Dip.-Arb. TU München. HEIM, Arn. (1919): Zur Geologie des Grünten im Allgäu. - Viertel- jahresschr. naturforsch. Ges. Zürich, 64: 458486, 14 Abb.; Zürich. — — & SEıTz, ©. (1934): Die Mittlere Kreide in den helvetischen Alpen von Rheintal und Vorarlberg und das Problem der Kondensation. — Denkschr. Schweiz. Naturforsch. Ges., 69: I-X1, 185-310, 35 Abb., 3 Taf.; Zürich. HEINZ, R. (1928): Über die bisher wenig beachtete Skulptur der Ino- ceramen-Schale und ihre stratigraphische Bedeutung. - Mitt. Min. Geol. Staatsinst. Hamburg, 10: 1-39, 5 Abb., Taf. 1-3; Hamburg. HERB, R. (1962): Geologie von Amden. - Beitr. geol. Kt. Schweiz, N. F., 114: -XV, 1-130, 23 Abb., 4 Tab., 3 Taf.; Bern. HOPFNER, B. (1962): Bemerkungen zur Paläogeographie und Tekto- nik des Helvetikums zwischen Iller und Lech. — Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N. F. 44: 93-109, 4 Abb.; Stuttgart. JACOB, CH. (1907a): Etudes paleontologiques et stratigraphiques sur la partie moyenne des terrains cretaces dans les Alpes frangai- ses et les regions voisines. - Trav. Lab. Geol. Univ. Grenoble, 8: 280-590, 14 Abb., 6 Taf.; Grenoble. — — (1907b): Etudes sur quelques ammonites du Cretace moyen. — Mm. Soc. geol. France, 15/38: 1-63, 44 Abb., Taf. 11 (1)-19 (9); Paris. KOHLER, E. E. & HAUSSLER, H. (1978): Zur Entstehung von Pho- sphorit- und Glaukonitvorkommen der Mittel- und Ober- kreide im Helvetikum des Allgäu. - Geol. Jb., A 46: 69-91, 4 Abb., 6 Tab., 1 Taf.; Hannover. LANGE, H. (1968): Neue Ergebnisse über das Alter der Lochwald- schichten der helvetischen Zone in der Wertachenge (Allgäu). -N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1968: 164-173, 1 Abb., 1 Tab.; Stuttgart. NEWELL, N. D. (1969): Family Inoceramidae Giebel, 1852. — In: MOORE, R. C. (Hrsg.) Treatise on Invertebrate Paleontology, Part N, Mollusca 6/1, N314-N321, Abb. C46-C49; Lawren- ce, Kansas. PARKINSON, J. (1819): Remarks on the Fossils collected by Mr. Wil- liams Phillips near Dover and Folkestone. - Trans. geol. Soc. London, ser. 1, 5; London. PICTET, F.-J. (1847): Description des mollusques fossiles qui se trou- vent dans les gres verts des environs de Geneve. Premiere clas- se. Cephalopodes. -— Mem. Soc. Phys. Hist. nat. Geneve, 11/2: 265-412, Taf. 1-15; Genf. — — & CAMPICHE, G. (1858-1864): Description des fossiles du ter- rain cretace des environs de Sainte-Croix. Seconde partie. Description des fossiles. - Mat. Paleont. Suisse, (2): 29-380, Taf. 1-43 (pt. I, 1858-1860), (3): 1-752, Taf. 44-98 (pt. II, 1861-1864); Genf. — — & RENEVIER, E. (1854-1858): Description des fossiles du ter- rain aptien de la Perte du Rhöne et des environs de Sainte- Croix. — Mat. Paleont. Suisse, 184 S., 1 Tab., 23 Taf.; Genf. REINECK, H.-E. & SINGH, J. B. (1975): Depositional Sedimentary Environments. — -XVI, 1-439, 579 Abb. (Korr. Nachdruck d. 1. Aufl.); New York-Heidelberg-Berlin (Springer). REISER, K. A. (1922): Geologie der Hindelanger und Pfrontener Berge im Allgäu. — Geogn. Jh., 33: 57-198, 1 Abb.; Mün- chen. RICHTER, M. (1960): Ergebnisse neuer Untersuchungen im Helveti- kum des Vorarlberg und Allgäu. — Abh. dt. Akad. Wiss. Ber- lin, Kl. III, 1960/1: 77-94, 13 Abb.; Berlin. — — (1966): Allgäuer Alpen.-Slg. geol. Führer, 45: I-XVI, 1-189, 52 Abb., 1 geol. Kt.; Berlin (Borntraeger). SALAJ, J. (1980): Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleogene de la Tunesie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tune- siens). — 240 S., 63 Abb., 12 Tab., 64 Taf.; Bratislava. SAVELIEV, A. A. (1973): Stratigraphie und Ammoniten des Unteralb von Mangyschlak. — Trud. Vses. Neft. N. - Issl. Geol. Inst., 323: 339 S., 2 Tab., 44 Taf.; Leningrad (in Russisch). SCHOLZ, G. (1978): Die Lochwaldschicht zwischen Kühberg (an der Wertach) und Pfronten im Allgäu. — Mitt. Bayer. Staatsslg. Paläont. hist. Geol., 18: 29-37, 2 Abb.; München. — — (1979): Die Ammoniten des Vracon (Oberalb, dispar-Zone) des Bakony-Gebirges (Westungarn) und eine Revision der wichtigsten Vracon-Arten der westmediterranen Faunenpro- vinz. — Palaeontographica, A 165: 136 S., 41 Abb., 30 Taf.; Stuttgart. SCHWERD, K., EBEL, R. & JERZ, H. (1983): Geologische Karte von Bayern 1:25000, Erläuterungen zum Blatt Nr. 8427 Immen- stadt. - München (Bayer. Geol. Landesamt). SEIBERTZ, E. (1979): Probleme der Turon-Gliederung Nordeuropas (Oberkreide im überregionalen Vergleich). - Newsl. Stratigr., 7: 166-170, 2 Abb.; Berlin-Stuttgart. SEITZ, ©. (1935): Die Variabilität von /noceramus labiatus v. SCHLOTH. - Jb. preuß. geol. L.-A., 55/1: 429-474, 9 Abb., 9 Diagramme, Taf. 3640; Berlin. — — (1956): Über Ontogenie, Variabilität und Biostratigraphie ei- niger Inoceramen. — Paläont. Z., 30 (Sdh.): 3-6, 1 Tab. ; Stutt- gart. SEYED-EMAMI, K. (1980): Leymeriella (Ammonoidea) aus dem unte- ren Alb von Zentraliran. — Mitt. Bayer. Staatsslg. Paläont. hist. Geol., 20: 17-27, 1 Abb., Taf. 2-3; München. TROGER, K.-A. (1967): Zur Paläontologie, Biostratigraphie und fa- ziellen Ausbildung der unteren Oberkreide (Cenoman bis Tu- ron). Teil 1 Paläontologie und Biostratigraphie der Inocera- men des Cenoman bis Turon Mitteleuropas. — Abh. Staatl. Mus. Min. Geol., 12: 13-207, 31 Abb., 14 Taf., 43 Anl.; Dresden. WEIDICH, K. F. (1. Vorb.): Das Helvetikum-Profil im Steinbruch „An der Schanz‘“ bei Burgberg/Allgäu: Die Foraminiferen- fauna der Knollen-Schichten, der Überturriliten-Schicht und des Seewerkalks. WEIss, W. (1980): Feinstratigraphie des Cenoman und des Turon mit planktonischen Foraminiferen. — Ein Korrelationsversuch Boreal-Nordtethys. — -VI, 1-174, 7 Abb., 20 Taf.; Diss. Univ. Tübingen. — — (1982): Planktonische Foraminiferen aus dem Cenoman und Turon von Nordwest- und Süddeutschland. — Palaeontogra- phica, A 178, 49-108, 9 Abb., 6 Taf.; Stuttgart. WIEDMANN, J. (1962): Unterkreide-Ammoniten von Mallorca. 1. Lieferung: Lytoceratina, Aptychi.— Akad. Wiss. Lit. Mainz., Abh. math.-nat. Kl., Jg. 1962/1: 1-148, Abb. 1-36, Tab. 1, Taf. 1-10; Mainz. — — & Dienı, I. (1968): Die Kreide Sardiniens und ihre Cephalo- poden. — Paleontographica Italica, 114: 171 S., 101 Abb., 3 Tab., 18 Taf.; Pisa. WONDERS, A. A. H. (1978): Phylogeny, classification and biostrati- graphic distribution of keeled Rotaliporinae. — Proc. Kon. Ned. Akad. Wetensch., B81: 113-144, 6 Abb., 1 Tab., 5 Taf. ; Amsterdam. — — (1979): Middle and Late Cretaceous pelagic sediments of the Umbrian Sequence in the Central Apennines. — Proc. Kon. Ned. Akad. Wetensch., B 82: 171-205, 5 Abb., 13 Taf.; Am- sterdam. — — (1980): Middle and Late Cretaceous planktonic foraminifera of the Western Mediterranean area. — Utrecht Micropaleont. Bull., 24: 1-157, 43 Abb., 10 Taf.; Utrecht. Woops, H. (1911): Amonograph of the Cretaceous Lamellibranchia of England, 2/7: 261-284, Abb. 2940, Taf. 45-50; London. — — (1912a): A monograph of the Cretaceous Lamellibranchia of England, 2/8: 285-340, Abb. 41-97, Taf. 51-54; London. — — (1912b): The evolution of /noceramus in the Cretaceous pe- riod. — Quart. J. Geol. Soc. London, 68: 1-19, 94 Abb., 2 Tab.; London. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Tafel 1 Fig. 1-5, 7-10: Sattelsüdflanke, Fig. 6: Sattelnordflanke. Alle Fig. X 20. Brisisandstein: Detritischer, unterschiedlich gerundeter Quarz (grau) mit Korn-zu-Korn-Bin- dungen und tonig-karbonatischem Bindemittel (schwarz). (BSP G 3551a/82) Durchschlägi-Schicht: Fein- bis grobsandiger, unterschiedlich gerundeter Quarz und Glaukonit (grau) in tonıg-karbonatischem Bindemittel (schwarz); am linken Bildrand sowie links unter dem größten Quarzkorn Phosphorit (schwarz), zum Teil mit eingeschlossenem Quarz und Glauko- nit. (BSP G 3550/82) Flubrig-Schicht: Schlecht sortierter, eckiger bis gut gerundeter, fein- bis grobkörniger Quarz und Glaukonit (grau) in tonigkalkigem Bindemittel (schwarz). (BSP G 35492/82) Twirren-Schichten (basaler Teil): Unterschiedlich gerundeter, detritischer Quarz und Glaukonit in kalkig-tonigem Bindemittel (schwarz); im linken Bildteil Phosphoritknolle mit eingeschlosse- nem Quarz und Glaukonit. (BSP G 35483/82) Twirren-Schichten (oberer Teil): sehr schlecht sortierter Quarzdetritus und Glaukonit (grau) in kalkig-tonigem Bindemittel (schwarz); im linken und rechten unteren Bildteil Phosphorit (schwarz) mit eingeschlossenem Quarz und Glaukonit. (BSP G 3547/82) Twirren-Schichten (Sattelnordflanke): Ausbildung ähnlich Fig. 4. (BSP G 35522/82) Lochwald-Schicht: Detritischer Quarz (weiß und hellgrau) und Glaukonit (dunkelgraue, größere Körner) in kalkig-tonigem Bindemittel (dunkelgrau bis schwarz); am linken Bildrand und rechts in der Mitte Phosphorit (fleckig dunkelgrau) mit eingelagertem Quarz, Glaukonit und Fossilre- sten (Filamente und Hedbergellen). (BSP G 3544a/82) Knollen-Schichten: Detritischer Quarz (weiß und hellgrau) und Glaukonit (dunkelgrau) in kal- kig-tonigem Bindemittel; besonders in der rechten Bildhälfte (kalkreicheres Bindemittel) gehäuft Foraminiferen neben Calcisphaeren. (BSP G 35312/82) Überturriliten-Schicht: Fossilreicher, pelagischer Biomikrit, im oberen Bilddrittel grobkörniger und glaukonitreicher; in der rechten unteren Bildecke kreisförmiger, quergeschnittener Freßgang mit detritischem Quarz. (BSP G 3525/82) Seewerkalk: Fossilreicher (vorwiegend Foraminiferen und Calcisphaeren), pelagischer Biomi- krit. (BSP G 3499/82) Zitteliana 10, 1983 WEIDICH, K. F., SCHWERD, K. & Immer, H. Tafel 1 Fig. 1. Fig. 2 Fig. 3. Fig. 4. Fig. 5. Fig. 6. Fig. 7 Fig. 8. Fig. 9 Fig. 10 Tafel 2 Hypacanthoplites newingtoni CASEY 1965 a: Lateralansicht b: Ventralansicht BSP 1956 1206, x '/ Kossmatella romana WIEDMANN 1962 a: Lateralansicht b: Ventralansicht BSP 1982 I 80, nat. Größe Anısoceras (Anisoceras) cf. psendopunctatum PICTET & CAMPICHE 1981 BSP AS 1877, nat. Größe Leymeriella (Leymeriella) cf. tardefurcata (LEYMERIE in D’ORBIGNY 1841) BSP 1963 1278, nat. Größe Cymatoceras neckerianum (PICTET 1847) BSP 1950 193, x '/, Douvilleiceras aeguinodum (QUENSTEDT 1849) a: Lateralansicht b: Ventralansicht BSP 1958 I 260, nat. Größe Inoceramus inconstans WOODS 1912 Seewerkalk (Coniac) BSP 1982 1 35, nat. Größe Inoceramus cf. lamarcki PARKINSON 1819 Seewerkalk (unteres Mittelturon) BSP 1979 I 163, nat. Größe Inoceramus concentricus PARKINSON 1819 Wahrscheinlich Lochwald-Schicht (Oberalb-Tiefes Cenoman) BSP 1963 1389, nat. Größe Hartgrund an der Grenze Knollen-Schichten (kn)/Überturriliten-Schicht (üt) mit einem Bohrgang, nat. Größe itteliana 10, 1983 Tafel 2 WEIDICH, K. F. HWERD, K. & Immer, H. 575 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 Planktonic foraminiferal zonation of Mid-Cretaceous of the Annopol anticline (Central Poland) DANUTA PERYT*) With 2 text figures and 2 plates IBSIER ACT In the Middle Albian to Turonian deposits cropping out in the Middle Vistula River valley the assemblage of 27 species of planktonic foraminifera makes possible to distinguish fora- miniferal zones using the slightly modified zonal scheme as proposed by Ropaszynskı and Caron (1979). In the Middle Albian to Middle Cenomanian deposits the following zones have been stated: Rotalıpora appenninica zone, Rotalipora brotzeni zone and Rotalipora cushmani zone, but because of stratigraphical condensation and faunal mixing it is not possi- ble to draw boundaries between those zones. The Dicarinella spp. zone comprises the uppermost Cenomanian and Lower Turonian and it contains two subzones: Whiteinella archaeo- cretacea subzone and Praeglobotruncana helvetica subzone. The Upper Turonian deposits belong to the Marginotruncana coronata zone. KURZFASSUNG In den Mittel-Alb- bis Turon- Ablagerungen, die im mittle- ren Vistula-Flußtal aufgeschlossen sind, ermöglichen die vor- kommenden 27 Arten von plantonischen Foraminiferen eine Zonierung, die etwas vom Zonierungsschema, wie es RoBas ZYNskı & Caron (1979) gegeben haben, abweicht. Vom Mitte- lalb bis zum Mittelcenoman werden folgende Zonen aufge- stellt: Rotalipora appenninica Zone, Rotalipora brotzeni Zone und Rotalıpora cushmanı Zone. Aufgrund einer strati- graphischen Kondensation und Faunenvermischung ist es nicht möglich, Grenzen zwischen diesen Zonen zu fixieren. Die Dicarinella spp. Zone umfaßt das oberste Cenoman und das Unterturon; sie enthält zwei Subzonen: Whiteinella ar- chaeocretacea subzone und Praeglobotruncana helvetica Subzone. Die oberturonen Ablagerungen gehören zur Mar- ginotruncana coronata Zone. INTRODUCTION Mid-Cretaceous deposits of the NE Mesozoic margin of the Holy Cross Mts form an anticline in the Annopol region (Fig. 1) that was discovered by Samsonowicz (1925). The de- posits have been studied by numerous workers from petro- graphical, stratigraphical and paleontological points of view. The review of those studies may be found in my earlier paper (Peryr 1980). The present study completes and modifies pre- vious proposed foraminiferal zonation of the Cenomanian and Turonian (Peryr 1980). Fig. 1. Simplified map of distribution of Cretaceous deposits in the Middle Vistula River Valley (after CiESLINSKI, 1976). *) D. PERYT, Institute of Paleobiology, Polish Academy of Sciences, Zwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa (Poland). - - — = 022227 A767 :82 106m ee N} Annopol 576 LITHOLOGY AND DISTRIBUTION OF FORAMINIFERA ALBIAN tes and upper sandy phosphorites. Ciesuissk1 (1959) included these deposits into his A>—A, horizons (= Middle and Upper The Albian deposits of the Annopol antıcline are about 6 m Albian). Foraminifera occur in the phosphorite layers which thick. They are sands and sandstones and - in the uppermost CıesLinskı (1959, 1976) included into As-Az horizons (Hopli- part- phosphorite deposits about 40 cm thick, separated by a tes dentatus- Stoliczkaia dispar zones in the ammonite subdi- thin sand layer into 2 parts: so-called lower sandy phosphori- vision). The deposits originated under conditions of very antea vetica 8 a 7 ne a ve udolinneiana i 1980 ginotruncana coronata 194 Cieslirnski 1959 Marcinowsk se ınvexa gie Joriai haeo a biconvexa b anomana ana p rae snninti re imbricata ch IN o "AH 6) p cana p: I lla are b JlLobotruncana helvetica ap a ze m ra S ER oO DR o N PS je} Present paper FORAMINIFERAL ZONES ella hagni Pozaryski ıella ll < ) inella brittonensis e ginotrun alipı Pr IC Mar: arir Rotalipora cushmani max Praeglobotrun: Whitein Dicarir Diearin Di: Praec TURONIAN LOBOTRUNC HELVETICA PRAE( DICARINELLA SPP. G T OFUR.CE B I CENOMANIAN OFR. ART OF MIDDLE ART LOWER PAR UPPER PART aS.r Fig. 2. Distribution of planktonic foraminifera in the Middle Albian-Turonian deposits in the Middle Vi- stula River Valley; 1-sands, 2- phosphorites, 3- marls, 4- opokas with chert concretions, 5- opokas with platy cherts, 6 - opokas with cherts of irregular shape, 7- hardground; R. A. - Rotalipora appenninica; R. B. - Rotalipora brotzeni; R. C. — Rotalipora cushmani: W. A. — Whiteinella archaeocretacea. LOWERSMIDDLE R.A, L slow sedimentation, and therefore stratigraphical condensa- tion may be observed, as expressed by cooccurence of the Middle and Upper Albian fossils (Cıesusskı 1976). The as- semblage of planktonic foraminifera from the Middle and Upper Albian phosphorites is rather poor. It consists mainly of species belonging to Hedbergella (H. planispira, H. delrio- ensis, H. simplex) and Guembelitria cenomana, Globigeri- nelloides bentonensis and Heterohelix moremani (Fig. 2). They are long-living species, appearing in Middle Albıan and are of small stratigraphical importance. Besides, stratigraphi- cally important species (Rotalipora appenninica, R. brotzenı, R. gandolfii) occur, although in small amount. The analysis of stratigraphical ranges of those species in areas of normal se- dimentation and the comparison of their ranges with those of ammonites in the phosphorites of Annopol anticline also con- firms the assumed stratigraphical condensation, expressed among others by the mixing of fauna of different ages. Rotali- pora appenninica is known starting from the Stoliczkaia dis- par zone (cf. Rosaszynskı & Caron, 1979) and Rotalipora brotzeni and R. gandolfii from the uppermost part of that zone. In the studied material those species already occur in the lower sandy phosphorites together with Hoplites dentatus. Such cooccurence is only possible in the case of mixing of fauna of different ages. CENOMANIAN The Albian phosphorites are overlain with sedimentary continuity by Cenomanian sandy glauconitic marls with pho- sphatic concretion (Cıestinskı 1959, Marcınowskı 1980). There occurs a layer of phosphatized marls forming concre- tions of nodular habitus 180 cm above the Albian/Cenoma- nıan boundary; this is the hardground. Sandy glauconitic marls (0,5 m) occuring above it also belongs to the Cenoma- nıan (Pozaryskı 1947, 1948, CıesLınskı 1959, 1976, Marcı- NOWsKI 1980). Marcmowskı (1980) also stated the stratigraphical conden- sation in the Cenomanian. Cooccurence of ammonites cha- racteristic of different ammonite zones in the Cenomanian up to the hardground made possible (Marcınowskı 1980) to as- sign the condensed sequence to the Lower to middle Middle Cenomanian. The hardground is related to the stratigraphical gap comprising the Acanthoceras jukesbrownei zone (Mar- cınowskı 1980). The layer of sandy glauconitic marls (0,5 m thick) above the hardground belongs to the Upper Cenoma- nian. The almost entire assemblage of planktonic foraminifera occuring in the Middle and Upper Albian phosphorites also appears inthe Lower and Middle Cenomanian marls as only Guembelitria cenomana disappears just above the phospho- rites. The following species: Praeglobotruncana gibba, Rota- lıpora cushmani, Whiteinella baltica, W. brittonensis, Hete- rohelix reussi make their first appearances. All those species appear for the first time in the Middle Cenomanian (cf. RoBa- SZYNSKI & CaroN, 1979), but because the stratigraphical con- densation of deposits of Lower to middle Middle Cenoma- nian is welldocumented by the ammonites and faunal mixing, it seems that their appearance in the studied column does not 577 indicate any time point but is rather accidental. On the other hand, the occurence of species like Rotalıpora cushmani, R. appenninica, R. brotzeni, and R. gandolfu in the Cenoma- nian deposits below the hardground indicates the presence of Rotalıpora brotzeni and Rotalipora cushmani zones (cf. Ro- BASZYNSKI & CAroN, 1979). The lack of Rotalıipora reichel, known from the other places in the Cenomanian basin of Po- land (BıepowA 1972) may indicate either different environ- mental conditions in the area studied or stratigraphical gap comprising the Rotalipora reicheli zone (= upper part of Mantelliceras dixoni zone and lower part of Acanthoceras rhotomagense zone). In the sandy glauconitic marls of the Upper Cenomanıan Rotalıpora cushmani still occurs and dis- appears below the first occurence of /noceramus labiatus. The dying out Rotalipora is replaced by the newly appearing genus Dicarinella. Inthe Annopol region it is represented by the following species: Dicarinella imbricata, D. hagnı, D. longoriai, D. biconvexa biconvexa and D. biconvexa gigan- tea. TURONIAN The Turonian deposits, conformably overlying the Upper Cenomanian marls, are 220 m thick in the Middle Vistula Ri- ver Valley. There is no change in lithofacies at the Cenoma- nian/Turonian boundary. The lower part of the Lower Turo- nian, the /noceramus labiatus zone, is developed as glauconi- tic marls about I m thick, with a hardground (Pozarvskı 1948). Above the marls, white opokas with chert concretions passing into opokas with platy cherts occur. The opokas are about 100 m thick and Pozaryskı (1948) includes them into Inoceramus lamarcki zone. In the overlying opokas, belon- ging to the Upper Turonian (Pozaryskı 1948) the platy cherts are replaced by cherts irregular in shape. Already in the uppermost Cenomanian, the representatives of Dicarınella appear; they are especially abundant in the Lower Turonian (in the bipartite division ofthe Turonian). In the studied material together with Dicarinella sp. Whiteinella archaeocretacea appears but it is very rare. In the lowermost Turonian the assemblage of planktonic foraminifera is domi- nated mostly by big forms like Praeglobotruncana gibba, Di- carinella biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigantea. Two latter species have very short stratigraphical ranges in the stu- died section. Slightly above Praeglobotruncana helvetica, P. praehelvetica and Marginotruncana marginata appear. In the Lower Turonian, Praeglobotruncana delrioensis, P. gibba, Whiteinella archaeocretacea die out. Slightly later, but also ın the Lower Turonian, Praeglobotruncana helvetica and P. praehelvetica (occuring rather sporadically) terminate. In the uppermost part ofthe Lower Turonian, Marginotruncana co- ronata and M. psendolinneiana appear. In the lower part of the Upper Turonian Praeglobotruncana stephani, Dicarinella imbricata, D. hagni, D. longoriai die out, and in the upper Upper Turonian Globigerinelloides bentonensis terminates. Marginotruncana marginata, M. coronata, M. pseudolinnei- ana, Hedbergella planispira, H. delrioensis, H. simplex, Whiteinella baltica, W. brittonensis, Heterohelix moremani and H. reussi pass higher (Fig. 2). FORAMINIFERA ZONATION Rotalıpora appenninica — Rotalipora brotzeni — Rotalipora cusbhmani zones. Remarks: For Upper Albian to Middle Cenomanian de- posits I accept the stratigraphical scheme as proposed by Rosaszynskı & Caron (1979) who distinguished the follo- wing zones: Rotalipora appenninica zone (equivalent of al- most entire Stoliczkaia dispar zone, without its uppermost part), Rotalipora brotzeni zone (equivalent of the uppermost part of Stoliczkaia dispar zone, and Mantelliceras mantelli zone, M. saxbii zone and lower part of M. dixoni zone), Ro- talipora reicheli zone (equivalent of upper part of Mantellice- ras dixoni zone and lowermost part of Acanthoceras rhoto- magense zone), and Rotalipora cushmani zone (equivalent of upper part of Acanthoceras rhotomagense zone, and A. ju- kesbrownei zone, Calycoceras naviculare zone and lower part of Metoicoceras geslinianum zone). As mentioned ear- lier, the Middle Albian to lowermost Turonian deposits are stratigraphically condensed. One of the results is mixing fauna and therefore, by stating the presence of Rotalıpora ap- penninica, R. brotzeni, R. cushmani ın the deposits studied I prove the presence of the zones for which those species are in- dex fossils, but I do not put the boundaries between the zo- nes. The lack of Rotalipora reicheli in the assemblage from Annopol seems to indicate, as mentioned earlier, either unsui- table environmental conditions for this species or stratigra- phical gap, comprising the total range of Rotalipora reicheli (uppermost Lower — lowermost Middle Cenomanian; Ro- BASZYNSKI & CARoN, 1979). Rotalıpora cushmanı still occurs above the hardground and its last occurence marks the upper boundary of Rotalıpora cushmani range zone. Dicarinella spp. (partial range zone) Definition: Interval with species belonging to Dicarı- nella contained between the last occurence of Rotalipora cushmani and the first occurence of Marginotruncana coro- nata (Fig. 2). Remarks: In Peryr (1980) I included thıs interval into Helvetoglobotruncana helvetica zone. The reason of the change is because the termination of Rotalıpora cushmani and the appearance of Praeglobotruncana helvetica rarely occurs in the studied area and the forms of that species are not typi- cally developed (probably because of not the best living con- ditions for that species): they are smaller, their ventral sides are less convex and the keel is poorly developed. On the other hand the species of Dicarinella (D. imbricata, D. hagnı, D. longoriai) are dominating in this interval. The Dicarinella spp. zone comprises uppermost Upper Cenomanian and Lower Turonian, and I distinguish 2 subzones in it: Whi- teinela archaeocretacea subzone and Praeglobotruncana hel- vetica subzone. In most cases of modern subdivisions, those subzones are regarded as separate zones (BorLı 1966, Dou- Gras 1969, Ropaszynskı 1980) but in the section examined the index species of those zones are rare and not typically develo- ped, as mentioned above. Whiteinella archaeocretacea subzone Definition: Interval, with zonal marker from the last oc- curence of Rotalipora cushmani to the first occurence of Praeglobotruncana helvetica (Fig. 2). Remarks: The lower boundary of the subzone coincides with the lower boundary of the Dicarinella spp. zone. For many years this interval has been called zone with “grandes globigerines’’. Besides of quite rare Whiteinella archaeocreta- cea, in the subzone abundantly occur: Dicarinella imbricata, D. biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigantea, Praeglobo- truncana gibba and Whiteinella brittonensis. Praeglobotrun- cana helvetica ıs lacking. Age: Uppermost Upper Cenomanıan and lowermost Lo- wer Turonıan. Praeglobotruncana helvetica subzone Definition: Interval, with zonal marker from the first appearance of Praeglobotruncana helvetica to the first appea- rance of Marginotruncana coronata (Fig. 2). Remarks: The upper boundary of the subzone coincides with the upper boundary of Dicarinella spp. zone. The main difference in the composition of foraminiferal assemblages belonging to Whiteinella archaeocretacea subzone and Prae- globotruncana helvetica subzone is that Praeglobotruncana helvetica, P. praehelvetica and Marginotruncana marginata occur in the latter and that the species: Praeglobotruncana gibba, Dicarinella biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigan- tea terminate in the lower part of the younger subzone. Age: Lower Turonian except for its lowermost part. Marginotruncana coronata interval zone Definition: Interval with zonal marker from the first ap- pearance of Marginotruncana coronata to the first appearance of Globotruncana lapparenti cf. PEryT 1980). Remarks: In addition to the index species at the base of the zone Marginotruncana pseudolinneiana makes its appea- rance. In the lower part of the zone dicarinellas and Praeglo- botruncana stephani die out and slightly higher Globigerinel- loides bentonensis terminates. Age: Upper Turonian-Coniacıan. 579 FINAL REMARKS As it is impossible to draw boundaries between foraminife- ral zones in the Upper Albian to Middle Cenomanian deposits in the studied region, any indirect correlation of the deposits with their time equivalents elsewhere appears troublesome. A reliable correlation may be made in the case of Upper Ceno- manıan and younger deposits as the Upper Cenomanian is also stratigraphically condensed but without faunal'mixing. The Cenomanian-Turonian boundary is drawn with refe- rence to the first appearance of Inoceramus labiatus. The boundary between the Rotalıpora cushmani and Dica- rinella spp. zones should be drawn in the uppermost Ceno- manian. The Dicarinella spp. zone represents an equivalent of zones comprised in interval from the last occurence of Ro- talipora cushmani to first appearance of Marginotruncana, i. e. those previously usually called as the zone with “big, flat Globotruncana”, and Marginotruncana schneegansı zone in Mesogean region and Marginotruncana coronata zone in bo- real region in the newest general subdivision (RoBaAszyNnskı & Caron, 1979). In the boreal region of Europe, equivalents of Dicarinella spp. zone of the Annopol anticline include Prae- globotruncana spp. zone in SE England (CArTEr & Harı 1977), Whiteinella archaeocretacea and Praeglobotruncana helvetica zones in Belgium (Rosaszynskı 1980), Praeglobo- truncana delrioensis zone and the lower part of Marginotrun- cana marginata zone from N Germany (Koch 1977), and as- semblages VIand VII described from the Lödz region of Po- land (Heııer 1975). In the newest general zonal scheme (Ro BASZYNSKI & CaroN 1979), Whiteinella archaeocretacea and Praeglobotruncana helvetica zones represent equivalent of the Dicarınella spp. zone. My earlier remarks (P£ryr 1980) concerning the Margino- truncana coronata zone remain valid. It may be added that ®Marginotruncana coronata zone and the lower part of ?Di- carinella primitiva zone from general zonal scheme may be treated as equivalent to Marginotruncana zone from the Middle Vistula River Valley. REBERENGES BoLLı, H. (1966): Zonation of Cretaceous to Pliocene marine sedi- ments based on planktonic foraminifera. - Asoc. Venezolana Geol. Min. Petrol., Bol. Inform., 9, 2-32, Caracas. CARTER, D. J. & HART, M. B. (1977): Aspects of mid-Cretaceous stratigraphical micropaleontology. — Bull. Brit. Mus. nat. Hist. 29 (1): 1-135, 53 Abb., 4 Taf., London.. CIESLINSKI, S. (1959): Alb i cenoman pölnocnego obrzezenia Gör Swietokrzyskich. — Prace IG, 28, 3-95, 35 Abb., 8 Taf., Warszawa. — — (1976): Rozwöj bruzdy dunsko-polskiej na obszarze Swie- tokrzyskim w albie, cenomanie ı turonie dolnym. — Biul. IG, 295, 249-271, 14 Abb., Warszawa. Doustras, R. G. (1969): Upper Cretaceous planktonic foraminifera in northern California. Part 1 — Systematics. — Micropal., 15 (2), 4 Abb., 11 Taf., New York. GAWOR-BIEDOWA, E. (1972): The Albian, Cenomanian and Turo- nian foraminifers of Poland and their stratigraphic importan- ce.-ActaPal. Pol., 17 (1): 3-151, 14 Abb., 20 Taf., Warsza- wa. HELLER, 1. (1975): Mikrobiostratygrafia osadöw kredowych pofud- niowey czesci synklinorium 4ödzkiego. — Ann. Soc. Geol. Pol., 45 (2), 4 Abb., 4 Taf., Kraköw. Koch, W. (1977): Biostratigraphie in der Oberkreide und Taxono- mie von Foraminiferen. — Geol. Jb., A 38: 11-123, 3 Abb., 17 Taf., Stuttgart. MARCINOWSKI, R. (1980): Cenomanian ammonites from German Democratic Republic, Poland, and the Soviet Union. — Acta Geol. Pol., 30 (3): 215-325, 33 Abb., 20 Taf., Warszawa. PERYT, D. (1980): Planktic Foraminifera zonation of the Upper Cre- taceous in the Middle Vistula River Valley, Poland. — Palae- ont. Pol, 41: 3-101, 6 Abb., 23 Taf., Kraköw. POZARYSKI, W. (1947): ZloZe fosforytöw na pöfmocno-wschodnim obrzezeniu Gör Swietokrzyskich. — Biul. PIG, 27: 5-56, 3 Abb., 12 Taf., Warszawa. — — (1948): Jura ikreda miedzy Radomiem, Zawichostem i Kras- nikiem. — Bıul. PIG, 46, 5-141, 3 Abb., Warszawa. ROBASZYNSKI, F. (1980): Foraminiferes. In: ROBASZYNSKI, F. & AMEDRO, F., coord., Synthese biostratigraphique de | Aptien au Santonien du Boulannais a partır de sept groupes paleonto- logiques: Foraminiferes, Nannoplancton, Dinoflagelles et macrofaunes. — Rev. Micropal., 22 (4), 270-288, 1 Abb., 5 Taf., Paris. — — & CARON, M. (1979): Atlas de Foraminiferes planctoniques du Cretacae moyen (mer boreale et Tethys). Groupe de travail europeen des Foraminiferes planctoniques. - Cah. Micropal., 1-2: 7-185, et 3-181, 15 Abb., 80 Taf., Paris. SAMSONOWICZ, J. (1925): Szkic geologiczny okolic Rachowa nad Wiska oraz transgresja albu i cenomanu w bruzdzie pöfnoc- no-europejskiej. — Spraw. PIG., 3 (1-2): 45-118, Warszawa. Plate 1 Fig..l. Hedbergella planispira (TAPPAN), X 150. Big. 2. Hedbergella simplex (MORROW), X 100. Fig.s3. Heterohelix moremanı (CUSHMAN), X 116. Fig. 4. Guembelitria cenomana (KELLER), X 150. Fıg.#5: Globigerinelloides bentonensis (MORROW), X 100. Fig. 6 Hedbergella delrioensis (CARSEY), X 85. Fig. 7. Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, X 60. Fig. 8 Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN), X 85. Fig. 9,10. Rotalipora cushmani (MORROW), 9: X 100, 10: x 85. Fig. 11, 12. Rotalipora appenninica (RENZ), X 85. Fig. 13, 14. Rotalipora gandolfii LUTERBACHER & PREMOLI-SILVA, X50. Fig. 15, 16. Rotalıpora brotzeni (SIGAL), X50. Zitteliana 10, 1983 PeryTt, D. Plate 1 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Plate 2 Marginotruncana coronata (BOLLI), X 40. Marginotruncana marginata (REUSS, X50. Marginotruncana psendolinneiana PESSAGNO, X 50. Praeglobotruncana stephanı (GANDOLFI), X50. Dicarinella longoriai PERYT, X 65. Praeglobotruncana gibba KLAus, X50. Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), X65. Whiteinella baltica (DOUGLAS & RANKIN), X 85. Praeglobotruncana praehelvetica (TRU]ILLO), X65. Dicarinella biconvexa biconvexa (SAMUEL & SALAJ), X Dicarınella imbricata (MORNOD), X50. Praeglobotruncana cf. oraviensis SCHEIBNEROVA, X 50. Praeglobotruncana helvetica (BOLLI), X65. Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), X50. 5 5. Zitteliana 10, 1983 PERYT, D. Plate 2 585-594 München, 1. Juli 1983 585 ISSN 0373 — 9627 Conclusions to the Colloquium on the Turonian stage: Integrated biostratigraphic charts and facies maps (France and adjacent areas) Compiled by FRANCIS ROBASZYNSKI*) With 6 text figures ABSTRACT A Colloquium organized by the “Groupe Frangais du Cre- tace” in Paris gave the opportunity to bring together recent data on biostratigraphy, sedimentology and palaeogeography of the Turonian of France and adjacent areas. Biostratigraphi- cal results are synthesized on four charts that show the com- parative vertical distribution of the main macrofossils: am- monites, inoceramids, echinoids, brachiopods, rudists and microfossils: planktonic and benthic foraminifera, nanno- plankton, dinoflagellates and ostracods. A three-fold division based on ammonites is proposed for the stage. Palaeogeogra- phical facies in France during the Early and Middle-Late Tu- ronian are shown on two maps. RESUME Un Colloque organise par le Groupe Frangais du Cretace au Museum de Paris en 1981 adonne l’occasion de confronter les nouvelles donnees biostratigraphiques, sedimentologiques et paleogeographiques sur le Turonien de la France et des contrees limitrophes. Les r&sultats biostratigraphiques sont synthesises dans quatre tableaux donnant les extensions verti- cales parallelisees des principales macrofaunes: ammonites, inocerames, Echinides, brachiopodes, rudistes et des princi- paux microfossiles: foraminiferes planctoniques et benthi- ques, nannoplancton, dinoflagelles et ostracodes. Une divi- sion tripartite de reference est proposee avec le groupe des ammonites. Deux aspects paleogeographiques de la France au Turonien inferieur et au Turonien moyen-sup£rieur sont en- suite presentes sur deux cartes. KURZFASSUNG Auf einem Kolloquium der ‚Groupe Frangais du Cretace” in Paris 1981 wurden die neuesten Daten zur Biostratigraphie, Sedimentologie und Paläogeographie des Turon Frankreichs und angrenzender Gebiete vorgestellt. Die biostratigraphi- schen Resultate sind in 4 Tabellen synoptisch zusammenge- faßt und zeigen die Reichweiten von Ammoniten, Inocera- men, Echiniden, Brachiopoden sowie von Mikrofossilien, *) F. ROBASZYNSsKI, Faculte Polytechnique, 9, rue de Houdain, B-7000 Mons, Belgium. wie planktonische und benthonische Foraminiferen, Nanno- plankton, Dinoflagellaten und Ostrakoden. Eine Dreitei- lung, die auf Ammoniten basiert, wird für das Turon vorge- schlagen. Zwei paläogeographische Karten zeigen die Fazies- verteilung in Frankreich für das Unterturon und den Zeitab- schnitt Mittel- bis Oberturon. INTRODUCTION A Colloquium on the Turonian stage was held in the Mu- seum d’Histoire Naturelle de Paris in October 1981, organi- zed under the auspices of the Groupe Frangais du Cretace by G. AıcayDE and myself. About fifty people, including mem- bers of the Albian to Coniacian working-group, attended the meeting where twenty-one lectures were given. On the last day of the session, participants were invited to compare their data in order to draw up a multiple biostrati- graphical chart for the Turonian with the main macro and mi- crofossils. Figures 1 to 4 contain the results of fruitful discussions for each fossil group, from data of F. Ameoro, J. M. Hancock, W. J. Kenneoy, J. LAUVERJAT, J. SoRNAY for ammonites; J. SorNAY for inoceramids; M. Fourav, F. AMEDRO, F. Roßas- zysskı for echinids; D. GasparD for brachiopods, J. PHirLıp and M. BıLoTTE for rudists; M. Caron, M. B. Hart, M. La- MOLDA, CH. MOoncIarDINI, F. RoBaszynskı for foraminifera; H. Manıvır and J. C. FoucHEr respectively for calcareous nannoplankton and dinoflagellates; J. F. Basınor, J. P. Co- ıın and R. DAmoTTE for ostracods. BIOSTRATIGRAPHICAL DATA AMMONITES Cenomanian-Turonian boundary The upper part of the Cenomanian is marked in most areas in the world by the occurence of Metoicoceras geslinianum (D’OrsıcnY). Furthermore, it seems convenient to place the base ofthe Turonian at the appearance of the genus Watinoce- ras known in Europe, Africa, the Soviet Union and the U.S.A. Between Metoicoceras and Watinoceras is inserted a fauna with Neocardioceras juddii (Barroıs & GuERNE) which could be considered very high Cenomanian. This opinion has to be carefully discussed because of its implications: in the Te- thyan realm most Vascoceratids, such as Thomasites, Nigeri- ceras, Gombeoceras, were considered as Turonian till BEr- THOU and Lauverjar found high Cenomanian Vascoceras in Portugal. Turonian-Coniacıan boundary According to Hancock and Kennepy (1981) the first am- monite found at the base of the Coniacian in its type area is Reesideoceras petrocoriense (CoQuann) (= Barroisiceras ha- berfellneri [Haurr] sensu de GrossouvR£). Species of the ge- nus Peroniceras which are commonly cited by authors appear above the lowest Reesideoceras and do not indicate the basal part of the Coniacian, as ArnauD demonstrated more than a century ago. We should note that the important changes in fauna used by D’OrBıGnY to separate his Cretaceous stages are situated at levels where hard-grounds and gaps of sedimenta- tion are numerous. For example, near the Cenomanian-Tu- ronian boundary it is possible that about one million years se- parate the Metoicoceras and Watinoceras zones and it could be the same between Turonian and Coniacian. Divisions of the Turonian A tripartition into Lower, Middle and Upper Turonian from the work of Anepro & al. is shown in fig. 1. The appearance of Collignoceras woollgari (MAntELL) ends the Lower Turonian which is divided in two zones: Watino- ceras coloradoense (HEnDERsoN) and Mammites nodosoides (SCHLÜTER) - or three ifthe juddii zone be included in the Tu- ronian. Two opinions hang in the balance for the boundary between Middle and Upper Turonian: — in the first, AMEDRO & al. place the base ofthe Upper Turo- nian at the appearance of Romaniceras deverianum (D’Or- BIGNY): — in the second, Hancock, KENNEDY and WRIGHT use the ap- pearance of Subprionocyclus neptuni (Geinitz) to mark the base of the Upper Turonian. The first solution may have the advantage of appreciably reducing the duration of a very long C. woollgari zone, whe- reas the second emphasizes the more cosmopolitan character of $. neptuni. AmEDRO & al. have recorded Subprionocyclus neptuni and Collignoniceras woollgari together in Troyes, but it is not known where $. neptuni appears. At Uchaux, DevaLQuE & al. have recorded Romaniceras deverianum immediately below S. neptuni, but C. woollgari is unknown there. In fact, there are no modern records from Europe of R. deverianum being found with a collignoniceratid, either Collignoniceras or Subprionocyclus. In the U.S.A. Romani- ceras cf. deverianum has been collected with a collignonice- ratid above the highest Collignoniceras there, but it is a Prio- nocyclus, Subprionocyclus being unknown in the western in- terior of the U.S.A. It may be that the appearances of Roma- niceras deverianum and Subprionocyclus neptuni coincide, and there is no real difference between the two opinions. In fig. 1 the first view is used. INOCERAMIDS In the present state of knowledge, inoceramids still do not give such accurate divisions as ammonites but their frequent occurence, or even abundance, makes the group a good and reliable stratigraphical tool when cephalopods are lacking. Three divisions can be recognised but they do not coincide with the ammonite ones. A lower division is characterized by forms of the group I. mytiloides MantEıLL - I. labiatus SCHLOTHEIM - 1. hercy- nicus PETRASCHECK. I. mytiloides first appears, immediately tollowed by I. hercynicus. The three species extend into the basal part of the Middle Turonian. A middle division is marked by the development of the I. lamarcki Parkınson group where /. brongniarti MANTELL and /. cuvieri SOWERBY are frequent. Ammonite - Zones AMMONITES INOCERAMIDS E : S = ı ı E Peroniceras SEES ITS tricarinatum SEE ES T ONIAC &|-ACH S|% ol > C ı S 2 N: Q 2 sıc (U) ö Reesideoceras © IC fr) Z i x ja x|U SI < petrocoriense ]I2 Jo CS [S SsI<| © I = oc] o Q Q uo| | s| IT ss lass Subprionocyclus Q a © ol zı:] 2IZ CS © [S) SS Ss . > c &7 : < l SO o= SE Ss [7,) SsesE 53 Ä . 'S l SEE SID RS Romaniceras = I < [0°] 9 < u z [} ornatissimum — = Q ° 7) Ss oO & I} \ => 3 Re SFR [0) o| o & [0] oSI| © Su) zZ. \ o SIE sa Romaniceras © I SES S Ss o IN kallesi = Sal: Eo ®) a Sol s c = En o Jen) u SuF= n s|s S SIE m= 2 <| Oo Kamerunoceras slS S 5 Io turoniense NSIO 2) u! e IE u I} oUIO m en S > © — Orbirhynchia BRACHIOPODS semiglobosa subrotunda Gıbbithyris RUDISTS Hippuritids Radıiolit. V.praegi anteus| V.petrocoriensis V. moulinsi V.giganteus eli subplicata trocoriensis Vacc. rouss Vacc. inferus V. praepe Cretirhynchia (Corbieres) Gibbithyris Cretirhynchia gr. plicatilis cornupastoris| requieni - resectus Terebratulina Hippurites Vaccinites Durania fontalbensis Vaccinites sp. Duranıa EEE SLIDE SEI ISSSCHEA ENGER SEL SEIEN LTE ELESSOSESEDSESIEHSIEIEHSEN Neocardiocer. juddii UPP CEN| Metoicoceras geslinian Fig. 2. 1. M. leskei Des Mouums (alias M. breviporus Acassız, nomen nudum) has interporiferous areas that are smooth or sutured, periplastronal areas punctuated, the peristome far from the anterior edge and not covered by a prominent la- brum. M. corbovis ForBEs belongs to the leskei group but is larger and has a thinner test. First representatives of the group generally appear high in the Middle Turonian but some specimens of M. cf. corbovis Distribution of main species of micrasters, rudists and brachiopods in the Turonian of France. have been found with /. labiatus at the base of the substage, or even in the upper part of the Lower Turonian in England. Typical forms of the /eskei group run through the whole of the Upper Turonian. 2. M. normanniae Buccäie appears high in the Subprio- nocyclus neptuni zone and extends into the basal part of the Coniacian. It differs from M. leskei by its interporiferous areas being inflated and sometimes subdivided, the peripla- ammonites zones Peroniceras tricarinatum CONIAC Reesidoceras f [x petrocoriense = So al Q © Subprionocyclus S a neptuni ® oO. [et po] Romaniceras deverianum ’ N ie j Ü Romaniceras | ° ornatissimum S un ® L rn CS Romaniceras |S5 E kallesi er ° © m Kamerunoceras © Z turoniense AS Ü SZ & ol < © — © Ü I a sr I © SR LS Ü © [= 2 [o) o SZ RS SER . I © >= Mammites Sessel ’ N © ü u x S Si Se IS nodosoides < les u = =) SIS [ou ur a = US u | “lo £Z u | < = uns = [6)) I u SESign N H | &,8, 0 Q © || ı S a ne [N ı u I SS a —% S ı N iS Ss ®& © 1 © Du Se s ! 0 SIT Ilm! © a [ee 7 1,1 + I u LER ollg' un) + Q so u U BucE o c >) | KIUK em : {o} u Das u © allsı © 6) Q Q Sn = 2 a ı n 122 E o| ol] >! [o,} Sl Erg BR I RR {7} I \ Ssj © I 2E u) ! SE: < ı g ou u ! ol (= © j BIO Ku} 5 al al =) ( u > SE: s ® Ss ! of | Q S RR S N - I = o ‚kanal? UPwE | u ı 0 Z | = \ ( ı2 I < | ! Q 3 ' = 1 i S | ı 10] h ° ; oO Globorotalites globosa “a © ec v Mn 5 < uN 5 2a & Fr I e= = ps N "Gavelinopsis Lingulogavelinella ne FT: Whit. archaeocr"\ Rat! ush | Fig. 3. Distribution of main species of planktonic and benthic foraminifera in the Turonian of France. stronal areas chained (“catenule””) to verrucose, the peristome rather distant from the anterior edge and half covered by a la- brum. 3. M. decipiens Bayız shows subdivided interporiferous areas and evenly divided, periplastronal areas typically verru- cose, the peristome close to the anterior edge andcovered by a labrum. The morphotype appears in the uppermost part of the S. neptuni zone but characterizes the Coniacian. BRACHIOPODS Amongst rhynchonellids, Orbirhynchia cuvieri (D’ORBI- any) and O. heberti Pertır are common in the Lower Turo- nian. Terebratulids are frequent in the Middle and Upper Turo- nian: Gibbithyris semiglobosa (SowerBY), G. subrotundus (Sow.) and Terebratulina gracilis D’Orsıcny (? = T. lata in 590 ammoniıtes zones Peroniceras 4) tricarinatum 2 Q NIAC = .=2,=.=,2 3 co Reesidoceras Ss petrocoriense < S L “u D| o = ) Q Subprionocyclus > ı £| S| » neptuni x| <[ 2 u VS = ® < a “ “ls a E RN 2 > xt ol < °© 3 = a Romanicera SiS a deverianum >= == N u = “ Romaniceras | &, o = Q ornatıssimum 9 & 3 1 — S uw Ad & z 8 3 _® | Romaniceras 5 < = = kallesi 5 ul S oO a = = 8: SE She o ie} © U BE 2 8 Kamerunoceras Q 8 53 turoniense 3 S =) 5] © Rs) Q [1 £ > u © Lu sis Sl Mammites a zZ nodosoides lower Gartn. obliguum Parhabdolithus Watinoceras coloradoense Neocardiocer. juddii ZZRERZTZINENAZZILI ER England). The Upper Turonian is marked by the appearance of Cretirhynchia plicatilis (Sow.) and the Coniacian by C. subplicata (MANTELL). RUDISTS A phyletic zonation can be defined using the Hippuritidae which are ahomogenous group with arapıd evolutionary rate and a wide geographical distribution. In Provence, Vaccinites NANNOPLANCTON DINOFLAGELL. OSTRACODS 2 -N fi u x 0 FR > S 1 ve = ' {8} al —_ “Lo | ; S x ı = zia | © ı SUR Zi SZ ! I =. 00 rn ' © I SZ ı © VID c 1 n Io Q 1 = a] © an] | al EEE ! ° Io la ! = <| ® \ ° ZI SE Be A| SIBIS| >18 2 E SI. 8 Q: WEN S Sı 8° = S [Y ie < ı& S a ! N En Sue ı [EN < SE [Br ° De ol N || t S ul Kl ' Q 1 o l Re ' 1 er [72] \ BU SE —ı 4 ' X >| c + j = S Er ala je: ı 1 E s ı vo a { a o] u \ 3 SE ‘ X a { In Q ' u S l S > A) m {e} Ss -| vIS < { Sara RS { ! sI.[ [2] < ı AS S o ! SS Q S Mine ol IS [03 SZ] e| I AS E ıE uwlolo] Jo 3) En a Lex [S Ve = f [I = o (Ss a * S [= ı R 'S | S 3 a > L 18 Z1 ' < Sn ! Q | >| j u S ® ' [Y Ser SR. ı SI .8 | © | \ | u A S 1 ele-j = na 2| © ı= al 2, ® ı56N Io | URN Diane] g VAL ZLIGLH LAGEN LVZ ZZFFLZFLIZ \ZVMELLLIZALHNG LTE SD LELERTTEER EZ ZEDEDWENDEISDTINEIEET. fontalbensis Pius is characteristic of the basal Turonian. Af- ter an absence due to palaeogeographical changes, rudists re- turn in the Middle Turonian (Provence and Pyren&es) with Hippurites gr. reguieni MATH. — resectus DErr. In the Massif d’Uchaux (Rhöne Valley), two Assemblage-Zones can be di- stinguished in the Upper Turonian: A.-Z. with Vaccinites rousseli (DouviLie) and V. praepetrocoriensis Toucas, and A.-Z. with V. petrocoriensis (Douvırıe). The first was corre- lated with the $. neptuni ammonite zone (DEvALQUE & al., 1982). The lastrudistid assemblage is recorded from the upper part of the Turonian and below the Peroniceras zone. It includes Turonian forms (V. praegiganteus) and some representatives of species which will develop during the Coniacian (V. mou- linsi and V. gigantens). PLANKTONIC FORAMINIFERA Globotruncanid genera All species of Rotalipora disappear before the end of the Cenomanian and that corresponds with the development of two other genera: Whiteinella and Dicarınella. The Lower Turonian is marked by the appearance of Helvetoglobotrun- cana, followed in the Middle Turonian by Marginotruncana. The genus Globotruncana does not occur below the Conia- cian. Comments on some Globotruncanid index species The Lower Turonian shows the blossoming of numerous Whiteinella: W. brittonensis (LoEsLich & Tapran), W. ar- chaeocretacea PzssaGno, W. aprica (LOEBLICH & Tapran) whose association is known in the literature as “grosses globi- gerines”. Within the Lower Turonian Helvetoglobotruncana helvetica (BoLLI) appears just preceded by ? W. praehelvetica (TrupıLo), but is possible that bathymetrical conditions 591 control the individualization of the two morphotypes. On the other hand the extinction of A. helvetica marks a clear level just below the base of the Upper Turonian ammonite-zone of Romaniceras deverianum. Marginotruncana sigali (REICHEL) and M. schneegansi (SıGAL) arıse just above the base of the Middle Turonian and, near the top of the substage, M. psen- dolinneiana Pzssacno and M. coronata (BoLLı) appear. The summary of the distribution of the main species cited here corresponds to that given in the “Atlas of Mid Cretace- ous Planktonic Foraminifera’” (Ropaszynskı, CaRroN and Eu- ropean Working Group on Planktonic Foraminifera, 1979). NANNOPLANKTON, DINOFLAGELLATES AND OSTRACODS The index species, selected from about one hundred forms found in the Turonian, are listed in fig. 4. Details and com- ments are given in RoBaszynskI & al. (1982). It should be em- phasised that calcareous nannoplankton and dinoflagellates are two groups frequently represented in shallow as well as in oceanic environments. Although their zones are longer than those of other fossil groups, it has become apparent that they are very useful for global correlation between continental and oceanic sections. EINGOTESENENESZEORZEFIESTWIRONIENN; The distribution of palaeogeographical facies in France and adjacent areas during the Turonian were built up with docu- ments coming from twenty-two contributors. We chose to represent generalised facies for two intervals: the Early and Late Turonian, and their comparison led to several conclu- sions: — Most french regions are affected by the Early Turonian transgression, whereas the Late Turonian is characterized by a regressive phase beginning in the Middle Turonian. — A relatively strong rise of sea-level during the Early Turo- nian is revealed by the development of pelagic facies that indicate the eustatic nature of the transgression. However, this transgression is moderated by epeirogenic movements, local or regional, as in north Spain, northern subalpine chains and in NW France. — The reconstruction of sedimentary events in pyrenean and alpine areas is more difficult on account of orogenic move- ments. — Communications between Cornwall and Armorica or through the Poitou allowed faunal transfers between the Tethyan and Boreal provinces (for example: vascoceratids, planktonic microfossils and ostracods). ACKNOWLEDGEMENTS We are grateful to J. M. HANcCock and W. J. KENNEDY for reading the manuscript and suggesting improvements to the English, but neither is responsible for opinions expressed in this paper about all groups of fossils discussed. ‚Armorican Massif TE EL VDE TEE I Central 7 7 Massif Gr x In 7 5 2.9 IT» ae OS 25 rg > —— FR, wA2 ++ 6 —— 10 7,7" 14 mil 18 -—— 22 £ 26 ® 30 IRINA I=[ 1 „”’ 19 „unu 23 vVV97 == 31 Pi r r ug = a ae a ler 7520, Eee 24 770,028, 000.32 Fig. 5. Facies of the Early Turonian. Facıes legend: 1. actual boundary of old massifs; 2. erosion boundary; 3. area without deposits; 4. fault; 5. anticlinal area during sedimentation; 6. breccıa; 7. volcanic breccıia; 8. volcanism; 9. sands, sandstones, conglomerates; 10. marly clay; 11. marl; 12. carbonate marl; 13. chalk (two lines: disturbed sedimentation); 14. tuffeau; 15. no- dular chalk; 16. alpine sea; 17. limestones; 18. flysch; 19. transgressivity; 20. direction of detrital deposits; 21. sand; 22. clay; 23. glauconite; 24. flint, chert; 25. bioclasts; 26. lignite; 27. rudists; 28. echinoids; 29. oy- sters; 30. corals; 31. algal laminations; 32. pithonels. Abbreviations: AB: Bilbao anticlinorium; AL: Losas fault; AM: Merlerault axis; BD: Durance bending; FN: Nimes fault; FNP: North Pyrenean Front; FV: Villefranche fault; SB: Burgos gate; SD: Douro gate; SP: Pedroza gate; Fig. 6. Facies of the Late Turonian. (Facies legend and abbreviations see Fig. 5.) REFERENGES Actes du Colloque sur le Turonien (octobre 1981). — (1982): Mem. Mus. Hist. Nat. Paris, ser. C, 49, 241 p., 62 fig. & tabl. AMEDRO, F., BADILLET, G., DEVALQUE, CH. (1982): Biostratigra- phie et biozonation des ammonites du Turonian frangais. — Mem. Mus. Nat. Hist. Nat. Paris, ser. C, 49, 167-173, 2 fig. — — & MANnWIT, H., ROBASZYNSKI, F. (1979): Echelles biostrati- graphiques du Turonien au Santonien dans les craies du Bou- lonnais (macro, micro, nannofossiles). -— Ann. Soc. geol. Nord, 98, 287-305, 7 fig., pl. 24 et 25. ARNAUD, H. (1877): Memoıire sur le terrain Cretace du Sud-Ouest de la France. - Mem. Soc. geol. Fr., ser. 2, 10, (4): 1-110. BERTHOU, P. Y. and LAUVERJAT, J. (1974): La limite Cenomanien- Turonien. Essai de correlation entre la serie portugaise ä Vas- coceras et les series de l’Europe du sud-ouest et de l’Afrique du Nord. -C.R. Acad. Sci. Paris, (D), 278, 2605-2608. COLLIGNON, M. (1960): Correlations sommaires entre les depöts du Cretace superieur de Madagascar et ceux de l’Europe occiden- tale, en particulier de la France. -C. R. Congr. Soc. Sav. Di- jon, 1959, Colloque sur le Cretace superieur frangais, p- 41-52. DEVALQUE, CH., AMEDRO, F., PHILIP, J., ROBASZYNSKI, F. (1982): Etat des correlations litho et biostratigraphiques dans le Turo- nien superieur des massifs d’Uchaux et de la Ceze. Les zones d’ammonites et de rudistes. - Mem. Mus. Hist. Nat. Paris, ser. C, 49, 57-69, 3 fig., 2 tabl. FouraY, M. (1981): L’evolution des Micraster (Echinides, Spatan- goides) dans le Turonien-Coniacien de Picardie occidentale (Somme), interet biostratigraphique. — Ann. de Paleontol., Invert., 67, (2), 81-134, 12 fig., 4 pl. GROSSOUVRE, A. de (1901): Recherches sur la craie sup£rieure. Stra- tigraphie generale. - Mem. Carte Geol. France, p. 1-783, 33 fig., 39 tabl. HANCOCK, J. M., KAUFFMAN, E. G. (1979): The great transgression of the late Cretaceous. — Jl. Geol. Soc. London, 136, 175-186, 5 fig., 4 tabl. — — & KENNEDY, W. J. (1981): Upper Cretaceous ammonite stra- tigraphy: some current problems. In: HousA, M. R. and SE- NIOR, ]. R. (eds.): The Ammonoidea, Spec. Vol. Systematics Ass., 18, p. 531-553. HART, M. B. and al. (1981): Cretaceous. — In Stratigraphical Atlas of Fossil Foraminifera, JENKINS, D. G. and MurRAY, J. W. (ed.). - Brit. Micropal. Soc. Series, p. 148-227, 16 fig., 25 pl. KENNEDY, W. J., WRIGHT, C. W., HANCOCK, J. M. (1982): Ammo- nite zonation and correlation of the uppermost Cenomanian and Turonian of Southern England, Sarthe and Touraine. — Mem. Mus. Nat. Hist. Nat., Paris, ser. C, 49, 175-181. ORBIGNY, A. D’ (1850): Prodrome de Paleontologie. Terrains creta- ces, 2, p. 1428. PHiLıp, J. (1978): Stratigraphie et pal&o£cologie des formations A Ru- distes du Cenomanien: !’exemple de la Provence. - Geol. Me- dit., 5, p. 155-168, 3 fig., 6 tabl., 1 pl. ROBASZYNSKI, F., CARON, M. et Groupe de Travail sur les Foramini- feres Planctoniques du Cretace (1979): Atlas of Mid-Cretace- ous planktonic Foraminifera (Boreal Sea and Tethys). Cah. Micropaleont., 1: p. 1-185; 2: p. 1-181, 80 pl. — — & AMEDRO, F. (coord.), FOUCHER, J. C., GASPARD, D., MA- GNIEZ-JANNIN, F., MANIVIT, H., SORNAY, J. (1980): Syn- these biostratigraphique de l’Aptien au Santonien du Boulon- nais a partir de sept groupes pal&ontologiques: foraminiferes, nannoplancton, dinoflagelles et macrofaunes. —- Rev. Micro- pal., Paris, 22, p. 195-321, 28 fig. — — & ALCAYDE, G., AMEDRO, F., BADILLET, G., DAMOTTE,R., FOUCHER, J. C., JARDINE, $., LEGOUX, O©., MANWIT, H., MONCIARDINI, CH., SORNAY, J. (1982): Le Turonien de la re- gion-type: Saumurois et Touraine. Stratigraphie, biozona- tions, sedimentologie. — Bull. Lentres Rech Explor.-Prod. Elf-Aquitaine,6 (1) p.119-225, 24 fig., 18 pl. ROWE, A. W. (1899): An analysıs of the genus Micraster as determi- ned by rigid zonal collecting from the zone of Rhynchonella cuvieri to that of Micraster cor-anguinum. — Quart. Journ. Geol. Soc. London, 55, p. 494-547, pl. 35-39. WRIGHT, C. W., KENNEDY, W. J. (1981): The Ammonoidea of the Plenus Marls and the Middle Chalk. — Monogr. Palaeont. Soe., London, 148 p., 32 pl., (Publ. n° 560, part of vol. 134 for 1980). un Ne) [071 ISSN 0373 — 9627 Turonian and Coniacian microbiostratigraphy of the Tethys regions on the basis of foraminifera and nannofossils By JOSEPH SALA]J & VIERA GASPARIKOVA*) With 1 table and 3 plates INBSITRAGITE The lowermost Turonian is still reached by the Upper Ce- nomanian Rotalipora cushmanı Zone in which from the nan- noplankton Quadrum gartneri Prıns & PErCH-NIELSEN is found. The higher part ofthe Lower Turonian (= Quadrum gart- neri Zone) is always represented by the zone of “large hed- bergels’”’ with Whiteinella gigantea (LEHMANN) (= syn.: W. archeocretacea PessaGno) and Dicarinella imbricata (Mor- nop) in the Tunisian Atlas. In the West Carpathians D. im- bricata is found but Whiteinella gigantea as well as the asso- ciation of other “large hedbergels” is missing. The Helvetoglobotruncana helvetica Zone is represented by 3 subzones: Dicarinella trıgona, D. biconvexa and “Glo- botruncana” turona. As to nannoplankton of the West Car- pathians, we observe here some deviations from Tunisian, ty- pical Mediterranean associations. In the Upper Turonian Marginotruncana schneegansi Zone from its base the index species Marthasterites furcatus (STOVER & PERCH-NIELSEN) is found from nannoplankton. The base of the Coniacian is established by appearance of the species D. concavata in both the studied regions whereas the upper boudary is determined by appearence of the species Sıgalia carpathica Sara) & SamuEL. From nannoplankton the associations of the Marthasterites furcatus and Micula decus- sata Zone are found in the Coniacıan. Attention is also paid to taxonomic and phylogenetic pro- blems of some foraminifer species. Species of the genus Dica- rınella described from the West Carpathians are figured again. As the type-species of the genus Whiteinella the spe- cies ?Praeglobotruncana gigantea LEHMANN and of for the one-keeled Middle Turonian “globotruncanes’’ the new ge- nus Caronita is established. KURZFASSUNG Die obercenomane Rotalipora cushmani Zone reicht bis in das unterste Turon, wo sie beim Nannoplankton durch das Auftreten von Quadrum gartneri Prıns & PERCH-NIELSEN gekennzeichnet wird. Der höhere Teil des Unter-Turon (= Quadrum gartneri-Zone) ist in Tunesien immer durch eine Zone „‚großwüchsiger Hedbergellen mit Whiteinella gi- gantea (LEHMANN) (= W. archaeocretacea PEssaGno) und Di- carinella imbricata (MorNoD) gekennzeichnet. In den West-Karpaten tritt zwar D. imbricata auf, es fehlen dagegen W. gigantea und die anderen großwüchsigen Hedbergellen. Die Helvetoglobotruncana helvetica Zone wird durch drei Subzonen repräsentiert: Dicarınella trıgona, D. biconvexa und “Globotruncana” turona Subzonen. Das Nannoplank- ton der West-Karpaten unterscheidet sich leicht von den ty- *) J. Sara], V. GASPARIKOVA, Dionyz Stür Institute of Geology, Mlynskä dolina 1, 81704 Bratislava, CSSR. pisch mediterranen Vergesellschaftungen Tunesiens. In der oberturonen Marginotruncana schneegansı Zone ist die In- dex-Art Marthasterites furcatus (STOVER & PERCH-NIELSEN) bereits ab der Basıs vertreten. Die Basis des Coniac wird in beiden Gebieten durch das Einsetzen von D. concavata gekennzeichnet, die obere Grenze durch das Auftreten von Sigalıa carpathica Sara] & SamueL. Beim Nannoplankton werden im Coniac Vergesell- schaftungen der Marthasterites furcatus und der Micula de- cussata Zonen gefunden. Abschließend werden taxonomische und phylogenetische Fragen einiger Foraminiferen-Arten diskutiert. Die bislang aus den West-Karpaten beschriebenen Arten von Dicarinella werden neu abgebildet. Praeglobotruncana (?) gigantea LEHMANN wird als Typus-Art der Gattung Whiteinella be- stimmt. Für die einkieligen Globotruncanen des Mittel-Tu- rons wird die neue Gattung Caronita vorgeschlagen. 596 INTRODUCTION The basis for detailed stratigraphical division of Turo- nian-Coniacian sediments in the Mediterranean region on the basis of foraminifers and nannoplankton are some selected profiles of Tunisia and the West Carpathians of Czechoslova- kia. In Tunisia it is mainly the profile of hypostratotypes of the mentioned stages from the locality Dj. Fguira Salah (SAara] 1974, 1980; GasparıkovA 1978) and from the West Carpa- thians the Turonian of the Klippen Belt from the profiles Vra- nie-Povazsky Chlmec, Brodno -Sneznica and Benatina. For their completeness these profiles were studied by several authors (SCHEIBNEROVA 1960, 1963; SAMUEL 1962; SAMUEL & Sara] 1962; BEGAN, HasKo, Sara] & SamueL 1978). The Co- niacian sediments in the facies of variegated marls of the Klip- pen Belt are studied from the locality Horne Srnie; and in flysch facies from the area of Povazskä Bystrica. Their Conia- cian age was proved on the basis of foraminifers by Kanto- ROVA & BEGAN (1958) and Sara] (1962). The nannoplankton from these localities was studied by GasparıkovA (1977). SERATIGRAPHY Cenomanian-Turonian boundary: the boundary between the Rotalipora cushmani Zone and Dicarinella imbricata Zone in the West Carpathians on the one hand, or between the R. cushmani Zone and the zone of large Hedbergella de LEHMann (1962) (= Whiteinella archeocretacea Zone de Ro- BASZYNSKI& CArON 1979) in Tunisia on the other hand, is very sharp. The authors place this boundary above the Turonian base, what would be in agreement with the knowledge of Ber- LIER (1978) and other authors (SaLa] & SamueL 1966, 1977; Sa- LA] & BELLIEr 1978). On the contrary, in the last time RoBas- zyıskı & CAron (1979) (European working group on plank- Table 1 Microbiostratigraphic zonation of of planktonic foraminifers and WIERSET Sıgalia deflaensis |I.Z Globotruncana praehava- nensıs Nn.sp zZ MIDDLE Helvetoglobotruncana cachensis Dicarınella concavata Globotruncana carinata |1.Z angusti- BR@R RAGT ER ASENES Micula decussata Marthasterites tonic Foraminifera) place the boundary between these zones still in the frame of the uppermost Cenomanian, in the middle ofthe Metoicoceras geslinianum Zone. Accordingto them the species Rotalipora cushmani (MORROW) becomes extinct here, and the species Whiteinella archaeocretacea PEssaGno, the index species of the zone of equal name, sets in. On the contrary, the works of ConarD (1978: 66-67), DELOFFRE (1978: 80) and PorrHaurTt (1978: 184) mention the existence of Rotalipora in the basal Turonian, thus in the Mammites nodosoides Zone with Fagesia superstes (Kossmar) (PHiLıp, NEUMANN, PORTHAULT & JUIGNET 1978). the Turonian and Coniacıan of the basis nannoplankton Micula concava Micula decussata RZ furcatus BZ Marginotrun- Dicarinella renzi cana schneegansı NZ Whiteinella inornata Falsotruna maslakovae EZ Eiffelithus Marthasterites furcatus LSZ eximius [174 Helvetoglobo - Caronita turona IS.BZ truncana helvetica TRZ Dicarinella biconvexa 1.SB.Z Tetralithus pyramidus Eiffelithus eximius EZ 142 | Dicariınella trıgona IS.BZ Whiteinella gigantea |Dicarinella hagni 1.S.BZ Dicarinella imbricata IZ|D. imbricata 1I.S.B.Z. Rotalipora turonica TRZ Rotalipora cushmani T.RZ |Rotalipora montsal- vensis RZ MANIAN MIDD.|UPPER CENO - Tetralithus pyramidus IZ Quadrum gartneri | Gartnerago oblıquum RZ Microrhabdulus deco- ratus EZ We tend to the opinion that the upper boundary ofthe Ro- talipora turonica Zone or the Rotalipora cushmani Zone (both index species ofthese zones are distinctly different from each other, cf. Sara] & SamuzL 1966) should not be placed into the uppermost Cenomanian, but into the basal Turonian. A compromising solution would be that the boundaries of these zones would also determine the Cenomanian-Turonian boundary (Doucıas 1969). We stress that in Tunisia as well as in the West Carpathians also in the uppermost part of the Rotalipora cushmani Zone up to the immediate contact with the following zone repre- sentatives of the genus Rotalipora are found in extraordinary amounts. Species like Whiteinella archaeocretacea or W. pa- radubia (SıGaL) are not found here. From the nannoplankton in the Upper Cenomanian of the West Carpathians Gartnerago obliguum (STRADNER) NOEL is found, the index species of the zone of the same name defined by VERBEER (1976) for the upper part of the Rotalipora cush- mani Zone reaches the Helvetoglobotruncana helvetica Zone in the Turonian of the West Carpathians (Tab. 1). In the assemblage of the Gartnerago obliguum Zone the following nannoplankton species are found: Corollithion achylosum (STOVER) THIERSTEIN, Cyclagelosphaera margereli Not, Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, Cretar- habdus crenulatus BRAMLETTE & Marrını, Cretarhabdus uni- cornis STOVER, Eiffehthus turriseiffeli (DEFLANDRE) Reın- HARDT, Lithraphidites alatus THIERSTEIN, Lithraphidites car- niolensis DEFLANDRE, Lithastictus floralis STRADNER, Manivi- tellagromosa Bıack, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGEL- SKIJ) GARTNER, Watznaneria barnesae (Black) PERCH-NIEL- sEn, Zygolithus crux NotL and Zygolithus diplogrammus (Bukry) Not£L. The Rotalipora cushmani Zone of the Mediterranean re- gion and thus also of Tunisia is characterized by the species Microrhabdulus decoratus, which according to THIERSTEIN (1976) is indicative of the Middle to Upper Cenomanian. This species was designated by SıssincH (1977) and Manniıt et al. (1977) as index species for the zone of the same name, which is related to the Upper Cenomanian. Turonian: The lower part of the Lower Turonian (besides the base) is represented in the West Carpathians by the Dica- rinella imbricata Zone (Sara] & SamueL 1966, 1967; Sara] & GaspArıkoVA 1979). In Tunisia the Rotundina cretacea - Praeglobotruncana imbricata Zone corresponds to it (SALA] 1969; Massın & Sara] 1970); Maamourı & MAAMoUuRı 1969; SaLa] & BELLIER 1978). Roßaszynskı & CAron (1979) correctly call attention to the fact that the genus Rotundina is invalid and that the genus Whiteinella PrssaGno 1969 should be used. Moreover, the opinion of Ropaszynskı & Caron (1979) is justified that the species Whiteinella cretacea (D’OrBıcny) is found as late as from the Upper Turonian. It is logical to use for the Lower Turonian as index species Whiteinella achaeocretacea Pes- SAGNO, in the synonymy of which the species ? Praeglobo- truncana gigantea LEHMANN (1962) and Praeglobotruncana lehmanni PorTHAurT (1969) are included. Regarding to the fact that the specis Praeglobotruncana (described as Globotruncana) biconvexa gigantea (SAMUEL & Saraj) belongs to the genus Dicarınella PorTHAULT (Donze et 597 al. 1970), we cannot consider the species ? Praeglobotruncana gigantea LEHMANN, whether in this taxonomic form or as Whiteinella gigantea, as asecondary homonym. Therefore in the sense of the International Code of Zoological Nomencla- ture we call attention to the validity of Whiteinella gigantea (LEHMANN) which becomes so also the type species of the ge- nus Whiteinella PzssaGno (1967). The species Whiteinella ar- chaeocretacea PrssaGno (1967) is thus a synonym of the spe- cies Whiteinella gigantea (LEHMANN). Therefore we modify the Lower Turonian in Tunisia as the Whiteinella gigantea- Dicarinella imbricata Zone. Its Lower boundary is determined by disappearance of rotalipores while its upper boundary is determined by appearence of the species Helvetoglobotruncana helvetica (Boınn). In the Lower Turonian of the West Carpathians as well as Tunisia we can define two subzones: a) Dicarinella imbricata Interval Subzone. Its lower boun- dary is determined by vanishing of rotalipores and conical praeglobotruncanes and the upper boundary by appearence of the species Dicarınella hagni (SCHEIBNEROVA). b) Dicarinella hagni Interval Subzone. Its lower boundary is defined by appearence of the species Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), while the upper boundary is determined by appearence of the species Helvetoglobotruncana helvetica (Borıı). Besides the species Dicarinella hagni, which is very abun- dant here, Dicarinella turonica (SAMUEL & SALAJ) appears, re- presenting a form transitional between Dicarinella hagni und Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA). Even it would seem that these last quoted 3 species described from the West Carpa- thians are boreal elements, we remark that they are uncom- monly abundant also in Tunisia, studied in detail mainly in the area of Enfidaville (Sara) 1970). In the Lower Turonian nannoplankton of Tunisia, it is ne- cessary to quote mainly the occurrence of the species Qua- drum gartneri Prıns & PERrcH-NIELSEN. PERCH-NIELSEN (1979) mentioned, this species appears from the Turonian base. SıssincH (1977) defined a zone of equal name, which rea- ches the middle part of the Middle Turonian Helvetoglobo- truncana helvetica Zone of SıcaL (1952). The late Lower Turonian to base of the Upper Turonian — in Tunisia as well as the West Carpathians — corresponds with three subzones (Sara] & Samueı 1966, Sara] & BELLIER 1978; BEGAN, HasKo, SAMUEL & SaLaJ 1978; SALAJ && GASPARIKOVÄ 1979) to the Helvetoglobotruncana helvetica Total-range Zone: a) Dicarinella trigona Interval Subzone: Its lower and up- per boundaries are limited by appearance of Helvetoglobo- truncana helvetica (Bor) and Dicarınella biconvexa (Sa- MUEL & Sara). Beside the index species and some representa- tives of the genus Whiteinella, Dicarinella imbricata, and D. hagni are still represented. b) Dicarinella biconvexa Interval Subzone: Its boundaries are limited by appearance of the species Dicarinella biconvexa at the base and by the species Caronita turona (OLBERTZ) on the top. c) Caronita turona Interval Subzone: It is defined by ap- pearance of the species Caronita turona at the base. The up- 598 per boundary is determined by disappearance of the species Helvetoglobotruncana helvetica (BoLLı). The subdivision of the lower Middle Turonian is based on the lineage of the following species (BEGAN, HASKO, SALAJ & SamuEL 1978): a) Dicarinella imbricata > D. tnronica > D. trigona b) Dicarinella imbricata > D. hagni > D. biconvexa > Dicarinella fusanı Sara] & SamueL (1977) — bi — Caronita sigali b;— Caronita turona From the taxonomic point of view it is necessary to men- tion that neither Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA) nor Di- carinella oraviensis (SCHEIBNEROVA) can be a synonym of the species Praeglobotruncana gibba Kıaus (RoBaszynskı & CA roN 1979). Praeglobotruncana gibba Kıaus is described from the Cenomanian, essentially smaller in dimensions and di- stinctly different in morphology of the last chamber. The spe- cies Praeglobotruncana gibba, mentioned as morphotype by Rosaszynskı & Caron (1979) from the Middle Turonian of Tunisia (E 16) corresponds to the typical species Dicarınella trigona described from the area of Enfidaville, Djebel Abid (Saraj 1970). A further not less important problem is the taxonomic posi- tion of Middle Turonian one — keeled representatives, either assigned to the genus Globotruncana CusHManN (1927) or to the genus Marginotruncana Horker (1956). The type species of the genus Marginotruncana, M. margi- nata (Reuss) is derived from Whiteinella (= Rotundina) cre- tacea (D’Orsıcny) ( 1972). On the contrary, the repre- sentatives of globotruncanids in the Middle Turonian, as pointed out by & (1977), are derived from the genus Dicani- nella (= Praeglobotruncana) PortHAuLTt (in: Donze et al., 1979). On the basıs of the mentioned we introduce for them the new genus Caronita. Caronita nov. gen. (name established in honour of Prof. Dr. Michele Caron, Fribourg); as type species we designate the type specimen of Globotruncana sigali Reicht (1950). The diagnostic description of the genus agrees with the ori- ginal description ofthe species Globotruncana sigali Reıcheı, completed by Rogaszynskı & Caron (1979: 141). The genus Caronita n. gen. has thus diagnostic marks very close to the genus Marginotruncana Horker (1956) (see Ro- BASZYNSKI & CARON 1979:97), from which Caronita differs in the presence of one keel and in its phylogenetic origin. We assi here the following species: Caronita marianosi (Dousıas), Caronita sigali (REICHEL), Caronita turona (OLBERTZ). In the Tunesian Middle Turonian nannoplankton the index species Tetralithus pyramidus appears from the base of the Dicarinella trigona Subzone, while in the West Carpathians it appears much later only in the upper part of the D. trigona Subzone. In Tunisia we thus relate the Tetralithus pyramidus Zone with the lower part ofthe D. trigona Subzone, while in the West Carpathians it represents the upper part of the D. trigona Subzone, the Dicarinella biconvexa Subzone and the lower part of the Caronita turona Subzone. The nannoplankton assemblages of this zone are represen- ted by the following species: Ahmzuellerella octoradiata (GORKA) REINHARDT, Biscutum constans PERCH-NIELSEN, Co- rolithion exiguum STRADNER, Cretarbabdus conicus Bram- LETTE & Marrını, Cretarhabdus crenulatus BRAMLETTE & Marrını, Eiffelithus turriseiffeli (DErLANDRE) REINHARDT, Gartnerago obliguum (STRADNER) NoEL, Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGEL- SKIJ) GARTNER, Tetralithus pyramıdus (GArDET) Tranolithus orionatus (REINHARDT) and Zygolithus diplogrammus (Bu- KrY) No£r. In Tunisia practically the whole Helvetoglobotruncana helvetica Zone (except the lower part of the Dicarinella tri- gona Subzone) corresponds to the nannoplankton Ziffelithus eximius Interval Zone. Its base is determined by appearance of Eiffelithus eximins and the upper boundary by appearance of Marthasterites furcatus, which in Tunisia, as we stress, ap- pears immediately above the disappearance of Helvetoglobo- truncana helvetica. The Eiffelithus eximins Zone is also developed in the Medıi- terranean region in relation with the Middle Turonian. E. eximius is very distinetly accompanied in the assemblages by Lithastrinus floralis and Tranolıthus orionatus. In both the studied regions the Upper Turonian is characte- rized by the Marginotruncana schneegansi Zone, here consi- dered as Interval Zone in the sense of Daısırz (1955). Its fo- raminifer association was described by several authors (SaLAJ & SamuEı 1966, 1977; BEGAN, HASKO, SAMUEL & Sala] 1978; Sara] & GasparıKovA 1979). In the West Carpathians this zone corresponds to the nan- noplankton E. eximins Zone. Essentially the same species as in the Tetralithus pyramidus Zone are found here. For the first time from its base E. eximins (STOVER) PERCH-NIELSEN appears. In the Marginotruncana schneegansi Zone we di- stinguish two subzones: a) The Whiteinella inornata — Falsotruncana maslakovae Subzone. Its lower boundary is defined by the disappearance of Helvetoglobotruncana helvetica and the upper boundary is characterized by the appearance of Dicarinella renzi (Gan- DOLFI) emend. Sara] & Samuer (1966). In this subzone the fol- lowing species have been found: Dicarınella carpathica (SCHEIBNEROVA), Whiteinella inornata (Boru), Falsotrun- cana loeblichae (Doucıas), F. douglası Caron, F. maslako- vae Caron, Marginotruncana schneegansı (SıcaL) emend. Sara], Dicarinella schneegansı (Sısa emend. Caron) and Marginotruncana marginata (REuss). b) Dicarinella renzi Subzone. The lower and upper boun- dary is defined by the appearance of Dicarınella renzi (GAN- DoLFı) emend. Sara] & Samueu (1966) at the base, and appea- rance of Dicarinella concavata (BroTzEn) and Helvetoglobo- truncana cachensis Doucıas at the top. Besides the above mentioned species Marginotruncana paraconcavata POoR- THAULT, M. undulata (LEHmAnn), Dicarinella renzi (Gan- DOLFI) emend. Sara) & SamueL, D. condreriensis GANDOLFI and Marginotruncana coronata (BoLLı) are found. In Tunisia the Marginotruncana schneegansi Zone can be correlated with the nannoplankton Marthasterites furcatus Zone. The species M. furcatus is found in the profile of Dj. Fguira Salah from the base of the Marginotruncana schnee- gansi Zone (sample no. 133, cf., Fig. 28, in Sara] 1980; 77). In the Mediterranean region M. furcatus has been mentio- ned only from the Coniacian base by all authors (THIERSTEIN 1976, SıssınGH 1977, VERBEEK 1977, PERCH-NIELSEN 1979). The Upper Turonian is thus represented in Tunisia by the nannoplankton Marthasterites furcatus Zone, which reaches without any essential changes in composition the Middle Co- niacıan. In the association of this zone, thus from its base, the fol- lowing species are found: Ahmuellerella octoradiata (GORKA) REINHARDT, Corollithion exigum STRADNER, Corollithion sı- gnum STRADNER, Cylindralithus serratus BRAMLETTE & MAR- rını, Eiffelithus eximins (STOVER), PERCH-NIELSEN, E. turri- seiffei (DEFLANDRE) REINHARDT, Gartnerago obliguum (STRADNER) Not, Lithastrinus floralis STRADNER, Marthaste- rites furcatus (DEFLANDRE) Lucianorhabdus cayeuxi Der- LANDRE, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKIJ) GART- NER), Zetralithus pyramidus GARDET, Tranolithus exiguus STOVER, T. orionatus (REINHARDT) Watznaneria barnesae (BLack) PERCH-NIELSEN, Zygolithus diplogrammus (Bukry) Noiı, Zygolithus erectus DEFLANDRE. Turonian — Coniacian boundary: In Tunisia (Saraj 1980), similar to the West Carphatians (BEGan, Hasko, Sara] & Sa- MUEL 1978; Sara] & GaspaRIıKOVA 1979) it is represented by the appearance of Dicarınella concavata (BroTzEn), D. asyme- trica (SıcaL), Helvetoglobotruncana cachensis (DouGLas) and Marginotruncana angusticarinata GANDOLFI. Coniacian. The basis for subdivision of the Coniacıan in the Mediterranean region is mainly the profile proposed for the hypostratotype of the Coniacian (Saraj 1978). In both the studied regions the Coniacıan associations are essentially identical. To the Coniacian as a whole the Dicarinella conca- vata Interval Zone corresponds, the upper boundary of which is characterized by the appearance of Sigalia carpathı- ca. We prefer to use this zone instead of the Marginotruncana (= Globotruncana) angusticarınata Zone (defined by SamueL & Sara], 1968) for the presence of D. concavata has been unambiguously proved from the Coniacian base. Besides that, when also in other sense, this zone was defined first by Dausıez (1955). In the Coniacian of both studied regions we define the fol- lowing subzones: a) Helvetoglobotruncana cachensis— Marginotruncana an- gusticarinata Subzone. It essentially corresponds to the Lo- wer Coniacian. Its upper boundary is defined by appearance 599 of the new (see below) species Globotruncanella praehava- nensis n. sp. This zone covers only a part of the nannoplank- ton Marthasterites furcatus Zone (Tab. 1). To the Middle and partly Upper Coniacıan the Globotrun- canella praehavanensis ISBZ (= Interval Subzone) corres- ponds. It is characterized at base by the appearance of Globo- truncanella praehavanensis n. sp. (syn.: Globotruncanella havanensis [|VorwijK], in: Saraj 1980, pl. 12, figs. 4-5). The upper boundary is characterized by the appearance of Sigalia deflaensis (Sıcar). This zone corresponds to the older Globo- truncana primitiva Subzone defined by SaraJ (1970). Into this zone all above cited species are passing, which ap- pear in the Lower Coniacian. From more important species found here we mention: Globotruncana desioi GANDOLH, Neoflabellina suturalis suturalis (Cusuman) and Lenticulina (Marginulinae) gosae (REuss). A part of this subzone still cor- responds to the nannoplankton Marthasterites furcatus Zone. In Tunisia in the upper part of the Globotruncanella prae- havanensis Subzone the index species Micula decussata ap- pears. Inthe West Carpathians this species appears later in the uppermost part of the G. praehavanensıs Subzone, practi- cally closely before Sigalia deflaensis appears and passes into the $. deflaensis Subzone (Tab. 1). The uppermost Coniacian is characterized by the Sigalia deflaensis Interval Subzone, originally defined by Sara & Samuer (1966). The lower boundary is characterized by the appearance of $. deflaensis, the upper boundary and also the Coniacıan — Santonian boundary by that of Sigalia carpatica SALAJ & SAMUEL. In Tunisia this subzone corresponds to the lower part of the nannoplankton Micula concava Zone, originally defined by VERBEEK (1977) for the Santonian. The species Micula concava (STRADNER) BUKRY appears from the base of the 5. deflaensis Subzone. In its association are found: Eiffehthus eximins (Stover) PERCH-NIELSEN, E. turriseiffeli (DEFLANDRE) REINHARDT, Cylindralithus serratus BRAMLETTE & MarTını, Gartnerago obliguum (STRADNER) Noir, Lithastrinus floralis STRADNER, Micula desussata VERSHINA, Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, Tetralithus pyramıdus GARDET, Tranolithus exiguns STOvER, Watznane- ria barnesae (BLACK) PERCH-NIELSEN, Zygolithus diplogram- mus (Bukry) Not and Zygolithus erectus DEFLANDRE. PALEONTOLOGICAL DESCRIPTION Genus Globotruncanella Reıss 1957 Globotruncanella praehavanensis n. sp. Pl. 2, figs. 10, 11, 12, 14, 15, 16 Holotype: figured pl. 2, figs. 10-12 and deposited in the collections of the Dionyz Stür Institute of Geology, Bratisla- va. Derivatio nominis: Derived from the name havanen- sis, for we suppose that this species represents an ancestral form of the species G. havanensis (VORWIIK). Stratum typicum: Coupe de l’Anticlinal Oued Bazina, sample no. Be 53/11 (Maamourı & Maamourı 1969; SALA] & Maamourı 1971). Upper Coniacian marls from the Sıgalia de- flaensis Subzone. Material: About 10 specimens from sample Be 53/11; ab- out 100 specimens from the Middle Coniacian sequence ofthe profile Dj. Fguira Salah near Pont du Fahs — Tunisia (samples no. 1302 a-h; Sara] 1980, fig. 30); 3 specimens from the Co- niacian flysch sequence — road cut 1 km $ of Povazskä Bystri- ca. 600 Diagnosis: Umbilical side: Primary aperture extraumbi- lical - umbilical; long portici form around the umbilicus. Su- tures radial and depressed; 5, rarely 6 chambers. Chambers inflated to globular; the first to fourth are pustulose, the last is more or less smooth. Umbilicus forming about '/3 of the lar- gest diameter. Spiral side: Equatorial periphery clearly lobulate. Cham- bers petaloid in shape with surface gently inflated, pustulose, moderately increasing in size. Sutures curved with not di- stinct keel formed with pustules on all chambers of the last whorl. Spire constituted by 2'/, to 3 well distinct whorls. The chambers of the first whorl are globular. Lateral view: Low trochospire. Equatorial periphery bor- dered by a distinct flange formed by 1-2 lines of pustules on the 4 chambers. The outline of the last chamber is subglobular to gently subangular. Size: diameter variable, between 0,5 to 0,6 mm. Stratigraphic range: The new species occurs from the higher, probably Middle Coniacıan to the Lower Santonian. It forms a distinct horizon in association with: Dicarinella concavata (BROTZEN), D. asymetrica (SıGaL), D. primitiva Daıbiez, Marginotruncana angusticarinata (GAnDoLFI), M. marginata (Reuss), M. undulata (LEHMANN), M. sinnosa PorTHAULT and Helvetoglobotruncana cachensis Doucıas. CONCLUSIONS A detailed microbiostratigraphy has been carried out on the basis of planktonic foraminifers and nannoplankton for Tu- ronıan-Coniacıan sediments of two distant Tethyan regions (Tunisian Atlas and West Carpathians). In the West Carpa- thians the index species of Turonian-Coniacian zones appear later than in the Mediterranean region and ın Tunisia (Tab. 1). REFERENCES BEGAN, A., HASKO., SALAJ, J. & SAMUEL, O. (1978): Standard profi- les for microbiostratigraphical division of the Middle Cretace- ous on the West Carpathians in Czechoslovakia. - Ann. Mus. Hist. Natur. Nice, 4: X 1-10, 3 tab., 2 pls.; Nice. BELLIER, J.-P. (1978): Zones de Foraminiferes planctoniques du Ce- nomanıen tunisien. — G£ol. Mediterr., 5: 27-30, 1 fig.; Mar- seille. CONARD, M. (1978): Le Cenomanien des Alpes-Maritimes: biozona- tion par les Globotruncanides. — G£ol. Mediterr., 5: 65-68, 3 fig.; Marseille. DALBIEZ, F. (1955): The genus Globotruncana in Tunisia. - Micro- paleontology, 1: 161-171; New York. DELOFFRE, R. (1978): Histoire geologique du Cretac& moyen en Aquitaine (France $. W.). - G£ol. Mediterr., 5: 79-86, 3 fig., 4 tab.; Marseille. DONZE, P., PORTHAULT, B., THOMEL, G. & VILLOUTREYS, O©. (1970): Le Senonien inferieur de Puget-Theniers (Alpes Mari- tines) et sa microfaune. — G£obios, 3: 41-106, 6 pls.; Lyon. Douctas, R. G. (1969): Upper Cretaceous planktonic foraminifera in northern California. Part 1- Systematics. - Micropaleonto- logy, 15: 151-209; 5 figs., 11 pls.; New York. GASPARIKOVA, V. (1978): Le nannoplancton calcaire et la biostrati- graphie du Cretace superieur de la region du Pont du Fahs. — Actes du VI® Coll. Africain de Micropal., Tunis 1974. Ann. Min. et Geol., 28: 465-479, 6 pls.; Tunis. KANTOROVA, V. & BEGAN, A. (1958): Bradlove päsmo v Sirsom okoli Pruskeho. — Geologick& präce, Sprävy, 14: 107-112; Bratislava. MAAMOURI, A.-L. & MAAMOURI, M. (1969): Apergu stratigraphique sur le Cretace de I’Anticlinal de ’Oued Bazinä. - Notes Serv. Geol. Tunisie, 30: 25-31. Tunis. MANIIT, H., PERCH-NIELSEN, K., PRINS, B. & VERBEEK J- W. (1977): Mid Cretaceous calcareous nannofossil biostratigra- phy--Kon. Nederl. Akad. Wet. B. 80: 294-298; Amsterdam. Massın, J.-M. & SALA], J. (1970): Contribution ä P’etude stratigra- phique de la region Nebeur (Tunisie septentrionale). — Bull. Soc. Geol. France, (7), 12: 818-825; Paris. PERCH-NIELSEN, K. (1979): Calcareous nannofossilien (coccolithen) aus der Kreide zwischen Nordsee und Mittelmeer. — Aspecte der Kreide Europas. IUGS Series A, 6: 223-272; Stuttgart. PHiLıp, J., NEUMANN, M., PORTHAULT, B. & JUIGNET, P. (1978): Conelusions generales. - Geol. Mediterr., 5: 205-220, 2 figs., 1 text-fig., 6 tab.; Marseille. PORTHAULT, B. (1978): Foraminiferes caracteristiques du Cenoma- nien & facies pelagique dans le Sud-Est de la France. — Ge£ol. Mediterr., 5: 183-194, 6 figs., 1 tab., 1 pl.; Marseille. ROBASZYNSKI, F. & CARON, M. (1979): Atlas de Foraminiferes plan- toniques du Cretace moyen (mer Bor£ale et Tethy). — Cahiers de Micropal., 2: 1-181, 80 pls.; Paris. SALAJ, J. (1962): Mikrobiostratigrafia kriedovych sedimentov kriz- nanskej a maninskej jednotky a ich vzäjomny vzt’ah. — Geol. präce, ZoSit, 62: 245-259, 2 tab.; Bratislava. — — (1969): Zones planctoniques du Cretace et du Paleogene de Tunisie. Not. Serv. Geol. Tunisie, 30: 32-37, 2 tab.; Tunis. — — (1970): Quelques remarques sur les problemes de microbio- stratigraphie du Cretace sup£rieur et du Pal&ogene. IV® Coll. Africain de Micropal., Abidjan 1970: 357-374, 3 pls.; Nice. — — (1972): Remarques sur Helvetoglobotruncana REıss, 1957, emend. — Not. Serv. G&ol. Tunisie, 40: 71-74.; Tunis. — — (1974): Microbiostratigraphie du Cretace superieur de la re- gion de Pont du Fahs. Livret-guide des excursions du VI® Coll. Africain de Micropal., Tunis 1974: 41-49; Tunis. — — (1978): Contribution a lamicrobiostratigraphie des Hypostra- totypes tunisiens du Cretace superieur, du Danien et du paleo- cene. — Les Actes du VI® Coll. Africain de Micropal., Tunis 1974. Ann. Min. et Geol., 28 (II): 119-145, 5 figs., 2 tab.; Tunis. — — (1980): Microbiostratigraphie du Cretac£ et du Paleogene de la Tunisie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tunisi- ens). Vyd. Geol. üstav. D. Stüra: 1-238, 63 figs., 12 tab., 64 pls.; Bratislava. — — &BELLIER, J.-P. (1978): Une coupe de reference pour la zona- tion de l’Albien, du Cenomanien et du Turonien de Tunisie septentrionale. - Ann. Mus. Hist. Natur. Nice, 4: XXI, 1-10, 2 figs., 3 pls.; Nice. — — & GASPARIKOVA, V. (1979): Microbiostratigraphy ofthe Up- per Cretaceous of the West Carpathians based on Foramini- fers and Nannofossils and the Question of Relations and Mi- grations of Boreal and Tethyan Elements. — Aspekte der Kreide Europas, IUGS Series A, 6: 279-292, 1 fig., 2 pls.; Stuttgart. — — & MAAMOURT, A.-L. (1971): Remarques biostratigraphiques sur le Senonien sup£rieur de l’anticlinal de l’Oued Bazina (re- gion de Be&ja, Tunisie septentrionale). - Not. Ser. G£ol. Tuni- sie, 32: 65-78; Tunis. — — &SAMUEL, O. (1966): Foraminifera der Westkarpaten-Kreide (Slowakei). - Vyd. Geol. üstav D. Stüra: 1-292, 48 pls.; Bra- tislava. — — &SAMUEL, O. (1977): A propos du Cenomanien superieur de la zone des Klippes des Carpates occidentales slovaques. — Zä- padne Karpaty, seria paleont., 2-3: 71-86, 9 pls.; Bratislava. SAMUEL, ©. (1962): Mikrobiostratigraficke pomery kriedovych se- dimentov vnütorn&ho bradloveho päsma v okoli Benatiny. — Geol. präce, Sprävy, 24: 153-197, 13 tab.; Bratislava. — — & SaLa], J. (1962): Nove druhy foraminifer z kriedy a paeo- genu Zäpadnych Karpät. - Geol. präce, ZoSit, 62: 313-320, 2 pls.; Bratislava. SIGAL, J. (1952): Apergu stratigraphique sur lamicropaleontologie du Cretace. - XIX® Congr. Geol. intern. 1° serie: Algerie, 26: 345; Alger. 601 SISSINGH, W. (1977): Biostratigraphy of Cretaceous calcareous Nan- noplankton. — Geologie en Mijnboux, 56: 37-65, 16 figs., 1 pl.; Amsterdam. STOLL, M.R. etal. (1958): International Code of Zoological nomen- clature adopter by the XV. International Congress of Zoolo- gy- -— Närodni muzeum: 1-86, 1962; Praha. THIERSTEIN, H. (1976): Mesozoic calcareous nannoplankton biostra- tigraphy of marine sediments. —- Marine Micropaleontology, 1: 325-362; Amsterdam. VERBEEK, J. W. (1976): Upper Cretaceous nannoplankton in a com- posite section near El Kef, Tunisia I. en II.-Proc. Kon. Ned. Akad. Wet., Ser. B, 79: 129-148, Amsterdam. — — (1977): Calcareous nannoplankton biostratigraphy of Middle and Upper Cretaceous deposits in Tunisia, Southern Spain and France. — Utrecht Micropal. Bull., 16: 1-157, 22 figs., 12 pls.; Hoogeveen. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Plate 1 Dicarinella imbricata (MORNOD); 1. lateral view 80X; 2. spiral view 70x. Loc.: No. 14/1960 Benätina. Dicarıinella hagnı Subzone. Lower Turonian of the Klippen Belt; Eastern Slovakia. Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA); 3. lateral view 90x ; 4. lateral view 70x; 5. lateral view 90x. Loc.: No. 14/1960 Benatina. Dicarinella hagnı (SCHEIBNEROVA); 6. lateral view 10X;; 8. lateral view 70x. Loc.: No. 14/1960 Benatina. Dicarinella bouldinensis (PESSAGNO); lateral view 90X. Loc.: No. 14/1960 Benatina. Dicarinella biconvexa (SAMUEL & SALAJ); 9. spiral view 60% ; 10. lateral view of the other individual 60x ; Loc.: No. 8/1960 Benatina. Dicarinella biconvexa Subzone; Middle Turonian of the Klippen Belt. Dicarinella gigantea (SAMUEL & SALAJ); lateral view 70x. Loc.: No. 1960. Benatina. Zitteliana 10, 1983 Plate 1 SALA], J. && GASPARIKOVA, V. Fig. 1. Fig. 2-3. Fig. 4-6. Fig. 7-9. Fig. 10-12. Fig. 13. Fig. 14-16. Plate 2 Transitional form between Dicarıinella turonica (SAMUEL & SALAJ) and D. trıgona (SCHEIBNEROVA); lateral view 80%. l.oc.: No. 14/1960 Benatina. D. hagni Subzone; Lower Turonian of the Klippen Belt, Bastern Slovakia. Dicarinella tnronica (SAMUEL & SALAJ); 2. spiral view 55% ; 3. umbilical view 55%. L.oc.: No. 14/1960. Benatina. Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA); 4. spiral view 55% ; 5. lateral view 55% ; 6. spiral view of the other individual 75%. Loc.: No, 5/1960 Benatina. D. trigona Subzone; Middle Turonian of the Klippen Belt. Dicarinella oraviensis (SCHEIBNEROVA); 7. lateral view 70%; 8. spiral view 70X ; 9, umbilical view of the other individual 70x. l.oc.: No. 5/1960 Benatina. Globotruncanella praehavanensıis n. sp. — holotype; 10. lateral view 60% 5 11. oblique umbilical view 60% ; 12. oblique umbilical view 60%. Loc.: No. 53/13 Beja (Anticlinal Oued Bazina, Tunisia); Sigalia deflaensis Subzone; Upper Coniacian. Dicarinella oraviensis (SCHEIBNEROVA); lateral view 70% ; L.oc.: No. 5/1960 Benatina. Lower part of the Helvetoglobotruncana helvetica Zone. Globotruncanella prachavanensis n. sp: ; 14. spiral view 60% ; 15. oblique umbilical view 60% ; 16. umbilical view 60% ; Loc.: same as figs. 10-12. Zitteliana 10, 1983 { : Plate 2 Sara], J. & GasPARıKOVA, V. 6. eb Plate 3 Gartnerago obligunm (STRADNER) REINHARDT, 5000X,, distal view. Slopnä, Nr. 440/79; Upper Cenomanian. Lithraphidites acutum VERBEEK & MANIVIT, 5000X, Pont du Fahs, Nr. 662/77; Upper Cenomanian. Corolithion exiguum STRADNER, 5000% , distal view. Pont du Fahs, Nr. 665/77; Middle Turonian. Quadrum gartneri PRINS & PERCH-NIELSEN, 5000X, Pont du Fahs, Nr. 664/77; Lower Turonian. Lithastrinus floralis STRADNER, 5000X,, proximal view. Brodno, Nr. 329/76; Middle Turonian. Ahmuellerella octoradiata (DORKA) REINHARDT, 5000X, proximal view. Sneznica, Nr. 500/77; Lower Turonian. Stephanolithion laffitei Noel, 5000, proximal view. VrSatec, Nr. 408/77; Lower Coniacian. Tranolithus orionatus (REINHARDT) REINHARDT, 5000%X,, proximal view. Vranie, Nr. 526/77; Lower Turonian. Eiffelithus eximins (STRADNER) PERCH-NIELSEN, 5000X , distal view. Myjavskä pahorkatina, Nr. 310/73; Middle Coniacian. Martbhasterites furcatus DEFLANDRE, 3500%, Pont du Fahs, Nr. 667; Upper Turonian. Marthasterites furcatus DEFLANDRE, 5000%, Pont du Fahs, Nr. 667; Upper Turonian. Micnla decussata VEKSHINA, 4500X , Pont du Fahs, Nr. 636/9; Middle Coniacıan. Zitteliana 10, 1983 SALAJ, J. & GASPARIKOVA, V. Plate 3 609 ee München, 1. Jul 198 ISSN 0373 29007 Le Campanien sommital et le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septentrionale): zonation sur la base des Foraminiferes planctoniques Par JEAN-PIERRE BELLIER, MICHELE CARON, PIERRE DONZE, DIETRICH HERM, ANNE-LOUISE MAAMOURLI et JOSEPH SALAJ*) Avec 1 figure dans le texte et I tableau A l’occasion du 6e Colloque afrıcain de Micropaleontologie geen (P. Donze, 1980; J. Sara], 1980). Les materiaux recueil- (Tunis 1974), la resolution a &t& prise d’etudier en detail la lis, en collaboration avec le Service geologique de Tunisie et en coupe dite de la «piste du Hammam Mellegue» au SW du Kef, particulier avec le concours de H. Ben SaLEm pour le lever de en vue de la proposer, en raison de ses qualites (P. F. Buro1- la coupe et la prise d’echantillons, ainsi que de M. Kuessıpı LET, P. SANFELD et F. Daısıez, 1956), comme serie de refe- pour les niveaux de la limite Maastrichtien-Danien, ont ete di- rence pour le Maastrichtien et le Paleocene en domaine meso- stribues ä divers groupes de sp£cialistes charges de leur etude. T al ee ZONES ET SOUS-ZONES EAN ASSOCIATIONS DES ESPECES PRINCIPALES GL. EUGUBINA Globigerina eugubina petites globig&rines de la j) GL. FRINGA Globigerina fringa premiere zone du Danien —— = N ZZ — ——— Sous-zone non nonnde nee ABATHOMPHALUS ABATHOMPHALUS Zei} =] MAYAROENSIS MAYAROENSIS Rbathonphal Gltr. stuarti, Gltr. contusa, Gltr. gansseri) Bad u Gltr. falsostuarti, Rac. varians, NSySzSen=7S Rac. fructicosa, Ps. elegans a —— U 5 Gltr. stuarti, Gltr. contusa, Gltr. conica, Gltr. falsostuarti, Gltr. gagnebini, GLOBOTRUNCANA GLOBOTRUNCANA Gltr. aegyptiaca, Rac. varians, GANSSERI GANSSERI Rac. fructicosa, Plgl. acervulinoides, Ps. elegans [Er 2 EEE Te Gltr. falsostuarti, Gltr. plummerae, Den Gltr. subcircumnodifer, Gltr. aegyptiaca, GLOBOTRUNCANA 329 Gltr. stuartiformis, Rac. textulariformis FALSOSTUARTI MB —— I Rugotruncana Gltr. falsostuarti, Gltr. walfischensis, GLOBOTRUNCANA subceircumnodifer Gltr. insignis ses FF —— en KR Rugotruncana Gltr. insignis, Gltr. subspinosa, kefiana Gltr. ventricosa, Gltr. fornicata GLOBOTRUNCANELLA AM 96 ——————————————.—.—...... HAVANENSIS Globotruncana Gltr. insignis, Gltr. subspinosa, orientalis Gltr. ventricosa, Gltr. fornicata Gltr. arca, Gltr. fornicata, Gltr. insignis, Gltr. subspinosa, Gltr. ventricosa GLOBOTRUNCANA GLOBOTRUNCANA CALCARATA CALCARATA AM 48 Tab. 1. Le schema de la zonation. Se F-69622 Villeurbanne. D. HERM, Institut für Paläontologie und *) J. P. BELLIER, Universite de Paris VI, Laboratoire de Micropale- historische Geologie, Richard-Wagner-Str. 10, D-8000 Mün- ontologie, Tour 15, 4, place Jussieu, F-75230 Paris Cedex 05. chen 2. A.-L. MAAMOURI, Department de Geologie (Service geo- M. CARON, Universite de Fribourg, Institut de G£ologie, logique), 95, Av. Mohamed V, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie. CH-1700 Fribourg. P. DONZE, Universite Claude-Bernard, J- SALAJ, Geol. ustav. D. STUR, Mlynska dolina 1, 81704 Bratis- Lyon 1, Dep. des Sciences de la Terre, 27-43 bd. du 11 novembre, lava, CSSR. Globigerina eugubina Z. Globigerina fringa Z. Subzone non nommee Nous presentons dans cette note une zonation du Campa- nien sommital et du Maastrichtien telle qu’on peut la deduire de la repartition stratigraphique des Foraminiferes planctoni- ques. On distingue de bas en haut les divisions suivantes: Subzone — Zone ä Globotruncana calcarata (AM 48 ä AM 595) (Total range zone) (Sommet du Campanien). — Zone A Globotruncanella havanensis (AM 595 A K 6) (Interval zone). Definition: de la disparition de Gltr. calcarata CusHman A l’apparition de Gltr. falsostuarti SıGaL (unicarenee au dernier tour). On distingue de bas en haut: — Sous-zone ä Globotruncana orıentalis (AM 595 ä& AM 96). (Interval subzone). Definition: de la disparition de Gltr. calcarata Cushman A l’apparition de Ru- gotruncana kefiana SaLaj et MAAMOURI. — Sous-zone A Rugotruncana kefiana (AM 96 ä K 6) (Partial range subzone). Definition: de l’appari- tion de R. kefiana S. etM. äl’apparition de Gltr. falsostuarti Sıcaı. mayaroensis Zone A. mayaroensis Abathomphalus Fran asmpn: Ei] Gltr. gansseri Zone 300 Formation — Zone & Globotruncana falsostuarti (K 6 ä 10). (Partial range zone). Definition: de l’apparition de Gltr. falsostuarti Sıcaı A l’apparition de Gltr. gansseri Bor. On distingue de bas en haut: — Sous-zone A Rugotruncana subeircumnodifer (K 6ä la). (Interval range subzone). Definition: de l’appari- tion de Gltr. falsostuarti Sıcar A l’apparition de Gltr. gagnebini Tırev. — Sous-zone ä Globotruncana gagnebini (la & 10). (Partial range subzone). Definition: de l’appari- tion de Gltr. gagnebini Tırev ä l’apparition de Gltr. gansseri Boıuı. Gltr. falsostuarti Zone Subzone Rugotr. subeircumnodifer 200 Subzone — Zone ä Globotruncana gansseri (10 ä 24a). (Partial range zone). Definition: de l’apparition de Gltr. gansseri BorLı ä l’apparition de Abathomphalus mayaroensis (BOLLI). Rugotruncana kefiana — Zone ä Abathomphalus mayaroensis (24a ä LM 11). (Interval zone). Definition: de l’apparition de A. mayaroensis (BorLı) A l’apparition des petites glo- bigerines du Danien basal. On distingue de bas en haut: — Sous-zone ä Abathomphalus mayaroensis (24 ä LM 1). (Total range subzone). — Sous-zone (non encore nomme&e) (LM 1ALM 11). (Interval subzone). Definition: de la disparition de A. mayaroensis (BorLı)& l’apparition des peti- tes globigerines du Danıen basal. 100 Globotruncanella havanensis Zone Subzone La publication d’un tel schema ne signifie pas qu’un accord definitif ait Ete trouve entre les differents sp£cialistes des Fo- raminiferes planctoniques; elle traduit seulement une prise de position commune sur les principaux biohorizons suscepti- bles d’etre utilises dans la coupe de Kef. Globotruncana orientalis Fig. 1. Colonne stratigraphique de la «piste de Hamman Melle- gue». Globotruncana calcarata Zone esse 6ll REFERENCES BURROLET, P. F., SAINFELD, P. & DALBIEZ, F. (1956): Carte geolo- gique de la Tunisie (1/50 000), feuille n° 44, Le Kef. Notice explicative, 39 p., 1 tabl. DOonZze, P. (1980): Une serie de reference pour le Maastrichtien et le Pal&ocene en facies mesog£en: la coupe dite de la «piste du Hammam Mellögue», au SW du Kef (Tunisie septentrionale). — 26€ Congr. geol. intern., Paris., Abstr., 1, p. 225. SALAJ, J. (1980): Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleocene de la Tunisie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tunisi- ens). — Inst. Geol. Dionyz. Stur, Bratislava, 238 p., 63 fig., 12 tabl., 64 pl. — — & MAAMOURI, A.-L. (1982): Rugotruncana kefiana, nou- velle espece du Senonien superieur de la region d’EI Kef (Tuni- sie septentrionale). - Geol. carpathica, 33 (4): 463479, 2 fig., 6 pl., Bratislava. 613 ISSN 0373 — 9627 Die Foraminiferen der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) HERBERT HAGN & DIETRICH HERM*) Mit 2 Abbildungen und 4 Tafeln KURZFASSUNG Die Inoceramen-Mergel des Moos-Grabens enthalten eine sehr reiche Foraminiferenfauna, deren Plankton/Benthos- Verhältnis 87:13 beträgt. In der Beschreibung werden die Gattungen Globotruncana, Globotruncanella, Tritaxia, Neo- flabellina und Bolivina besonders hervorgehoben. Die Globotruncanen gestatten eine Einstufung der Inoce- ramen-Mergel in die Globotruncana gagnebini-Subzone, die den oberen Teil der Globotruncana falsostuarti-Zone ein- nimmt. Die Fundschicht ist somit in den tieferen Teil des obe- ren Unter-Maastrichts zu stellen. Die Zusammensetzung der Foraminiferenfauna weist auf eine Ablagerung im offenen Meer in einer Tiefe zwischen 400 und 800 m zwischen dem mesoeuropäischen Schelf und der zentralen Tethys. Dementsprechend konnten faunistische Beziehungen zu den Nördlichen Kalkalpen (Gosau), den Südalpen, zum Kaukasus, zu Südspanien (Betische Kordille- re) sowie zu Nordafrika (Marokko, Tunesien) festgestellt werden. IBSIERAECT The /noceramus-Marls of the Moos-Graben contain a very rich foraminiferal fauna. Its plankton/benthos ratio measures 87:13. The genera Globotruncana, Globotruncanella, Trita- xia, Neoflabellina and Bolivina are described in more detail. The species of the genus Globotruncana point to the Glo- botruncana gagnebini subzone which belongs to the upper part of the Globotruncana falsostuarti zone. The Inocera- mus-Marls are therefore assigned to the lower part of the up- per range of the Lower Maastrichtian. *) H. HAGN und D. HERM, Institut für Paläontologie und histori- sche Geologie der Universität, Richard-Wagner-Straße 10, 8000 München 2. The foraminiferal fauna indicates an open sea condition. The water depth can be estimated between 400 and 800 m. The /noceramus-Marls have been deposited on the continen- tal slope (epibathyal) between the mesoeuropean shelf and the central Tethys. This explains the similarities between the Ba- varıan fauna and those from the Northern Limestone Alps (Gosau), the Southern Alps, the Caucasus, Southern Spain (Betic Cordillera) and North Africa (Morocco, Tunesia). 614 INHALT 1..Geologische Einführung nee ee ee ee ee nee oe ee ee 614 1.12. Allgemeinen Überblicke 2 en ee ee ee ee ee ee 614 1.2 Schichtfolge und Baustil der Buntmergelserie des Moos-Grabens (Oberlauf) .................. 616 2. DielForaminiferen. der Inoceramen Mergell... res sen en amien einen m eanainnnuen ein knieninieen Same 618 21) lankton er en ee ee een Baden ee 619 2 2EBEnthosse ent een lesen ent leleeyete BRerteTe Br ee Teen ee ee ee 620 33 Eolgerungeng.r 1 2a. ae De ee ea Sara fe ee AT EN Bolsa 624 3EB [OStratigrapietet ee ee ee ee ee ee 624 3.2. Paläozoogeographie und Palökologie ...:1s..00.201010.0 0101010 000.010001 810.0. 9 00er nie ee nsnete rinnen 625 4, Schriftenverzeichnissrusteneenstersteransdeunn we eretneelene onen ee ee ee ee ee ee 625 1.GEOLOGISCHE 1.1 ALLGEMEINER ÜBERBLICK Am Nordostfuß des Sulzbergs, SE Siegsdorf (Chiemgau), dehnt sich ein waldreiches Hügelgebiet aus, das von zahlrei- chen Bächen durchflossen wird. Ihr Wasser fließt dem Ha- bach zu, der in die Rote Traun mündet. Da das Anstehende weitgehend durch Hangrutsch und dichte Vegetation verhüllt wird, trifft man die besten Aufschlüsse in den durch die Ero- sion entstandenen Gräben an. Im engeren Untersuchungsge- biet schlängeln sich der Moos-Graben, der Katzenloch-Gra- ben und der Galon-Graben (Abb. 1). Weiter im Norden (nicht mehr auf der Karte) liegen der Wolfsberg-Graben so- wie der Molbertinger Graben. In den vergangenen Jahren wurden durch die Anlage von Forststraßen zahlreiche künstliche Aufschlüsse geschaffen, die wertvolle neue Erkenntnisse lieferten. Der Großzügigkeit von Herrn Forstdirektor F. Sieger, Siegsdorf, sind ferner umfangreiche Schurfarbeiten zu verdanken, wodurch das Schichtinventar vervollständigt und der Baustil auch in Ein- zelheiten geklärt werden konnte. Das Grabengebiet am Nordostfuß des Sulzbergs ist durch eine extreme Raumverengung gekennzeichnet, die durch die Überschiebung der Rhenodanubischen Flyschzone, der auch der Sulzberg angehört, auf sein nördlich gelegenes Vorland (Ultrahelvetikum und Helvetikum) bedingt wurde. Dement- sprechend liegen heute auf engstem Raum Sedimente ver- schiedenen Alters und ehemals voneinander weit entfernter Ablagerungsräume nahe beisammen. Der Baustil wird durch einzelne Stockwerke geprägt, die durch Überschiebungsvor- gänge entstanden sind. Erst durch spätere Abtragungen wurde aus dem ursprünglichen Übereinander ein auf der geo- logischen Karte darstellbares Nebeneinander. Im Verlauf der tertiären Nachbewegungen der alpinen Orogenese wurden auch die einzelnen Stockwerke in sich zerrüttet und in ein- zelne Schuppen zerlegt. Als besonders mobil erwies sich die ultrahelvetische Buntmergelserie, die überwiegend aus mehr oder minder tonreichem Tiefwasserschlamm entstanden ist. Das Untersuchungsgebiet wurde zuerst von Reıs (1895) kartiert und eingehend beschrieben (1896). Zusammenfas- sende Darstellungen sind in Hacn (1978, S. 169 usf.) und in Hacn et al. (1981, S. 111 usf.) enthalten. Um Wiederholun- gen zu vermeiden, seien daher im folgenden nur die wichtig- sten Ergebnisse kurz wiedergegeben. EINFÜHRUNG Am Aufbau der Voralpen bzw. des Alpenvorlandes neh- men (von Süd nach Nord) folgende paläogeographisch-geo- tektonische Einheiten teil: Rhenodanubischer Flysch Ultrahelvetikum Helvetikum Molasse Gesteine des Rhenodanubischen Flysches stehen heute im Bereich der Abb. 1 nicht mehr an. Sie sind aber im Gehänge- schutt und im Bachgeröll allenthalben anzutreffen. Der Flysch stellte ursprünglich das oberste tektonische Stock werk dar. Das nächsttiefere Stockwerk wird durch das Ultrahelveti- kum repräsentiert (Einheit III). Durch ein helvetisches Fen- ster im Bereich des Katzenloch-Grabens (Einheit II) wird diese Zone in einen schmäleren Nord- und in einen breiteren Südteil gegliedert. Die Sedimente des Ultrahelvetikums liegen hauptsächlich in der nordultrahelvetischen, mergeligen Fa- zies der Buntmergelserie vor. Die Wildflysch-Fazies des Süd- ultrahelvetikums tritt hingegen stärker zurück. Zum Südhelvetikum und damit zum tiefsten aufgeschlos- senen Stockwerk sind schließlich die Einheiten II und I zu rechnen. Der helvetische Aufbruch im Bereich des Katzen- loch-Grabens (II) gehört dem Südteil der Kressenberger Fa- zieszone an, während die Einheit I als Äquivalent der Eisen- ärzter Fazieszone, also der nördlichsten Zone des Südhelveti- kums, aufzufassen ist. Nordhelvetikum und Molasse schließen erst weiter im Norden an. Die erstgenannte Fazieszone ist im Molbertinger Graben aufgeschlossen. Die Molasse kann am besten im Bett der Weißen Traun S Siegsdorf sowie im Bereich des Hoch- bergs zwischen Siegsdorf und Traunstein studiert werden. Die Einheiten I-III weisen, jede für sich, Schichtglieder auf, die weit über den örtlichen Rahmen hinaus für die Alpen- geologie von großer Bedeutung sind. In der Einheit I sind es die Schönecker Fischschiefer des Unteroligozäns, die tektonisch an die Buntmergelserie der Einheit III grenzen. Sie stehen mit Stockletten des höheren Obereozäns in einem stra- tigraphischen Verband. Die Schönecker Fischschiefer, die neben Skelettresten Schuppen, Zähnchen und Otolithen von Fischen enthalten, werden als ‚‚Flyschmolasse’” bezeichnet und stellen eine Verbindung zwischen den Menilithschiefern 615 S Galon-Graben © Blaser Hütte Abb. 1. Topographische Lageskizze. Vergrößerter Ausschnitt aus Topographischer Karte von Bayern 1:25000, Blatt 8142 Teisendorf, mit Probenserien und Inoceramen-Fundstelle (i). der Karpaten und den Glarner Fischschiefern der Schweiz dar. Ihre globigerinenreichen Sedimente vermitteln daher einen Übergang von Helvetikum in Molasse (vgl. hierzu Hacn 1978, S. 173 usf., S. 222 usf.; Hacn et al. 1981, 119-122). Die Einheit II wird an der neuen Forststraße im Oberlauf des Katzenloch-Grabens durch eine geringmächtige Schicht- folge von Schwarzerzäquivalenten, Nebengestein, Stocklet- ten und den erst vor wenigen Jahren neubeschriebenen Kat- zenloch-Schichten vertreten. Im Unterlauf des Moos-Gra- bens sind einzelne Schichtglieder des Südhelvetikums mit dem Ultrahelvetikum intensiv verschuppt (Signatur III + II in Abb. 1). Die Aufschlüsse an der Forststraße sind als tekto- nisches Fenster zu deuten, das von Ultrahelvetikum umman- telt wird. Am Aufbau der obereozänen Katzenloch-Schichten nehmen Fossilschuttkalke, Feinsandkalke und -mergel, Mer- gel und Tonmergel teil. Sie stehen mit gleichfalls priabonen Stockletten in einem engen stratigraphischen Verband. Die Katzenloch-Schichten sind durch kalkalpinen Gesteinsschutt sowie aus dem Süden zugeführten Gehäusen von Nummulıi- tes fabianii (PREVER) ausgezeichnet. Ähnlich den Schönecker Fischschiefern sind auch die Katzenloch-Schichten zur älte- sten Molasse (,,Flyschmolasse‘“) zu rechnen. Auch sie lassen auf einen Übergang Helvetikum/Molasse schließen (vgl. hierzu Hacn 1978, S. 177 usf.; Hacn etal. 1981, S. 115-117, 207). Im Katzenloch-Graben, zwischen oberer und unterer Forststraße, stehen ferner die Hachauer Schichten des Ober-Maastrichts an, die eine reiche Megafauna lieferten (Reıs 1897, 1898). Die sandreiche Ausbildung dieser Ablage- rungen weist auf die Regression des helvetischen Oberkrei- demeeres nach Süden hin (vgl. hierzu Hacn 1978, 172173): Im Nordteil der Einheit III sind keine zusammenhängen- den Profile bekannt. In den kleinräumigen Aufschlüssen konnten überwiegend Sedimente des nördlichen Ultrahelve- tikums (Maastricht, Paleozän, Lutet) nachgewiesen werden. Die mitteleozäne Buntmergelserie ist durch teilweise rötliche Farbtöne ausgezeichnet (Hacn 1978, S. 203; Hacn et al. 1981, S. 118-119). 616 Der südliche Teil der ultrahelvetischen ‚‚Decke‘“ nımmt einen breiten Raum ein. Vor allem ım Südast des Moos-Gra- bens tritt die Buntmergelserie wiederholt zutage. Im Oberlauf des Nordastes, an der Kreuzung mit der neuen Forststraße, sind megafossilführende kalkreiche Mergel des unteren Maastrichts aufgeschlossen, die sich vor allem reich an Inoceramen erweisen (Hacn 1978, S. 209; Hacn et al. 1981, S. 112-115). Die Darstellung der Foraminiferenfauna dieser Schichten ist Anliegen der vorliegenden Arbeit. Neben oberkretazischen Schichten treten im Südteil der Einheit III untergeordnet auch alttertiäre Sedimente (Paleo- zän, Eozän) auf. Ihre mitteleozänen Anteile (Signatur L in Abb. 1, links von den Ophiolith-Blöcken) sind gleichfalls rötlich gefärbt (Hacn 1978, S. 210). Die beiden Ophiolithblöcke wurden bei der Anlage der neuen Forststraße aus dem Hangschutt gefördert (HaGn 1978, S. 210). Ihre Herkunft ıst daher nicht unmittelbar be- kannt. Es darf aber angenommen werden, daß die Serpentini- te, die der ozeanischen Kruste entstammen, aus einem südul- trahelvetischen Riesenkonglomerat (,,Wildflysch‘‘) umgela- gert wurden. Sie stellen daher in jeder Hinsicht exotische Ge- steine dar. Aus alledem erhellt, daß das Grabengebiet am Nordostfuß des Sulzbergs eine Fülle von Besonderheiten enthält. Es gibt auf engstem Raum Aufschluß über Schichtfolgen, Fazieszu- sammenhänge und Baustil eines damals ausgedehnten Rau- mes, der erst im jüngeren Tertiär von den Nachzüglern der al- pinen Orogenese erfaßt wurde. Es erscheint daher gerechtfer- tigt, noch vorhandene Beobachtungslücken zu schließen und das vorhandene Schrifttum durch einen mikropaläontologi- schen Beitrag zu ergänzen. 1.2 SCHICHTFOLGE UND BAUSTIL DER BUNT- MERGELSERIE DES MOOS-GRABENS (OBERLAUF) Da eine ausgedehnte Beprobung der Buntmergelserie im Oberlauf des Moos-Grabens (oberhalb der Gabelung in einen Nord- und Südast) bis jetzt noch ausstand, wurde am 29.9.1982 eine größere Probenserie entnommen. Dabei er- wies sich der Südast als weitaus am ergiebigsten. Die Proben- entnahme erfolgte bachaufwärts. Eine Ausnahme von diesem Schema machen nur die Zusatzproben 40 und 41, die in den Verästelungen des Nordastes aufgesammelt wurden, sowie die Proben 42 und 43, welche aus einem kleinen südlichen Sei- tengraben des Südastes des Moos-Grabens, kurz vor seiner Einmündung in den Unterlauf, stammen (Abb. 1). Proben 1-4: Die Schichten streichen quer zum Bach. Lithologie: Mittelgraue, feinstglimmerige Kalkmergel, teils wei- cher, teils härter, mit ockergelben bzw. violetten Kluftflächen. Die Mergel weisen häufig kleine Rostflächen auf. Dünne Bohrgänge sind mit Brauneisenmulm ausgefüllt. Plankton: Ähnlich den Proben 5-9, jedoch ohne Abathomphalus mayaroensis (BOLLI), zusätzlich aber mit Globotruncana cf. arca (CUSHM.) und Globotruncana rosetta (CARSEY). Benthos: Das reiche sand- und kalkschalige Benthos setzt sich im wesentlichen aus den Arten Ammodiscus glabratus CUSHM. & JAR- VIS, Gaudryina cretacea (KARRER), Plectina ruthenica (REUSS), Tri- taxıa cf. anglica (CUSHMAN), Tritaxia rivicataractae (V. HILLE- BRANDT), Tritaxia selectiva (HAGN), Vaginulinopsis silicula (PLUM- MER), Praebulimina laevıs (BEISSEL), Bolivina incrassata REUSS, Bo- livina limbosa (CUSHM.), Bolivinoides draco (MARSSON), Eponides beisseli SCHIJFSMA, Stensioeina labyrinthica CUSHM. & DORSEY, Gavelinella monterelensis (MARIE), Gavelinella rubiginosa (CUSHM.), Angulogavelinella gracılis (MARSSON) und Gavelinopsis voltziana (D’ORB.) zusammen. Ferner kommen Lenticulinen und Frondicularien vor. An Östracoden wurde Cytherella beobachtet. Alter: Mittleres bis höheres Maastricht, Globotruncana gansseri- Zone (?). Proben 5-9: Die Mergel fallen mit 40—45° ein. Lithologie: Dunkelgraue, teils milde, teils härtere, feinstglimme- rige Mergel mit einzelnen Rostflecken und teilweise ockergelb ver- färbten Kluftflächen. Plankton: Abathomphalus mayaroensis (BOLLI), Globotruncana conica WHITE, Gltr. contusa (CUSHM.), Gltr. cf. fornıcata PLUM- MER, Gltr. galeoidis HERM, Gltr. gansseri BoLLı, Gltr. cf. insignis GANDOLFI, Gltr. stuarti (DE LAPPARENT), Gltr. stnartiformis DAL- BIEZ, Gltr. ventricosa WHITE und Racemiguembelina fructicosa (EGGER). Benthos: Ähnlich dem der vorhergehenden Proben. Die Arten Gaudryina bavariana CUSHM., Bolivina decurrens (EHRENBERG) und Hoeglundina favosoides (EGGER) lassen Anklänge an die Fazies SSW PROFIL MOOS - GRABEN NNE NN südlicher Ast m 2 750 nd Hangrutsch HH . Ophiolitblock / Forststraße 700- IE 4 MH Gltr. calcarata (15) | | 113) Zusammenfluß | EZ E Moos -Graben 650- B| 630-1 T T T T I; GE T San (Ba Ber 0 100 200 300 400m Abb. 2. Profil im Oberlauf des Moos-Grabens (SSW-NNE; siehe Pfeile in Abb. 1) mit Probenentnahme- der Gerhartsreiter Schichten erkennen. Weitere zusätzliche Arten sind: Spiroplectammina dentata (ALTH), Heterostomella foveolata (Marsson), Dorothia oxycona (REUSS), Bulimina arkadelphiana CUSHM. & PARKER, Pseudouvigerina cristata (MARSSON) und Glo- borotalites cf. rosaceus MARTIN. Alter: Ober-Maastricht, Abathomphalus mayaroensıs-Zone. Probe 10: Weiter bachaufwärts, unmittelbar unter Störung. Lithologie: Dunkelgraue Mergel. Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gltr. contusa (CUSHM.), Gltr. gansseri BOLLI, Gltr. stwarti (DE LAPPARENT) und Gltr. stuartiformis DALBIEZ. Benthos: Bezeichnende Arten sind Gaudryina bavariana CUSHM., Tritaxia selectiva (HAGN), Hoeglundina favosoides (EG- GER) und A. elegans (D’ORB.). Alter: Mittleres Maastricht, Globotruncana gansseri-Zone. Proben 11-14: Probe I1 wurde 40 cm über der Störung ent- nommen. Die Proben 12-14 entstammen einem nur wenige m mäch- tigen Schichtstoß. Lithologie: Mittelgraue, untergeordnet auch hellgraue, blättrige bis stückig brechende Mergel, teilweise stark verruschelt, mit Inoce- ramenresten. In Probe 13 wurde das Skelett des Kieselschwamms Ventriculites gefunden. Plankton: Das Artenspektrum entspricht demjenigen der Inoce- ramen-Mergel (S. 619). Von Probe zu Probe können leichte Schwan- kungen in der Arten-Diversität beobachtet werden. Benthos: Sandschaler sind sehr häufig. In der Grobfraktion domi- niert Litnola cf. grandis (REUSS). Ihre Gehäuse werden aus Kalk- schlamm mit reichlich Jugendformen von meist pelagischen Forami- niferen aufgebaut (Taf. 4, Bild 4). Sandkörner wurden nicht aggluti- niert. Daneben wurden große Gehäuse von Lenticulina und Palmula cordata (REUSS), berippte Kleinbrachiopoden sowie Asteroidenreste beobachtet. In der feineren Fraktion treten vor allem Gehäuse der Gattungen Arenobulimina und Plectina auf. Ferner wurden Psendogaudryi- nella cf. capitosa (CUSHM.), Tritaxia selectiva (HAGN) und Gau- dryına laevigata FRANKE angetroffen. Bolivina incrassata REUSS ist durch eine schlanke Varietät vertreten, die normalerweise im höheren Ober-Campan auftritt. Alter: Das Plankton zeigt die gagnebini-Subzone der Globotrun- cana falsostuarti-Zone (oberes Unter-Maastricht) an. Das Benthos spricht für ein etwas höheres Alter (etwa Wende Campan/Maa- stricht). Probe 15: Diese Probe wurde nur 0,3 m von Probe 14 entfernt entnommen. Lithologie: Hell- bis mittelgraue Mergel. Plankton: Die leitende Art ist Globotruncana calcarata CUSHM. (Taf. 1, Bild 13-15). Betnhos: Auch in dieser Probe tritt Lituola cf. grandis (REUSS) auf. Die übrigen Sandschaler lassen ebenfalls eine weitgehende Über- einstimmung mit Gattungen und Arten der Proben 11-14 erkennen. U. a. wurden Arenobulimina obesa (REUSS) und A. puschi (REUSS) bestimmt. Alter: Globotruncana calcarata-Zone des obersten Ober-Cam- pans. Proben 16-21: Die Proben wurden in einer oberen Aufschluß- gruppe gesammelt. Lithologie: Hell- bis mittelgraue, ziemlich weiche, teilweise etwas blättrige Mergel, stellenweise mit Kalzitruscheln. Häufig kleine Py- rit- bzw. Brauneisenbutzen. Inoceramenreste. Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gler. caliciformis (DE Lapr.), Gltr. fornicata PLUMMER mit div. ssp., Gltr. linneiana (D’ORB.), Gltr. obliqua HERM, Gltr. rosetta (CARSEY), Gler. scu- tilla GANDOLFI, Gltr. stephensoni PESSAGNO, Gltr. stuartiformis DALBIEZ, Gltr. subspinosa PESSAGNO und Gltr. ventricosiformis MASLAKOVA. Benthos: Der Grobrückstand der Probe 21 enthält zahlreiche Ge- häuse von Lituola sp., deren Gehäusewand zahlreiche feine Quarz- 617 körner in wechselnder Menge einschließt. Daneben wurden jedoch auch Kleinforaminiferen beim Aufbau der Gehäuse verwendet (Taf. 4, Bild 3). Es hat hier zweifellos eine Materialauslese stattge- funden. Neben den Lituolen wurden Inoceramenprismen beobach- tet. Die Fauna zeigt starke Anklänge an diejenige der Pinswanger Schichten (HAGN 1953). Häufige Arten sind Textularia agglutinans D’ORB., Tritaxia eggeri (CUSHM.), Tritaxia selectiva (HAGN), Tri- taxılına laeviıgata MARIE, Gavelinella clementiana (D’ORB.), Gave- linella monterelensis (MARIE), Gavelinopsis involuta (REuss), Cibi- cides beaumontianus (D’ORB.), Neoflabellina rugosa (D’ORB.) s. |. und Bolivinoides decoratus (JONES). Alter: Globotruncana subspinosa-Zone (partim) des Ober-Cam- pans. Proben 22-24: Imrechten und linken Grabenast, unterhalb der neuen Forststraße entnommen. Schlecht aufgeschlossen und ange- wittert. Lithologie: Hell- bis mittelgraue, etwas plattige Mergel (Probe 24) bzw. rötlichgraue bis graurote Kalkmergel und Mergelkalke, tekto- nisch stark gestört (Proben 22-23). Als lose Blöcke wurden im Bach- bett graugelblich-rötlich geflammte bzw. dunkelrote, grünlich ge- fleckte Biomikrite gefunden (Schliffe G 3776-3778a/83). Die Ge- steine sind stark zerwühlt. Plankton: Globotruncana coronata BOLLl, Gltr. linneiana (D’ORB.) und Gltr. pseudolinneiana PESSAGNO. Die Art coronata zeigt Riesenwuchs. Dicarinella asymetrica (SıGAL) fehlt wohl aus palökologischen Gründen. Benthos: Die spärliche Vergesellschaftung setzt sich hauptsächlich aus Pseudospiroplectinata compressiuscula (CHAPMAN), Vernenilina muensteri REUSS sowie Gaudryina rugosa D’ORB. und G. carinata FRANKE zusammen. Die Lagenidae werden vor allem durch Dentali- nen vertreten. Alter: Santon. Bemerkungen: Dieser Horizont der Buntmergelserie entspricht dem Vorkommen am Diesselbach S Eisenärzt (Lokalität F 3 in HAGN et al. 1981, S. 244). Probe 25: Hauptzweig des Südastes, nahe den Ophiolithblök- ken, oberhalb der neuen Forststraße. Lithologie: Gelblichgraue, kalkige, verruschelte Mergel. Plankton: Globigerina linaperta FINLAY und andere Globigeri- nen-Arten, Acarinina bullbrooki (BOLLI), Globigerinatheka und Pseudohastigerina micra (COLE). Etwas kleinwüchsig. Benthos: Außer seltenen Buliminen Fehlanzeige. Alter: Lutet. Bemerkungen: Die Eozänfauna ist mit Oberkreide-Foraminiferen verunreinigt. Proben 26-27: Weiter bachaufwärts. Lithologie: Schwarze bis schwärzlichgraue, sandige bis sandreiche Mergel. Feinglimmerig. Plankton: Sehr selten kleinwüchsige Globotruncana. Benthos: Sehr ärmlich. Bathysiphon, Rhizammina, Haplophrag- moides, Lenticulina, Nodosarıa, Vaginulina, Bulimina, Pseudouvi- gerina crıstata (MARSSON), Oridorsalis. Alter: Maastricht, Anklänge an Hachauer Schichten. Möglicher- weise sind die Kreide-Foraminiferen in Paleozän umgelagert. Proben 28-32: Weiter bachaufwärts, in einem engen Hangein- schnitt. Lithologie: Hellgraue bis gelblichgraue, kalkreiche, teilweise plat- tige, häufig verruschelte Mergel. Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), im Übergang zu Glir. stephensoni PESSAGNO, Gltr. elevata (BROTZEN), Gltr. flexuosa VAN DER SLUIS, Gltr. fornicata PLUMMER, Gltr. linneiana (D’ORB.), Gltr. obligua HERM und Gltr. stuartiformis DALBIEZ. Be- zeichnend ist die Zunahme von Gltr. caliciformis (DE LAPp.) und das Erscheinen von Gltr. patelliformis GANDOLFI. Benthos: Tritt stark zurück. Neben Textularıa agglutinans D’ORB., Gaudryina rugosa D’ORB., Dorothia pupa (REUSS), Trita- 618 xia selectiva (HAGN), Vaginulinopsis trılobata (D’ORB.) und Gave- linella monterelensis (MARIE) wurden die Gattungen Rhizammına, Ammodiscus, Psendospiroplectinata, Haplophragmoides, Arenobu- limina, Lenticulina und Pleurostomella beobachtet. Alter: Globotruncana subspinosa-Zone. Tieferes Ober-Campan. Proben 33-37: Weiter bachaufwärts. Lithologie: Ähnlich den vorhergehenden Proben. Plattige, teil- weise stückig brechende, häufig verruschelte Kalkmergel. Probe 36a erwies sich im Dünnschliff (G 3779a/83) als hellgrauer, durch Bio- turbation zerwühlter Biomikrit mit reichlich pelagischen Foraminife- ren, darunter Globotruncana elevata (BROTZEN). Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gltr. coronata BOLLI, Gltr. elevata (BROTZEN) vom Formtyp der Gltr. andorı DE KLasz, Gltr. fornicata PLUMMER, Gltr. lapparenti (DE LApPp.), Gltr. scutilla GANDOLFI und Gltr. thalmannı GANDOLFI. Benthos: Wiederum stark zurücktretend. Die häufigsten Gattun- gen sind Ammodiscus, Gaudryina, darunter G. laevigata FRANKE, Dorothia, Tritaxia, Heterostomella, Lenticulina, Dentalina, Eponi- des, Gavelinella sowie Stensioeina, darunter $. exsculpta (REUSS). An OÖstracoden wurde die Gattung Baırdia beobachtet. Alter: Globotruncana elevata-Zone des Unter-Campans. Bemerkungen: Die Fundschicht entspricht den Mergeln westlich der Blaserhütte an der neuen Forststraße (LokalitätB 3h in Hacn et al. 1981, S. 128-129). Probe 38: Letzte, aufgeschlossene Probe am Hang. Lithologie: Mittelgrauer, etwas plattiger Mergel. Plankton: Dicarınella asymetrica (SıGAL), D. concavata (BROT- ZEN), Globotruncana elevata (BROTZEN), Gltr. coronata BOLLI, Gltr. lapparenti BROTZEN, Gltr. linneiana (D’ORB.), Gltr. fornicata manaurensis GANDOLFI sowie Globotruncanella coarctata BOLLI. Benthos: Die wenigen Gattungen und Arten verteilen sich auf Gaudryina rugosa D’ORB., Vernemlına, Dorothia pupa (REUSS), Lenticulina, Dentalina, Frondicularıa, Neoflabellina und Eponides. Alter: Obere asymetrica-Zone, Ober-Santon. Probe 40: Südlicher Seitengraben des Nordastes des Moos-Gra- bens. Lithologie: Hellgraue, etwas plattige, feinstglimmerige Mergel. Plankton: Leitende Arten sind Abathomphalus mayaroensıis (BOLLI) und Racemiguembelina fructicosa (EGGER). Benthos: Reiches sand- und kalkschaliges Benthos, ähnlich den Proben 5-9 (vgl. hierzu Hacn et al. 1981, S. 127, Unterlauf des Moos-Grabens). Alter: Höheres Maastricht. Probe 41: Nordast des Moos-Grabens, ca. 25 m oberhalb der Inoceramen-Fundstelle. Lithologie: Mittelgraue, teilweise ockergelb verfärbte, kalkige Mergel. Plankton, Benthos und Alter entsprechen den Mergeln der Inoce- ramen-Fundstelle (S. 619f.). Proben 42-43: In einem kleinen südlichen Seitengraben des Südastes des Moos-Grabens entnommen. Lithologie: Schwärzlichgraue, milde, feinstglimmerige Mergel, fa- ziell an Gerhartsreiter Schichten erinnernd. Plankton: Etwas zurücktretend, leitende Arten des Mittel-Maa- strichts. Benthos: Es sind starke Anklänge an die Fauna der Gerhartsreiter Schichten erkennbar (vgl. hierzu HAGn et al. 1981, S. 240-241). Namentlich seien Gaudryina bavarıana CUSHM., Tritaxia cf. eg- geri (CUSHM.), Bulimina arkadelphiana CUSHM. & PARKER, Hoeglundina favosoides (EGGER), Gavelinella monterelensis (MA- RIE), G. pertusa (MARSSON) sowie Angulogavelinella gracilis (MARSSON) genannt. Alle Beobachtungen weisen darauf hin, daß der Baustil der Buntmergelserie südlich des helvetischen Aufbruchs im Be- reich des Katzenloch-Grabens verhältnismäßig einfach ist. Wir erkennen einzelne Schuppen, die, obwohl in sich etwas gestört, zusammenhängende Profile aufweisen. Die Schicht- folgen liegen invers. Im Bereich der neuen Forststraße tritt zwischen den Kreideschuppen eine schmale Zone tertiärer Buntmergelserie auf (Abb. 2). Der Oberlauf des Moos-Grabens ist damit durch eine mächtige Schichtfolge von nordultrahelvetischen Ablagerun- gen ausgezeichnet. Dies steht im Gegensatz zu den im Nor- den des helvetischen Fensters aufgeschlossenen Vorkommen, die tektonisch stark reduziert erscheinen und im Unterlauf des Moos-Grabens sogar mit Helvetikum verschuppt sind (S. 614). Bemerkenswert sind ferner die faziellen und faunistischen Anklänge einzelner Horizonte der Buntmergelserie an Schichten des Helvetikums. So erinnern die Inoceramen-füh- renden Mergel des jüngsten Campans und des tieferen Maa- strichts an Pattenauer Schichten. Auf die Ähnlichkeiten be- stimmter Schichtglieder mit den Pinswanger bzw. Gerharts- reiter Schichten wurde weiter oben bereits hingewiesen. Die- ser Befund läßt darauf schließen, daß die Buntmergelserie des Moos-Grabens zum nördlichen Teil des Nordultrahelveti- kums zu rechnen ist. Ferner zeigt diese Übersicht, daß die Inoceramen-Mergel, deren Foraminiferen-Fauna Gegenstand dieser Arbeit ist, einer nördlichen Schuppe des Südrahmens des helvetischen Fensters zuzuordnen sind. Auf sie wurde bereits von HaGn (1978, S. 209) und von Hacn et al. (1981, S. 112-115) auf- merksam gemacht. 2. DIE FORAMINIFEREN DER INOCERAMEN-MERGEL Die Inoceramen-Mergel sind als mittelgraue, schwach grünstichige Kalkmergel und Mergelkalke ausgebildet. Sie er- scheinen häufig stark zerwühlt (Bioturbation) und weisen zahlreiche dunkle Flecken auf, die manchmal gelblich-rostig verwittern. Ihre Bankdicken schwanken zwischen 5 und 30 cm. Infolge des wechselnden Tongehalts sind keine schar- fen Bankgrenzen zu erkennen. Lagenweise treten konkre- tionsartige Verhärtungen von 1-5 cm Durchmesser auf, die sich schlierig im Sediment verlieren. Sie stehen meist mit Im Dünnschliff (G 3796 a/83) beobachtet man eine Anreicherung von Fora- miniferen-Gehäusen, Schalenbruchstücken, meist von Inoce- ramen sowie von Echinodermen-Schutt. In diesen Gesteins- partien wurde die pelitische Grundmasse durch sekundäre Kalzitanlagerungen um Biogene (meist Inoceramenprismen) teilweise verdrängt. Sie erscheint daher feinsparitisch. Den Inoceramen-Mergeln sind nur sehr vereinzelt winzige Quarzkörner eingestreut. Gelegentlich trifft man Phospho- Bohrgängen in enger Verbindung. ritbröckchen an. Glaukonitkörner sind extrem selten. Pyrit tritt nicht allzu selten als Imprägnationsmittel auf (Schliff G 3798 2/83). Als Besonderheit ist noch eine nur wenige mm mächtige Aufarbeitungslage zu erwähnen, in der Schalenreste von Ino- ceramen und von Östreiden zusammen mit Mergelkalkge- röllchen in wirrer Lagerung anzutreffen sind (Schliff G 3797 9/83). Die Mächtigkeit der untersuchten Ablagerungen beträgt nur wenige Meter. Von Bank zu Bank können geringe Schwankungen in der Verteilung einzelner Foraminiferen- Gattungen und -Arten beobachtet werden. So sind z. B. die jüngsten Anteile, die man als ‚„‚Baculiten-Mergel“ bezeichnen könnte, reicher an Sandschalern als die liegenden Schichten. In der folgenden Auflistung und Beschreibung der Foramini- ferenfauna der Inoceramen-Mergel wurden die Unterschiede nicht berücksichtigt. 2.1 PLANKTON Die Inoceramen-Mergel lieferten folgende Gattungen und Arten planktonischer Foraminiferen: Globotruncana fornicata PLUMMER Globotruncana patelliformis Ganporrı Globotruncana contusa (CusHMAN) Globotruncana trinidadensis GANDoLFI Globotruncana linneiana (D’ORrs.) Globotruncana obligua Her“ Globotruncana arca (CusHMAN) Globotruncana stephensoni PEssaGno Globotruncana ventricosa WHITE Globotruncana gagnebini TıLEv Globotruncana falsostuarti SıGaı Globotruncana stuartiformis Dausıez Globotruncana cf. stuarti (DE Larr.) Globotruncanella havanensis (VOORWIIK) Rugoglobigerina rugosa (PLumMER) Rugoglobigerina pennyi BRONNIMANN Archaeoglobigerina cretacea (D’ORB.) Globigerinelloides volutus (WHITE) Pseudotextularia intermedia De Kıasz Psendotextularıa elegans (RzeHak) Ventilabrella multicamerata Dr Kıasz Planoglobulina carseyae (PLumMER) Planoglobulina acervulinoides (EGGER) Racemiguembelina textularıformis (WHITE) Heterohelix striata (EHRENBERG) Gublerina reniformis (MARıE) Zu den einzelnen Arten der Gattungen Globotruncana und Globotruncanella seien noch folgende Bemerkungen gemacht: Globotruncana arca (CusHMAN) (Taf. 1, Bild 21, 22) 1926 Pulvinulina arca. - CUSHMAN, S. 23, Taf. 3, Fig. 1 (Mexico). 1983 Globotruncana arca. — BELLIER, S. 93, Taf. 16, Fig. 7-12 (Tu- nesien). 619 Diese weltweit auftretende Art ist in den untersuchten Pro- ben teilweise sehr reich vertreten. Auffallend ist bei den gro- ßen Formen die hohe Kammerzahl, die im letzten Umgang neun erreicht, und das breite, leicht zum Umbilicus geneigte Kielband. Im allgemeinen wird Gltr. arca im Maastricht sel- tener und tritt nur noch mit kleinen Formen auf. Hier, ım Ul- trahelvetikum, scheint nochmals ein Optimum der Entwick- lung zu bestehen; die Stammform mit zwei kräftig ausgebilde- ten Kielen existierte neben der Abspaltung zu einkieligen Formen (Gltr. stephensoni, Gltr. orientalis, Gltr. falsostuar- ti) weiter. Globotruncana cf. contusa (CusHMAN) (Taf. 1, Bild 3) 1970 Globotruncana walfischensis. - TODD, S. 153, Taf. 5, Fig. 9 (Südatlantik). Die Gruppe der Gltr. contusa ist außerordentlich variabel; dies drückt sich in der Literatur in einer Vielzahl von ver- wandten Arten und Unterarten aus. Inwieweit es sich hierbei um phänotypische Variationen oder um geographische Ras- sen handelt, ist noch unklar. In unseren Proben tritt ein Phä- notyp auf, der große Ähnlichkeit zu Gltr. walfischensis Topp 1970 zeigt in den globulösen ersten Kammern, den zungen- förmigen, geschwungenen Kammern des letzten Umganges und dem Verlust des Kieles auf den beiden letzten Kammern. Aus den Erfahrungen der durchgehenden Profile der ‚‚Go- sau‘ (Lattengebirge, HErm 1962) erscheinen diese Formtypen erst im höheren Teil des Unter-Maastrichts, kurz vor dem Er- scheinen der Gltr. gansseri. Globotruncana falsostuarti SıGaL (Taf. 1, Bild 10-12) 1952 Globotruncana falsostuarti. -SIGAL, S. 43, Abb. 46 (Algerien). 1977 Globotruncana falsostuarti. — LINARES RODRIGUEZ, $. 252, Taf. 27, Abb. 3 (Südspanien). 1983 Globotruncana falsostuarti. — BELLIER, $. 96, Taf. 17, Abb. 8-14 (Tunesien). Diese auffällige, große Art (bis zu 9 Kammern im letzten Umgang) ist im mediterranen Bereich weitverbreitet (Marok- ko, Tunesien, Südspanien, Südalpen und Nordalpen). Sie stellt eine Hauptform in der Übergangsreihe von zweikieligen Arten der arca-Gruppe zu einkieligen Vertretern dar. So ist bei den Formen des Unter-Maastrichts auf den ersten Kam- mern des letzten Umganges ein Doppelkiel ausgebildet. Diese beiden Kiele konvergieren in der Mitte der jeweiligen Kam- mer, hierin liegt ein wesentlicher Unterschied zu Gltr. esne- hensis NaxkaDy bzw. Gltr. stephensoni PrssaGno. Auf den letzten Kammern verschwindet der Umbilikal-Kiel, und die Formen werden einkielig. Der Umbilikalraum ist groß, die Kammern ragen mit Tegilla-artigen Fortsätzen hinein. Die Mündungen sind intra- bzw. infralaminär. Die in unseren Proben auftretenden Formen gehören in die Übergangsreihe von der doppelkieligen Gltr. arca zu Ausbildungen von Glir. falsostuarti im Ober-Maastricht, die im letzten Umgang voll- ständig einkielig sind (z. B. Gltr. falsostuarti bei DupEugLE 1969, Taf. 3, Fig. 10a-c, Ober-Maastricht, West-Aquitai- ne). 620 Die weite Verbreitung, die gute Identifizierbarkeit und das Einsetzen über der calcarata-Zone favoritisiert diese Art zum namengebenden Zonen-Fossil für das Unter-Maastricht. Globotruncana stuartiformis DauBıEz (Taf. 1, Bild 6, 8, 9) 1955 Globotruncana (Globotruncana) elevata stuartiformis. — DAL- BIEZ, $. 169, Abb. 10 (Tunesien). 1967 Globotruncana stuartiformis. — PESSAGNO, $. 357, Taf. 92, Abb. 1-3 (Mexico). 1983 Globotruncanita stnartiformis. — BELLIER, $. 105, Taf. 19, Fig. 7-12 (Tunesien). Diese weitverbreitete und langlebige Form entwickelt sich aus der Gltr. elevata. Sie ist durch die dreieckige Form der Kammern auf der Dorsalseite charakterisiert. Die Bikonvexi- tät ıst stark variabel. Ferner zeigt die Kammerzahl und der Umriß starke Variationen. Im Unter-Maastricht, vor dem Einsetzen von Gltr. gansseri, entwickelt sich aus Gltr. stuar- tiformis die Formengruppe der Gltr. stuarti. Der Übergang ist fließend. Es bilden sich viereckige, trapezförmige Kam- mern auf der Dorsalseite aus bei geschlossenem Umriß. Diese trapezförmigen Kammern erscheinen sporadisch im letzten Umgang, werden aber z. T. wieder durch dreieckige Kam- mern abgelöst (vgl. Gltr. cf. stuarti, Taf. 1, Bild 7). Ferner schließen sich die Kammern auf der Ventralseite dicht zu- sammen bei zunehmender Konvexität. Besonders im oberen Unter-Maastricht, vor dem Einsetzen der Gltr. gansseri, ist ein breites Spektrum von Übergangsformen zu beobachten. Globotruncana trinidadensis GANDOLFI (Taf. 1, Bild 16-20) 1955 Globotruncana calıcıformis trinıdadensis. - GANDOLFI, $. 47, Taf. 3, Fig. 2 (Kolumbien). 1967 Globotruncana trinidadensis. — PESSAGNO, S. 359, Taf. 84, Fig. 4-12 (Mexico, Texas). 1983 Globotruncana cf. trinidadensis. — BELLIER, S. 88, Taf. 15, Fig. 10-12 (Tunesien). Diese Form entwickelt sich aus dem Gltr. fornicata- Stamm. So wurden solche Formen oft als Gltr. caliciformis abgebildet (siehe Synonymie-Liste bei PEssaGno 1967), wenn die Dorsalseite stärker gewölbt ist. Typisch ist jedoch das bi- konvexe Profil, wobei ın unseren Proben Formen mit etwas stärker gewölbter Umbilikalseite auftreten. In den ersten Kammern des letzten Umganges sind noch 2 Kiele vorhan- den, es folgt meist einer, der auf der letzten Kammer ebenfalls fast verschwinden kann. Frühe Kammern zeigen gerundete, globigeriniforme Ausbildung. Bezeichnend ist, daß diese Entwicklungsformen, die in- nerhalb eines Umganges die Tendenz zur Einkieligkeit zeigen (wie ın unseren Proben) in der Literatur meist aus falsostuarti - stuartiformis Vergesellschaftungen vor dem Auftreten von typischen Gltr. gansseri angegeben werden (PessaGno 1967, BELLIER 1983). Globotruncanella havanensis (VOORWIJK) (Taf 1, Bild 4) 1937 Globotruncana havanensis. — VOORWIJK, S. 195, Taf. 1, Fig. 25, 26, 29 (Kuba). 1962 Globotruncana citae BOLLI. — HERM, $. 69, Taf. 7, Fig. 1 (Nördliche Kalkalpen). 1983 Globotruncanella havanensis. — BELLIER, $. 117, Taf. 4, Fig. 4-7 (Tunesien). Diese kosmopolitische Art setzt im Ultrahelvetikum ebenso wie im Gosaubecken von Reichenhall (Herm, 1962) und in Tunesien (BELLIER, 1983) erst über der calcarata-Zone ein. Die Variation betrifft den mehr oder weniger gelappten Umriß und die Konvexität der Dorsalseite; ebenso ist die Zu- spitzung der Peripherie der letzten Kammern und die Ausbil- dung eines Kieles, der einem imperforierten Band aufgesetzt wird, unterschiedlich; z. T. kann der Kiel ganz fehlen. 2.2 BENTHOS Das reiche sand- und kalkschalige Benthos setzt sich aus folgenden Gattungen und Arten zusammen: Bathysiphon sp. Rhizammiına sp. Saccammina placenta (GrzYBowskI) Ammodiscus glabratus CusHman & Jarvıs Glomospira sp. Trochamminoides coronatus (Brapv) Haplophragmoides eggeri CusHMAN Recurvoides sp. Lituola cf. grandis (Reuss) Spiroplectammina dentata (ALTH) Spiroplectammina laevis cretosa CUSHMAN Textularıa agglutinans D’ORBIGNY Vernenilina muensteri Reuss Gaudryina cretacea (KARRER) Gaudryina fanjasi (Reuss) Gaudryina rugosa D’ORBIGNY Dorothia bulletta (CArsEy) Dorothıa oxycona (Reuss) Dorothia pupa (Reuss) Heterostomella foveolata (Marsson) Plectina ruthenica (Russ) Tritaxia amorpha (CusHMmAn) Tyitaxia cf. anglica (CusHMAn) Tritaxıs eggeri (CuUsHMAN) Trıtaxıa cf. rivicataractae (v. HiLLEBRANDT) Tritaxıa tricarinata (Reuss) Tritaxilina laevigata MARıE Eggerella trochoides (Reuss) Lenticulina sp. sp. Dentalina sp. sp. Frondicnlaria sp. sp. Planularia complanata (Reuss) Neoflabellina reticulata (Reuss) Neoflabellina numismalis (WEDEKIND) Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND) Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND) Vaginulina cf. taylorana CusHMAN Praebulimina laevis (BEısseL) Reussella szajnochae (GRZYBOWsKI) Bolivina incrassata Reuss Bolivina limbosa (CusHMAN) Bolivinoides draco draco (MaArsson) Bolivinoides draco miliaris HıLTErMmANN & KocH Psendouvigerina cristata (MaRssoN) Pleurostomella subnodosa Reuss Eponides beisseli SCHIJFSMA Gyroidinoides umbilicatus (D’ORrs.) Valvulineria allomorphinoides (Reuss) Osangularıa lens BROTZEN Stensioeina labyrinthica CusHMan & DoRrsEY Gavelinella monterelensis (MARıE) Gavelinella pertusa (Marsson) Gavelinella rubiginosa (CUSHMAN) Gavelinella sp. Angulogavelinella gracilis (Marsson) Gavelinopsis involuta (REuss) Gavelinopsis voltziana (D’ORB.) Globorotalites cf. rosaceus MARTIN Cibicides beaumontianus (D’ORB.) Pullenia cretacea CusHMAN Allomorphina cretacea Reuss Daneben wurden noch Arten der Gattungen Nodosaria, Marginulina, Saracenaria, Astacolus, Psendonodosaria, Fal- sopalmula, Guttulina, Ramulina, Fissurina u. a. beobachtet. Ferner wurden Kleinbrachiopoden, Inoceramen-Prismen, die Ostracoden-Gattungen Cytherella, Bairdia, Krithe und Phacorhabdotus sowie Koprolithen angetroffen. Zu einzelnen Gattungen und Arten seien folgende Bemer- kungen gemacht: Spiroplectammina dentata (Auth) (Taf. 2, Bild 1) 1850 Textularia dentata ALTH. — ALTH, S. 262, Taf. 13, Fig. 13 (Lemberg). 1980 Spiroplectammina dentata (ALTH, 1850). — SCHREIBER, S. 131, Taf. 2, Fig. 11 (Krappfeld). 1982 Spiroplectammina dentata (ALTH). — BECKMANN etal.,S. 113, Taf. 4, Fig. 14 (Bergamo). Die flachen, an der Peripherie gezackten Gehäuse dieser Art wurden auch im Oberen Maastricht und im Dan (Bunt- mergelserie) des Unterlaufs des Moos-Grabens gefunden (Hacn et al. 1981, S. 125, 127). Textularıa agglutinans D’ORBIGNY (Taf. 2, Bild 2) 1839 Textularia agglutinans D’ORBIGNY.—D’ORBIGNY, S. 144, Taf. 1, Fig. 17-18, 32-34 (Kuba). 1953 Textularıa agglutinans D’ORBIGNY, 1839. — Hacn, S. 10-11, Taf. 1, Fig. 6-7 (Bayer. Helvetikum). Die Art ist in der europäischen Oberkreide (u. a. Nord- und Mitteldeutschland, Holland, Pariser Becken) weitver- breitet. Die vorliegenden Gehäuse stimmen sowohl mit der Erstbeschreibung als auch mit Exemplaren aus den Pinswan- ger Schichten (Unteres Obercampan) des bayerischen Helve- tikums gut überein. Die stattliche Art ist durch fast horizontal verlaufende Nähte ausgezeichnet. Gandryina faujasi (Russ) (Taf. 2, Bild 3) 1862 Textilaria fanjasi REUSS. — REUSS, S. 320, Taf. 3, Fig. 9 (Maa- stricht). 1937 Gaudryina fanjasi (REUSS). — CUSHMAN, S.39, Taf. 5, Fig. 17-20; Taf. 6, Fig. 1,2 (Maastricht, Hannover, New Jer- sey, Texas). Ein Teil der verhältnismäßig seltenen Gaudryinen der Ino- ceramen-Mergel läßt sich am ehesten mit G. fanjasi identifi- zieren. Die beiden nächstverwandten Arten sind G. rugosa D’OrB. und G. cretacea (KARrRER). Erstere erscheint im er- wachsenen Stadium schlanker und besitzt einen ausgeprägte- ren triserialen, dreikantigen Anfangsteil. Die letztgenannte Art wirkt hingegen etwas plumper und weist stärker zerlappte Gehäusekanten auf. Heterostomella foveolata (Marsson) (Taf. 2, Bild 4) 1878 Tritaxia foveolata MARSSON. — MARSSON, $. 161, Taf. 3, Fig. 30 (Rügen). 1980 Heterostomella foveolata (MARSSON, 1878). — SCHREIBER, S. 136, Taf. 3, Fig. 7, 8 (Krappfeld). Die nächstverwandte Art ıst A. rugosa (D’Ore.) aus der Weißen Schreibkreide des Pariser Beckens, die aber eine stär- ker zerklüftete Oberfläche aufweist. FH. foveolata ist im Maastricht des bayerischen Helvetikums und Nordultrahel- vetikums allenthalben anzutreffen. Tritaxia cf. anglica (CusHMman) (Taf. 2, Bild 6; Taf. 3, Bild 1, 2; Taf. 4, Bild 5) In den hangenden Partien der Inoceramen-Mergel (,‚Bacu- liten-Mergel“) tritt sehr häufig eine stattliche Art der Gattung Tritaxia (früher Psendoclavulina) auf, deren Gehäuse häufig 2,5 mm und darüber messen. Auf das dreieckige Initialsta- dium folgt ein Kammerpaar, das durch bis zu 6 uniseriale Kammern abgelöst wird. Die Nähte sind im jüngsten Wachs- tumsabschnitt mäßig tief bis tief eingesenkt. Die Oberfläche erscheint grob agglutiniert, da die Gehäusewand zahlreiche Kleinforaminiferen einschließt (Taf. 4, Bild 5). Das Dach der uniserialen Kammern ist nur schwach nach oben gewölbt (Taf. 3, Bild 1, 2). Die Mündung ist einfach, meist kreisrund, seltener verlängert und schwach gelappt, aber ohne Zahn. Die vorliegenden Gehäuse lassen sich am ehesten mit Trz- taxıa anglıca (CusHMAN) aus dem nordeuropäischen Alttertiär vergleichen (Cusuman 1937, S$.111-112, Taf. 15, Fig. 26, 27). Eine artliche Übereinstimmung scheint jedoch noch nicht gesichert. Die Gehäuse aus dem Moos-Graben zeigen ferner eine gewisse Ähnlichkeit mit Tritaxia eggeri SCHREIBER (non CusHMAN) aus dem Unter-Maastricht von Kärnten (SCHREIBER 1980, S. 136-137, Taf. 5, Fig. 1-3), doch verlaufen ihre Nähte regelmäßiger, auch ist die Zahl der uni- serialen Kammern größer. Tritaxia eggeri SCHREIBER ist übrigens mit Tritaxıa eggeri (CusHMAn) homonym, jedoch nicht synonym (vgl. die nach- folgende Beschreibung). Der neue Name ist demnach nicht valid. Tritaxıa eggeri (CUSHMAN) (Taf. 2, Bild 7, 8; Taf. 3, Bild 3, 4) 1937 Pseudoclavulina eggeri CUSHMAN. — CUSHMAN, S. 111, Taf. 15, Fig. 22-25 (Gerhartsreit). 1980 Tritaxıa tripleura (REUSS, 1864). — SCHREIBER, $. 136, Taf. 3, Fig. 4-6; Taf. 5, Fig. 4-5 (Kärnten). Eine zweite Art der Gattung Trıtaxıa (olım Pseudoclavuli- na) erscheint zierlicher (Länge bis maximal 2 mm) und feiner agglutiniert. Der dreikantige Umriß des Anfangsstadiums kann zunächst noch auf die einzeilig angeordneten Kammern übergreifen, verliert sich dann aber. Die jüngsten Kammern sind drehrund, ihre Nähte tief eingesenkt. Die jüngsten Kammern erscheinen manchmal deformiert (Taf. 2, Bild 7). Das Dach der uniserialen Kammern ist steil nach oben gebo- gen (Taf. 3, Bild 3). Die Gehäusewand enthält vereinzelt Quarzkörner (Taf. 3, Bild 4), ein Mineral, das dem ehemali- gen Kalkschlamm nur sehr vereinzelt eingestreut ist (S. 618). Tritaxia eggeri, die nicht mit der homonymen T. eggeri bei SCHREIBER (1980, S. 136-137, Taf. 5, Fig. 1-3) verwechselt werden darf, wurde zuerst aus den Gerhartsreiter Schichten (Mittel-Maastricht) des Gerhartsreiter Grabens SE Siegsdorf beschrieben. Die Art ist auch in den Pattenauer Schichten (Unter-Maastricht) des Wehrprofils S Siegsdorf anzutreffen (Hacn et al. 1981, S. 234), Ablagerungen, die den Inocera- men-Mergeln des Moos-Grabens faziell weitgehend entspre- chen. Trıtaxia amorpha (CusHMAN) (Taf. 2, Bild 9) 1926 Clavulina amorpha CUSHMAN. — CUSHMAN, $. 589, Taf. 17, Fig. 3 (Mexiko). 1937 Pseudoclavulina amorpha (CUSHMAN). — CUSHMAN, $. 109, Taf. 15, Fig. 14, 15 (Mexiko). ?1953 Clavulinoides selectiva HAGN. - HAGN, S. 17, Taf. 1, Fig. 21 (Bayer. Helvetikum). 1982 Tritaxia amorpha (CUSHMAN). — BECKMANN et al., S. 113, Taf. 4, Fig. 22 (Bergamo). Tritaxia amorpha ist eine plumpe, gedrungene, wenig ge- gliederte Art mit stark gerundeten Gehäusekanten. Die Zahl der uniserialen Kammern ist gering. Ihr Erscheinungsbild un- terscheidet sich daher von dem anderer Tritaxia- Arten in we- sentlichen Zügen. Tritaxia selectiva (Hacn) aus den Pinswanger Schichten (Unteres Obercampan) des Helvetikums von Neubeuern am Inn ist mit 7. amorpha zweifellos sehr nahe verwandt. Mög- licherweise kann das kleine Mündungshälschen bei 7. selec- tiva gegenüber T. amorpha als Unterscheidungsmerkmal dienen. Es wäre ferner zu prüfen, ob auch die amerikanische Art ähnlich der bayerischen Spezies auffallendes Fremdmate- rial in die Gehäusewand einbringt. Bis zur Entscheidung die- ser Frage sei der ältere Artnamen bevorzugt. Tritaxien, die in die amorpha/selectiva-Gruppe gehören, sind in der Buntmergelserie des Moos-Grabens nicht selten (S- 616#.). Bei der Beschreibung der einzelnen Schichtglieder wurde noch die Bezeichnung T. selectiva verwendet. Dorothia pupa (Reuss) (Taf. 2, Bild 11) 1860 Textilarıa pupa REUSS. — REusS, S. 232, Taf. 13, Fig. 4 (West- falen). 1953 Dorothia pupa (REUSS), 1860. — Hacn, $.25, Taf. 2, Fig. 19-22 (Bayer. Helvetikum). 1980 Dorothia pupa (REUSS, 1860). — SCHREIBER, $. 138-140, Taf. 3, Fig. 9-14 (Kärnten). Bezüglich dieser Art sei auf die ausführliche Darstellung bei SCHREIBER (1980) verwiesen. Plectina ruthenica (Russ) (Taf. 2, Bild 5) 1851 Gaudryina ruthenica REUSS. — REUss, $. 25, Taf. 4, Fig. 4 (Lemberg). 1937 Plectina ruthenica (REUSS). - CUSHMAN (A Monograph of the Foraminiferal Family Valvulinidae), S. 105, Taf. 11, Bild 10-14 (Lemberg, Rügen, Aachen). Diese schlanke Art mit ihrer nahezu scheitelständigen Mündung ist im Maastricht des bayerischen Alpenvorlandes ziemlich häufig anzutreffen. Trıtaxilina laevigata MARIE (Taf. 2, Bild 10) 1941 Tritaxılina laevigata MARIE. — MARIE, 5.40, Taf. 8, Fig. 79-81 (Pariser Becken). 1953 Tritaxılına laevigata MARIE. — HAGnN, $. 27-28, Taf. 2, Fig. 17; Textabb. 4 (Bayer. Helvetikum). Die vorliegenden Gehäuse stimmen in allen Einzelheiten mit Exemplaren aus den Pinswanger Schichten (Unteres Obercampan) von Pinswang bei Neubeuern am Inn überein. Dünnschliffe zweier Gehäuse (hier nicht abgebildet) zeigen ebenfalls eine ziemlich dicke, für die Gattung Tritaxılina cha- rakteristische Gehäusewand sowie Reste einer inneren Chi- tinhülle. Neoflabellina reticulata (REuss) (Taf. 2, Bild 12) 1851 Flabellina reticnlata REUSS. — REUSS, $. 30, Taf. 2, Fig. 22 (Lemberg). 1940 Flabellina reticulata REUSS. - WEDEKIND, $. 201-202, Taf. 11, Fig. 1-3 (Lemberg). Diese an ihrer feinen Netzskulptur leicht erkennbare Leit- art für das Maastricht kommt in den vorliegenden Proben nur sehr selten vor. Der Umriß der Gehäuse entspricht weitge- hend dem von N. rugosa leptodisca (WEDEKIND), die Spira ist vom erwachsenen Teil etwas abgesetzt, die Seitenränder sind breit geschwungen. Neoflabellina numismalis (WEDEKIND) (Taf. 2, Bild 13) 1940 Flabellina numismalis \WEDEKIND. — WEDEKIND, $. 200, Taf. 9, Fig. 1-3; Taf. 11, Fig. 8-9 (Norddeutschland). 1980 Neoflabellina sp. aff. N. numismalis (WEDEKIND) VAN HIN- TE. — SCHREIBER, Taf. 1, Fig. 8 (Krappfeld). Gehäuse breit gerundet. Die Spira wird von den Ausläufern der reitenden Kammern weitgehend umfaßt. Mündungsbö- gen und -zinken vorhanden, diejenigen der jüngeren Kam- mern zunehmend komplizierter. Oberfläche papillat. Auch diese Art ist im vorliegenden Material äußerst selten. Es ist daher nicht möglich, ihre Variationsbreite zu erfassen. Neoflabellinen treten im Ultrahelvetikum sehr stark zurück. OHnmerT (1969, S. 21) führte diese Beobachtung auf die große Ablagerungstiefe zurück. Das Genus Neoflabellina bevor- zugte vielmehr flache, küstennahe Ablagerungsräume. Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND) (Taf. 2, Bild 14) 1940 Flabellina leptodisca WEDEKIND. - WEDEKIND, $. 200, Taf. 9, Fig. 11-15 (Norddeutschland). 1957 Neoflabellina rugosa (D’ORBIGNY) leptodisca (WEDEKIND). — HILTERMANN & Koch, S. 278-279, Taf. 7, 10, 11, 14; Fig. 1-9, 28-32, 36, 41, 42 (Norddeutschland). Gehäuse dünnscheibig, breit deltoidal, die größte Breite ist gegenüber N. numismalis mehr zum jüngeren Teil hin verla- gert. Die Spira erscheint stärker abgesetzt. Mündungsfiguren kompliziert. Die Oberfläche ist mit Warzen und mit einzel- nen Leisten verziert. WEDERIND (1940) schuf als erster eine Feinstratigraphie der nordwestdeutschen Oberkreide mit Hilfe von Neoflabelli- nen. Die meisten seiner zahlreichen neuen Arten sind mit N. rugosa (D’Ors.) aus dem Campan des Pariser Beckens sehr nahe verwandt. HıLtErmann & Koch (1957, S. 274 usf.) schlugen daher vor, einige davon als Subspezies von N. ru- gosa zu behandeln (vgl. hierzu Hacn 1953, S. 57 usf.). Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND) (Taf. 2, Bild 15, 16) Zwei kleinere, schlankere Gehäuse der Gattung Neoflabel- lina können nur mit Vorbehalt zu N. rugosa caesata gestellt werden (vgl. hierzu WepekınD 1940, S. 199, Taf. 9, Fig. 8; HiLTERMANN & Koch 1957, S. 280-281, Taf. 8, 10, 11, 14; Fig. 10-18, 28, 29, 33-35, 39, 40). Möglicherweise liegen auch Jugendformen vor. Vaginulina cf. taylorana CusHMAN (Taf. 2, Bild 17) 1953 Vagınulına cf. taylorana CUSHMAN, 1938. — Hacn, S. 53-54, Taf. 5, Fig. 15 (Bayer. Helvetikum). Die Gehäuse aus dem Moos-Graben stimmen mit Exem- plaren aus den Pinswanger Schichten (Unteres Obercampan) von Neubeuern am Inn gut überein. Die aus der Taylor For- mation von Texas stammende Art (Cusuman 1938, S. 36, Taf. 5, Fig. 19) wird von SCHREIBER (1980, S. 167) mit Vagi- nulina trılobata (D’Ors.) aus dem Campan des Pariser Bek- kens vereinigt. Dieser stark erweiterten Artfassung vermögen sich die Verfasser nicht anzuschließen. Praebulimina laevis (Beısseı) (Taf. 2, Bild 18) 1891 Bulimina laevis BEISSEL. — BEISSEL, S. 66, Taf. 12, Fig. 3943 (Aachen). 1980 Praebulimina laevıs (BEISSEL, 1891). — SCHREIBER, $. 172-173, Taf. 13, Fig. 9 (Kärnten). Eine stark geblähte, glattwandige Art, die im Maastricht des bayerischen Alpenvorlandes weit verbreitet ist. Bolivina incrassata Reuss (Taf. 2, Bild 19; Taf. 3, Bild 5-12) 1850 Bolivina incrassata REUSS. — REuss, $. 45, Taf. 5, Fig. 13 (Lemberg). 1956 Bolivina incrassata gigantea WWICHER. — WICHER, S. 120, Taf. 12, Fig. 2, 3 (Nordwestdeutschland). 1980 Bolivina incrassata REUSS, 1850. — SCHREIBER, $. 174-175, Taf. 13, Fig. 14, 15 (Kärnten). Die für das Maastricht bezeichnenden großen und breiten Gehäuse treten in den vorliegenden Vergesellschaftungen in großer Individuenzahl auf. Nach WicHer (1956, S. 120) 'müßte man sie als B. incrassata gigantea bezeichnen (vgl. hierzu die Diskussion bei SCHREIBER 1980, S. 175). Medianschnitte einiger Gehäuse weisen auf das Vorliegen verschiedener Generationsformen hin. Das in Bild 11 auf Taf. 3 abgebildete Gehäuse entspricht wohl der mikrosphäri- schen Generation, während der normalen megalosphärischen Generation (A,) die Gehäuse 5, 7, 8, 9, 10 und 12 angehören. Das verhältnismäßig kleine Gehäuse mit besonders großer Anfangskammer (,,‚Gigantosphäre‘“‘) in Bild 6 derselben Tafel kann als A,-Generation gedeutet werden (vgl. hierzu SCHREI- BER 1980, S. 175). Innerhalb der megalosphärischen Genera- tion scheint das Längen/Breiten-Verhältnis stark zu schwan- ken. Ferner zeigen die Dünnschliffe, daß die Kammerscheide- wände einzelner Gehäuse mehr oder weniger vollständig auf- gelöst wurden (Taf. 3, Bild 8, 9, 11 und 12). Die dadurch ge- schaffenen Hohlräume sind mit Mikrit bzw. Mikrosparit aus- gefüllt. Bolivinoides draco miliaris HıLTErRMANN & Koch (Taf. 2, Bild 20) 1950 Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. — HILTER- MANN & Koch, $. 604 usf., Taf. 24, Nr. 39; Taf. 5, Nr. 39 (Nordwestdeutschland). 1980 Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. — SCHREI- BER, Taf. 1, Fig. 10 (Kärnten). Neben B. draco draco (Marsson) kommt im vorliegenden Material auch die durch ihre in einzelne Körner aufgelösten Rippen gekennzeichnete Unterart miliaris vor. Sie reicht im Alpenvorland nur bis in das tiefe Maastricht. Reussella szajnochae (GrzYBowsKI) (Taf. 2, Bild 21) 1896 Vernenilina Szajnochae GRZYBOWSKI. — GRZYBOWSKI, $. 287, Taf. 9, Fig. 19 (Polnische Karpaten). 1954 Reussella szajnochae szajnochae (GRZYBOWSKI). - DE KLASZ & KNIPSCHEER, $. 600-601, Tab., Fig. 4-7 (Bayer. Ultrahelveti- kum). 624 1956 Reussella szajnochae szajnochae (GRZYBOWSKI). — WICHER, Taf. 12, Fıg. 1 (Gosaubecken von Gams). 1980 Reussella szajnochae (GRZYBOWSKI, 1896). — SCHREIBER, S. 178-179, Taf. 13, Fıg. 5, 7, 8 (Kärnten). Diese-charakteristische Art kommt im Unter-Maastricht nur in wenigen Exemplaren vor. Das abgebildete Gehäuse stellt eine Jugendform dar. Großwüchsige Gehäuse dieser Spezies treten im Oberen Maastricht des Unterlaufs des Moos-Grabens häufig auf (Hacn et al. 1981, S. 127-128). Reussella szajnochae scheint im Alpenvorland auf das Ultra- helvetikum beschränkt zu sein. Ihr wurde von DE Kıasz & KnipscHEER (1954) eine eigene Studie gewidmet. 3. FOLGERUNGEN 3.1 BIOSTRATIGRAPHIE Die Analyse der planktonischen Foraminiferen ergab eine Einstufung in das obere Unter-Maastricht, und zwar in die gagnebini-Subzone innerhalb der falsostuarti-Zone (ent- sprechend der Gliederung von BEıLLıer 1983, BELLIER et al. 1983). Der gesamte Aufschluß der Inoceramen-Mergel zeigt trotz gewisser Schwankungen in der Diversität der Arten von Bank zu Bank keinerlei faßbaren Altersunterschied. Als Vergleich für die stratigraphische Einstufung wurden vollständige Profile aus den Nördlichen Kalkalpen (Gosau), aus Nordspanien (Zumaya), von Südspanien (Malaga) und Nordafrika (Tunesien, El Kef) herangezogen. Die Untergliederung des Unter-Maastrichts im Intervall nach dem Erlöschen der Gltr. calcarata und vor dem Einset- zen der Gltr. gansseri bereitete Schwierigkeiten, da in einigen Artenreihen morphogenetische fließende Übergänge statt- fanden und scharf zu definierende, neu einsetzende Arten fehlen. Es wurden daher in der Literatur Intervall-Zonen auf- gestellt (‚‚partial concurrent range zones‘), die nach meist langlebigen Arten benannt wurden. Als Beispiele hierfür seien die Gltr. lapparenti tricarinata-Zone (BoıLLı 1966), die Gltr. fornicata-stuartiformis assemblage-Zone mit Gltr. lap- parenti s. str. sowie die Rugoglobigerina subpennyi-Zonula (PessaGno 1967), die Gltr. stuartiformis-Zone (PostumA 1971) und die Gltr. arca-Zone (Daısıez 1955; Kassas 1973) angeführt. Die Verwendung von Rugoglobigerinen und Globigerinel- loides (wie Peryr, 1980, im borealen Bereich) trifft wegen des regional stark unterschiedlichen Auftretens dieser Gattungen auf Schwierigkeiten. Gltr. falsostuarti wurde als Intervall-Zonenfossil zuerst von Sara] & SamueL (1966) in den Karpaten verwendet. Diese Zone wurde in Tunesien weiter präzisiert (SaLAJ & MAAMOURI 1971, Sara] 1980, BELLIER 1983). Eine Untergliederung in eine tiefere Rugotruncana subcircumnodifer-Subzone (folgend PEssaGno 1967 und LinAarEs RODRIGUEZ 1977) und ın eine hö- here Globotruncana gagnebini-Subzone wurde von BELLIER et al. (1983) vorgeschlagen. Die Einführung einer Gltr. ga- gnebini-Subzone erscheint gerechtfertigt, da auch außerhalb Tunesiens Gltr. gagnebini vor Gltr. gansseri einsetzt (HERM 1962, Nördliche Kalkalpen). Bei den Globotruncanidae setzt sich im Unter-Maastricht die fließende Veränderung von der Zweikieligkeit zur Einkie- ligkeit fort, so in den Reihen: stuartiformis — stuarti und conica, arca — stephensoni — falsostnarti, ventricosa — gagnebini — gansseri. So zeigen viele Individuen im letzten Umgang sowohl zweikielige als auch einkielige Kammern. Das Unter-Maa- stricht ist eine Überlappungszone von stuartiformis und stuarti, caliciformis und contusa, patelhiformis und contusa, ventricosa und gagnebini. Als auslaufende Endformen von Entwicklungsreihen tre- ten auf: arca — stephensoni sowie ventricosa — ventricosiformis. Im oberen Teil des Unter-Maastrichts setzt eine starke Ar- tenaufspaltung bei den Rugoglobigerinen ein, meist aus der Stammform Rugoglobigerina rugosa; die neu auftretenden Arten dienen dann zur Charakterisierung des mittleren und oberen Maastrichts. Die hier behandelten Inoceramen-Mergel liegen zeitlich vor dieser Spezifikation. Die Entwicklungsreihen der Heteroheliciden sind nur be- dingt zur stratigraphischen Unterteilung zu verwenden, es fehlen noch ausreichende Eichungen an kompletten Profilse- rien. Als typische Arten des Unter-Maastrichts sind vorhanden: Planoglobulina acervulinoides, Planoglobulina carseyae, Psendotextularia elegans und Racemignembelina textulari- formis. Es fehlen jedoch noch die für das mittlere und obere Maastricht typischen Formen Racemiguemgelina varians und Rac. fructicosa. Die benthonischen Foraminiferen weisen ebenfalls auf Unter-Maastricht hin. Die vorliegende Fauna zeigt eine weit- gehende Übereinstimmung mit dem sand- und kalkschaligen Benthos der Pemberger Folge von Klein-Sankt Paul im Krappfeld (Kärnten), die ebenfalls in das Unter-Maastricht eingestuft wurde (SCHREIBER 1980; vgl. hierzu Hacn et al. 1981, S. 113-114). Die an der Inoceramen-Fundstelle gesammelten Rostren von Belemnella und Belemnitella wurden von SCHULZ & ScHMm (1983, dieses Heft) bearbeitet. Demnach sind die Ino- ceramen-Mergel in die untere bis mittlere Belemnella sumen- sis-Zone der nordwestdeutschen Schreibkreidegliederung zu stellen. Das Nannoplankton erfuhr durch CEPEK (1983, dieses Heft) eine eingehende Darstellung. Die Fundschichten gehö- ren der Arkhangelskiella cymbiformis-Zone an (vgl. hierzu Marrını in Hacn et al. 1981, S. 114). Die wenigen Echinodermen-Funde derselben Fund- stelle fanden in Schurz (1983, dieses Heft) ihren Bearbeiter. Die Seelilien und Seeigel zeigen enge Beziehungen zum Maa- stricht Nordafrikas und des Kaukasus. Die ebenfalls geborgenen Ammoniten erlauben infolge ihres schlechten Erhaltungszustandes keine artliche Bestim- mung. Herr Dr. H. Immer, München, dem wir die Bestim- mungen verdanken, konnte die Gattungen Hauericeras, Pa- chydiscus und Baculites nachweisen. Die genannten Genera sind im Unter-Maastricht weit verbreitet. Die reiche Inoceramenfauna ist bis jetzt noch nicht be- arbeitet. Zusammenfassend können die Inoceramen-Mergel daher in den tieferen Teil des oberen Unter-Maastrichts eingestuft werden. Abschließend sei noch betont, daß die gleichzeitige Bear- beitung verschiedener Tier- und Pflanzengruppen einen Brückenschlag zwischen der borealen Belemniten-Gliede- rung und der Plankton-Zonierung der mediterranen Tethys erlaubt. Es schien daher berechtigt, einem fossilreichen Schichtglied der nordultrahelvetischen Buntmergelserie im vorliegenden Kreideband einen gebührenden Platz einzu- räumen. 3.2 PALÄOZOOGEOGRAPHIE UND PALÖKOLOGIE Die planktonischen Foraminiferen zeigen, besonders bei den Globotruncaniden, eine große Artenvielfalt. Kosmopoli- tische Spezies herrschen vor. In Diversität, Artenzusammen- setzung und in der relativen Artendominanz (Verhältnis der 625 Individuenzahl der einzelnen Arten zueinander) entspricht die Vergesellschaftung des Moos-Grabens den Faunenbildern der zentralen Tethysbereiche, wie sie aus den Nördlichen Kalkalpen (Gosau), den Südalpen, dem Kaukasus, aus Süd- spanien (Betische Kordillere) und von Nordafrika (Marokko, Tunesien) bekannt sind. Die vorliegende Foraminiferen-Fauna weist ein mittleres Plankton/Benthos-Verhältnis von 87:13 auf. Geringfügige Schwankungen von Bank zu Bank sind zu vernachlässigen. Nach den bisherigen Erfahrungen bedeutet dies eine relative „Ozeanität“, d. h. der Ablagerungsbereich gehörte einem offenen Ozean (Zentraltethys) an. Das Plankton/Benthos- Verhältnis liegt unter der 97%-Planktonrate, die allgemein einer Wassertiefe von ca. 1000 m gleichzusetzen ist. Die Do- minanz der Kalkschaler insgesamt und die hohe Diversität al- ler Foraminiferen-Gruppen sprechen für eine Ablagerung der Inoceramen-Mergel im Epibathyal mit einer Wassertiefe von ca. 400-800 m. Diese verhältnismäßig geringe Wassertiefe kann als Anstieg zum mesoeuropäischen Schelf im Norden (Helvetikum) ge- deutet werden. Es wurde bereits erwähnt, daß einzelne Schichtglieder der Buntmergelserie fazielle und faunistische Anklänge an Ablagerungen der helvetischen Zone aufweisen (S. 618). Die Inoceramen-Mergel gehören demnach dem nördlichen Teil des Nordultrahelvetikums an. DANKSAGUNG Die Verfasser sind folgenden Herren für die sorgfältige Durchführung technischer Arbeiten zu großem Dank ver- pflichtet: G. Fuchs (Dünnschliffe), K. Dossow (Zeichnun- gen), F. Höck (Aufnahmen am Panphot und Abzüge) und Frau R. Liesreich (Aufnahmen am Stereoscan). 4. SCHRIFTENVERZEICHNIS BARR, F. T. (1968): Late Cretaceous planktonic foraminifera from the coastal area of Susa (Apollonia), northeastern Libya. - J. Paleont., 42 (2): 308-321, 5 Abb., Taf. 3740; Tulsa. BECKMANN, ].-P., BOLLI, H. M., KLEBOTH, P. & PROTO DECIMA, F. (1982): Micropaleontology and Biostratigraphy of the Campanian to Paleocene of the Monte Giglio, Bergamo Pro- vince, Italy. — Mem. Sci. Geol., 35: 91-172, 16 Abb., Taf. 1-15; Padua. BELLIER, J.-P. (1983): Foraminiferes planctoniques du Cretace de Tunisie septentrionale: Systematique, biozonation, utilisation stratigraphique de l’Albien au Maastrichtien. - These Doct. Etat - Mem. Sc. Terre, Univ. Curie, Paris, 82-41: 250 S., 25 Abb., 24 Taf.; Paris. — — & CARON, M., DONZE, P., HERM, D., MAAMOURI, A.L. & SALAJ, J. (1983): Le Campanien sommital et le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septentrionale): zonation sur la base des Foraminiferes planctoniques. — Zitteliana, 10: 609-611, 1 Abb., 1 Tab.; München. BorLı, H.M. (1966): Zonation of Cretaceous to Pliocene marine se- diments based on planktonic Foraminifera. — Bol. Inf. Asoc. Venezolana Geol. Min. Petr., 9: 3-32; Caracas. CEPEK, P. (1983): Kalzitisches Nannoplankton der Inoceramen- Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maa- stricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). — Zit- teliana, 10: 637-651, 1 Abb., 5 Taf., 2 Tab., München. CUSHMAN, J. A. (1926): Some Foraminifera from the Mendez shale ofthe Eastern Mexico. - Contr. Cushm. Lab. Foram. Res., 2: 16-28, Taf. 2-3; Sharon, Mss. — — (1937): A Monograph of the Foraminiferal Family Verneuili- nidae. — Cushm. Lab. Foram. Res., Spec. Publ. 7: I-XIII, 1-157, 1 Abb., Taf. 1-20: Sharon, Mss. DALBIEZ, F. (1955): The Genus Globotruncana in Tunisia. — Micro- paleontology, 1: 161-171, 10 Abb., 2 Tab.; New York. DUPEUBLE, P. A. (1969): Foraminiferes planctoniques (Globotrun- canidae et Heterohelicidae) du Maastrichtien superieur en Aquitaine occidentale. — Proc. Ith Internat. Conf. Planctonic Microfoss., Geneva 1967, 2: 153-161, 4 Taf.; Leiden (E. ]J. Brill). GANDOLEFI, R. (1955): The Genus Globotruncana in Northeastern Columbia. — Bull. Amer. Paleont., 36: 1-118, 12 Abb., 8 Taf.; Ithaca. HAGN, H. (1953): Die Foraminiferen der Pınswanger Schichten (Un- teres Obercampan). Ein Beitrag zur Mikropaläontologie der helvetischen Oberkreide Südbayerns. — Palaeontographica Abt. A, 104: 1-119, 27 Abb., Taf. 1-8; Stuttgart. — — (1978): Die älteste Molasse im Chiemgau/östliches Oberbay- ern (Katzenloch-Schichten, Priabon). Mitt. Bayer. Staatsslg. Paläont. hist. Geol., 18: 167-235, 5 Abb., Taf. 13-16; Mün- chen. 626 Hacn, H., HERM, D., HILLEBRANDT, A. v., MALZ, H., MARTINI, E. & Preir, F. H. (1981): B 3: Moos-Graben, Katzenloch- Graben und Galon-Graben. - In: HAGN, H. et al.: Die Baye- rischen Alpen und ihr Vorland in mikropaläontologischer Sicht, Geologica Bavarica, 82: 111-130, 3 Abb.; München. HERM, D. (1962): Stratigraphische und mikropaläontologische Un- tersuchungen der Oberkreide im Lattengebirge und Nierental (Gosaubecken von Reichenhall und Salzburg). - Abh. Bayer. Akad. Wiss., N. F. 104: 119 S., 9 Abb., 11 Taf.; München. HILTERMANN, H. & KocH, W. (1957): Revision der Neoflabellinen (Foram.). I. Teil: Neoflabellina rugosa (D’ORB.) und ihre Unterarten. - Geol. Jb., 74: 269-304, 5 Abb., Taf. 7-14, 1 Tab.; Hannover. Kassa, I. I. M. (1973): Planktonic Foraminifera of the Shiranish- Formation type locality (Northern Iraq). - J. Geol. Soc. Iraq, 6: 100-109, 2 Abb.; Bagdad. KLasZz, I. DE & KNIPSCHEER, H. C. G. (1954): Die Foraminiferenart Reussella szajnochae (GRZYBOWSKI): ihre systematische Stel- lung und regionalstratigraphische Verbreitung. — Geol. Jb., 69: 599-610, Taf. 45, 1 Tab.; Hannover. LINARES RODRIGUEZ, D. (1977): Foraminiferos planctönicos del Cretacico superior de las Cordilleras Beticas (Sector Central). - Publ. Dep. Geologia, Univ. Malaga, 1: 410 5., 43 Taf.; Ma- laga. LOEBLICH, A.R., Jr. & TAppan, H. (1964): Part C. Protista 2. Sar- codina. Chiefly “Thecamoebians and Foraminiferida”. — In: Treatise on Invertebrate Paleontology, 2 Bände: I-XXXI, C 1-900, 653 Abb.; Lawrence (The University of Kansas Press). MASLAKOVA, N. I. (1978): Globotrunkanidy juga evropejskoj chasti SSSR. - Nauka: 168 $., 13 Abb., 28 Taf., 4 Tab.; Moskau. OHMERT, W. (1969): Die Neoflabellinen (Foraminifera) des bayeri- schen Coniac-Santons. — Mitt. Bayer. Staatssamml. Paläont. hist. Geol., 9: 3-32, 118 Abb.; München. PERYT, D. (1980): Planktonic foraminiferal zonation of the Upper Cretaceous in the middle Vistula River valley, Poland. — Pale- ont. Polonica, 41: 3-101, 23 Taf., 3 Tab.; Warschau. POSTUMA, J. A. (1971): Manual of Planktonic Foraminifera. -420 S.; Amsterdam (Elsevier Publ. Comp.). Reıs, ©. M. (1895): Geologische Karte der Vorderalpenzone zwi- schen Bergen und Teisendorf südlich von Traunstein. — Geogn. Jh., 7, 1894; Cassel. — — (1896): Erläuterungen zu der geologischen Karte der Vorder- alpenzone zwischen Bergen und Teisendorf I. Stratigraphi- scher Theil. - Geogn. Jh., 8, 1895: 1-155, 7 Abb.; Cassel. — — (1897): Die Fauna der Hachauer Schichten. I. Gastropoden. — Geogn. Jh., 9, 1986: 67-104, 1 Abb., Taf. 9-13; Cassel. — — (1898): Die Fauna der Hachauer Schichten. Ia. Nachtrag zul. Gastropoden (Geogn. Jahreshefte 1896) mit Cephalopoden, Brachiopoden etc. II. Lamellibranchiaten. - Geogn. Jh., 10, 1897: 81-130, Taf. 1-8; München. SALA], J. (1980): Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleogene de la Tunisie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tunisi- ens). — 238 S., 63 Abb., 12 Tab., 64 Taf.; Bratislava (Inst. Geol. Dion. $türa). — — & MAAMOURI, A. L. (1971): Remarques biostratigraphiques sur le Senonien sup£rieur de l’Anticlinal de ’oued Bazina (Re- gion de B&ja, Tunisie septentrionale). — Notes Serv. Geol. Tu- nis., 32: 65-78; Tunis. — — & SaMUEL, ©. (1966): Foraminifera der Westkarpaten-Krei- de. — 291 S., 18 Abb., 48 Taf., 36 Tab.; Bratislava (Inst. Geol. Dion. Stüra). SCHREIBER, O. S. (1980): Benthonische Foraminiferen der Pember- ger-Folge (Oberkreide) von Klein-Sankt Paul am Krappfeld (Kärnten). — Beitr. Paläont. Österr., 7: 119-237, 2 Abb., Taf. 1-16; Wien. SCHULZ, M.-G. (1983): Die Echinodermen der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). — Zitteliana, 10: 715-723, 3 Abb., 1 Taf.; München. — — &SCHMID, F. (1983): Die Belemniten der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigra- phische Bedeutung. - Zitteliana, 10: 653-661, 7 Abb., 1 Taf.; München. SIGAL, J. (1952): Apergu stratigraphique sur la Micropaleontologie du Cretace. - XIX Congr. Geol. Internat., 1. Ser., Algerie, 26: 45 S., 46 Abb., 1 Tab.; Alger. SISSINGH, W. (1978): Microfossil biostratigraphy and stage-strato- type of the Cretaceous. - Geol. en Mijnbouw, 57 (3):433—440, 2 Abb.; Den Haag. VOORWIJK, G. H. (1937): Foraminifera from the Upper Cretaceous of Habana, Cuba. - Proc. Kon. Akad. Wetensch., 40 (2): 190-198, Taf. 1-3; Amsterdam. WEDEKIND, R. (1940): Die papillaten Flabellinen der Kreide und die Stufengliederung des Senons. - N. Jb. Miner. etc., Beil. — Band 84, B: 177-204, 22 Abb., Taf. 9-11; Stuttgart. WICHER, C. A. (1956): Die Gosau-Schichten im Becken von Gams (Österreich) und die Foraminiferengliederung der höheren Oberkreide in der Tethys. Mit einem Beitrag von F. BETTEN- STAEDT. — Paläont. Z., 30 (Sonderband): 87-136, 7 Abb., 2 Taf.; Stuttgart. ZIEGLER, J. H. (1959): Litnola grandis (REUSS) aus dem Untermaa- stricht der Bayerischen Alpen. Ein Beitrag zur Systematik und Stammesgeschichte der Lituolidae (Foram.). — Palaeontogra- phica Abt. A, 112: 59-132, 1 Abb., Taf. 6-10, 2 Beil. ; Stutt- gart. Tafel 1 Planktonische Foraminiferen aus den Inoceramen-Mergeln. Alle Arten aus dem oberen Unter-Maastricht der Inoceramen-Fundstelle, außer Bild 13-15 aus Probe 15 (oberstes Ober-Campan) des Moos-Grabens (Oberlauf). Bild 1. Bild Bild Bild 5. Bild 6. Bild 7. Bild 8. Bild 9. Bild 10. Bild 11. Bild 12. Bild 13. Bild 14. Bild 15. Bild 16. Bild 17. Bild 18. Bild 19. Bild 20. 2, Bild 3. 4 Globotruncana gagnebini TıLEv; Dorsalansicht, Prot. 3509, x 90. Globotruncana gagnebini TILEV; Seitenansicht, Prot. 3510, X 135. Globotruncana cf. contusa (CUSHM.); Seitenansicht, Prot. 3511, X 100 (S. 619). Globotruncanella havanensis (VOORWIJK); Seitenansicht auf die letzte Kammer, Prot. 3512, x130 ($. 620). Globotruncana obliqua HERM; Seitenansicht, Prot. 3513, X 80. Globotruncana stnartiformis DALBIEZ; Dorsalansicht, Prot. 3514, X65. (S. 620). Globotruncana cf. stuarti (DE LaPP.); Dorsalansicht, Prot. 3515, X45. Beachte den zuneh- mend geschlossenen Umriß und die trapezförmige vorletzte Kammer; es handelt sich um eine Übergangsform von Gltr. stuartiformis (S. 620). Globotruncana stuartiformis DALBIEZ; Ventralansicht, Prot. 3516, X55 (S. 620). Globotruncana stuartiformis DALBIEZ; Lateralansicht, Prot. 3517, X95. Beachte Wölbung der Ventralseite bis 45 Grad. Globotruncana falsostuarti SIGAL; Lateralansicht, Prot 3518, X85 (S. 619). Globotruncana falsostuarti SIGAL; Ventralansicht, Prot. 3519, X65 (S. 619). Globotruncana falsostnarti SIGAL; Dorsalansicht, Prot. 3520, X65 (S. 619). Globotruncana calcarata CUSHM.; Lateralansicht, Prot. 3521, X90, Moos-Graben Probe 15. Globotruncana calcarata CuUSHM.; Dorsalansicht, Prot. 3522, X70, Moos-Graben Probe 15. Globotruncana calcarata CUSHM.; Ventralansicht, Prot. 3523, X65, Moos-Graben Probe 15. Globotruncana cf. trinidadensis GANDOLFI; Dorsalansicht, Prot. 3524, X75. Kammern lobat, nur schwach dorsal gewölbt. Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Dorsalansicht, Prot. 3525, X70. Kammern typisch gewölbt, stark bepustelt (S. 620). Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Ventralansicht, Prot. 3526, X70 (S. 620). Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Lateralansicht auf dıe letzte Kammer, Prot. 3527, x 85. Beachte zwei enge Kiele auf den ersten Kammern des letzten Umganges und nur einen Kiel auf der letzten Kammer (S. 620). Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Lateralansicht, Prot. 3528, X95. Beachte geschwun- gene Kammern mit engem Doppelkiel (S. 620). Globotruncana arca (CUSHM.); Lateralansicht, Prot. 3529, x 80. Globotruncana arca (CUSHM.); Dorsalansicht, Prot. 3530, X60. Große vielkammerige Formen, wie sie für die Inoceramen-Mergel typisch sind mit Übergängen zur Gltr. ventricosiformis MASLAKOVA. Hacn, H. Tafel 2 Bild 1. Spiroplectammina dentata (ALTH). Prot. 3470. X68. Bild 2. Textularia agglutinans D’ORBIGNY. Prot. 3471. X30. Bild 3. Gaudryina fanjasi (REUSS). Prot. 3472. X 30. Bild 4. Heterostomella foveolata (MARSSON). Prot. 3473. x40. Bild 5. Plectina ruthenica (REUSS). Prot. 3474. x40. Bild 6. Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN). Prot. 3475. X20. Bild 7. Tritaxia eggeri (CUSHMAN). Prot. 3476. X25. Bild 8. Tritaxia eggeri (CUSHMAN). Prot. 3477. X30. Bild 9. Tritaxia amorpha (CUSHMAN). Prot. 3478. X45. Bild 10. Tritaxilina laevigata MARIE. Prot. 3479. X30. Bild 11. Dorothia pupa (REUSS). Prot. 3480. x 40. Bild 12. Neoflabellina reticulata (REUSS). Prot. 3481. X70. Bild 13. Neoflabellina numismalıs (WEDEKIND). Prot. 3482. X55. Bild 14. Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND). Prot. 3483. X45. Bild 15. Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND). Prot. 3484. X80. Bild 16. Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND). Prot. 3485. X 80. Bild 17. Vaginulina cf. taylorana CUSHMAN. Prot. 3486. X 40. Bild 18. Praebulimina laevis (BEISSEL). Prot. 3487. X50. Bild 19. Bolivina incrassata REUSS. Prot. 3488. X 45. Bild 20. Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. Prot. 3489. X60. Bild 21. Reussella szajnochae (GRZYBOWSKI). Prot. 3490. X 100. Zitteliana 10, 1983 = ae) E) se) Z < be) Bild Bild Bild Bild Bild Bild Bild Bild Bild Bild 11. Bild 12. Bild 13. run 8. I: Bild 10. Tafel 3 Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3491. Schliff G 3799 a/83. x50. Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3492. Schliff G 3799 a/83. x50. Tritaxia eggeri (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3493. Schliff G 3800/83. x50. Tritaxia eggeri (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3494. Schliff G 3800 a/83. x ca. 120. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3495. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri- sche, schlanke Form. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3496. Schliff G 3801 a/83. x50. A,-Generation mit „„Gigantosphäre“. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3497. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri- sche, breite Form. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3498. Schliff G 3801 a/83. x 50. Megalosphäri- sche, breite Form mit teilweise aufgelösten Septen. Dto. Prot. 3499. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3500. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri- sche, schlanke Form. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3501. Schliff G 3801 a/83. x50. Mikrosphärische Generation mit teilweise aufgelösten Septen. Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3502. Schliff G 3801 /83. x50. Megalosphäri- sche, breite Form mit teilweise aufgelösten Septen. Lituola sp., median. Prot. 3503. Schliff G 3804 a/83. x 45. Probe 21, Oberlauf des Moos-Gra- bens, Obercampan ($. 617). Es liegt wohl eine A,-Generation einer artlich nicht bestimmbaren Lituola vor. Zitteliana 10, 1983 Tafel 3 Hacn, H. & Herm, D. Bild 1. Bild 2. Bild 3. Bild 4. Bild 4. Bild 4. Bild 5. Tafel 4 Litnola cf. grandıs (REUSS), median. Prot. 3504. Schliff G 3803 a/83. x30. Probe 14, Oberlauf des Moos-Grabens, Wende Campan/Maastricht (S. 617). Litnola sp., median. Prot. 3505. Schliff G 3804 a/83. x 45. Probe 21, Oberlauf des Moos-Gra- bens, Obercampan (S. 617). Litnola sp., Wandstruktur. Prot. 3506. Schliff G 3804 /83. x ca. 120. Probe 21, Oberlauf des Moos-Grabens, Obercampan (S. 617). Lituola cf. grandis (REUSS), Wandstruktur. Prot. 3507. Schliff G 3803 a/83. X ca. 120. Probe 14, Oberlauf des Moos-Grabens, Wende Campan/Maastricht (S. 617). Man beachte die unterschiedliche Feinstrukturen in Bild 3 und 4. Litwola sp. besitzt eine Gehäu- sewand, in der feine Quarzkörner enthalten sind. Lituola cf. grandis (REUSS) baute ihre Gehäuse aus Kalkschlamm und zahlreichen Kleinforaminiferen auf. In der Bildmitte von Bild 4 ist eine einkielige Globotruncana zu erkennen. Auf Unterschiede in der Beschaffenheit der Gehäuse- wand bei Lituola grandis (REUSS) wies bereits ZIEGLER (1959, S. 97) hin. Die aus den Proben 14 und 21 ausgeschlämmten Gehäuse von Litwola können nur mit Vorbehalt zu L. grandis gestellt werden, da sie keine vollkommen entrollten Stadien zeigen. Es könnte sich um Vorläufer dieser Art handeln, doch ist nicht auszuschließen, daß nur Jugendformen vorlie- gen. Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3508. Schliff G 3799 4/83. X ca. 120. Die Gehäusewand wird neben Kalkschlamm aus Gehäusen von Kleinforaminiferen aufgebaut. Zitteliana 10, 1983 Tafel 4 Hacn, H. & Herm, D. ISSN 0373 — 9627 Kalzitisches Nannoplankton der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) PAVEL CEPEK*) Mit 1 Abbildung, 5 Tafeln und 2 Tabellen KURZFASSUNG Drei Proben aus dem Maastricht des Moosgrabens wurden auf kalzitisches Nannoplankton untersucht. Dabei wurden 42 Coccolithen-Taxa bestimmt (Tab. 1), die der Arkhangel- skiella cymbiformis-Zone (Unter-Maastricht bis unteres Mit- tel-Maastricht) angehören. Die statistische Auswertung zeig- te, daß einige Arten (M. staurophora, W. barnesae, Z. spira- lıs und C. aculeus) weniger und die anderen P. cretacea, B. constans, K. magnificus, L. carniolensis, G. obligquum, A. cymbiformis, C. ehrenbergi und E. turriseiffeli) stärker korrosionsanfällig sind. ABSTRACT The calcareous nannoplankton of three samples from the Maastrichtian of the Ultrahelvetic zone of Upper Bavarıa has been studied. 42 taxa of coccolithophorids of the Arkhangel- skiella cymbiformis Zone (Lower Maastrichtian to lower part of Middle Maastrichtian) has been determined. A statistical comparation shows that some forms like M. staurophora, W. barnesae, Z. spiralis and C. aculeus are more resistant against corrosion than others like P. cretacea, B. constans, K. ma- gnificus, L. carniolensis, G. obliguum, A. cymbiformis, C. ehrenbergi and E. turriseiffeli. EENEETTUNG Zur biostratigraphischen Korrelation der Untermaa- stricht-Proben aus dem Ultrahelvetikum von Siegsdorf (Moosgraben, Abb. 1) wurde neben den Ammoniten, Be- lemniten, Echiniden und Foraminiferen auch kalkiges Nan- noplankton untersucht und damit die stratigraphischen Er- gebnisse abgestimmt. *) P. CEPEK, Bundesanstalt für Geowissenschaften, Stilleweg 2, Postfach 510153, D-3000 Hannover 51. Herrn Prof. Dr. D. HERM (Universität München) danke ich für die Anregung zu dieser Arbeit, die Bereitstellung des Materials und Dis- kussion der Ergebnisse. Für die Durchsicht des Manuskriptes und Ratschläge gilt gleichfalls mein Dank den Herren Dr. H. STRADNER (Geol. Bundesanstalt, Wien) und Dr. R. WOLFART (BGR-Hanno- ver). 638 —— » O7. T1RA >> Galon- Graben ä " HACHAUER u MOOS u © Blaser Hutte IL. Abb. 1. Lageskizze des Fundpunktes. 1. MATERIAL, ERHALTUNG UND METHODIK Es wurden drei mergelige Proben aus relativ eng überein- ander gelegenen Schichten (Probenabstand 0,70 m) unter- sucht (vgl. Hacn & Herm 1983). Die Coccolithen sind durch die allgemeine Rekristallisation und auch in einzelnen Fällen durch teilweise Auflösung schlecht erhalten. Die schlechte Erhaltung ist auch durch den hohen Anteil von Bruchstücken offenkundig (bei Probe KA 1-49%, KA2-50% und KA3- 45,8%). Bei der Auswertung der Prozentzahlen von Cocco- lithen-Bruchstücken zeigte sich, daß einige Arten weniger und andere stärker zerbrechlich sind. Zu den resistenten Ar- ten gehören Micnla staurophora (GARDET), Watznaneria barnesae (BLack), Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MaRTINI und Ceratolithoides aculeus (STRADNER). Arten wie Predisco- sphaera cretacea (ARKHANGELSKY), Cribrosphaerella ehren- bergi (ARKHANGELSKY), Biscutum constans (GORKA), Kampt- nerins magnificus DEFLANDRE, Lithraphidites carniolensis DErLANDRE, Arkhangelskiella cymbiformis VExsHinA, Eiffel- thus turriseiffeli (DErLANDRE) und Gartnerago obliguum (STRADNER) zählen zu den nicht resistenten Coccolithen. Die besterhaltenen Coccolithen wurden unter Berücksichtigung aller Kriterien in der Probe KA 3 festgestellt. Die Präparate wurden nach der Methode von Hay (1965) zum Mikroskopieren vorbereitet. Die lichtmikroskopischen Untersuchungen und Aufnahmen wurden mit dem Zeıss- Photomikroskop (Optik: Optovar 1,25% ; Objektiv 100x Ph) durchgeführt. Für die statistische Auswertung wurden zuerst 300 Cocco- lithen (auch unbestimmbare) aus jeder Probe gezählt. Nach der Ermittlung der Zahl unbestimmbarer Coccolithen wur- den weitere, diesmal nur bestimmbare Coccolithen so lange gezählt, bis deren Summe der gerade ermittelten Zahl unbe- stimmbarer Coccolithen entsprach. Auf diese Weise wurden 300 bestimmbare Coccolithen (aus beiden Zählungen) festge- stellt. Die Prozentzahlen der einzelnen Arten in den Proben beziehen sich demnach nur auf die bestimmbaren Coccolit- hen (Tab. 1). Die Coccolithen wurden in den Sichtfeldern mit Hilfe des ‚Point Counter-Zusatzes“ gezählt. Dabei zeigte sich, daß die Probe KA 3 die meisten Coccolithen enthält; denn für die Feststellung von 300 bestimmbaren Coccolithen mußte folgende Anzahl von Sichtfeldern ausgewertet werden: Probe KA 1 - 80, Probe KA 2 - 88 und Probe KA 3 — 22 Fel- der. Die drei Proben wurden nach der Ermittlung der 300 be- stimmbaren Coccolithen noch weiter untersucht mit dem Ziel, auch diejenigen Coccolithen festzustellen, deren Anteil unter 0,3% liegt. KA 1 KA 2 KA 3 N 5606 N 5607 N 5608 Ceratolithoides aculeus (STRADNER, 1961) 1,3 ıllahrd 0,7 Parhabdolithus angustus (STRADNER, 196%) + 0,3 Markalius astroporus STRADNER, 1963 + Watznaueria barnesae (BLACK, 1959) 4,3 9,3 9,0 Braarudosphaera bigelowi (GRAN & BRAARUD, 1935) 0,3 los, e)A-) Russellia bukryi RISATTI, 1973 Lithraphidites carniolensis DEFLANDRE, 1963 3,0 est 2,0 Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, 1959 + 0,3 Ost Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 Op Biscutum constans (GORKA, 1957) 5,0 9,0 6,0 Cretarhabdus crenulatus (BRAMLETTE & MARTINI, 1964) Prediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKY, 1912) 10,0 14,0 je} Arkhangelskiella cymbiformis VEKSHINA, 1959 10,5 TsT lunsr? Zygodiscus diplogrammus (DEFLANDRE, 1954) 0,3 0,3 Cribrosphaerella ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912) 2,0 2,7 Parhabdolithus embergeri (NOEL, 1958) 0,3 257 + Eiffellithus eximius (STOVER, 1966) Scapholithus fossilis DEFLANDRE, 1954 + Chiastozygus litterarius (GORKA, 1957) KT, OST: 2,0 Kamptnerius magnificus DEFLANDRE, 1959 Urt 0,7 sr) Gartnerago obliquum (STRADNER, 196%) 1,0 0,7 0,3 Planulithus obscurus (DEFLANDRE, 1959) 0,3 Vagalapilla octoradlata GORKA, 1957 (one 053 Thoracosphaera operculata BRAMLETTE & MARTINI, 1964 0,5 0,7 Manivitella pemmatoidea (DEFLANDRE, 1965) 0,7 150 Lithraphidites cf. quadratus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 0,3 Parhabdolithus regularis (GORKA, 1957) 1,0 1,0 1,0 Rhagodiscus reniformis PERCH-NIELSEN, 1973 Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MARTINI, 1964 1,0 6,0 4,3 Prediscosphaera spinosa (BRAMLETTE & MARTINI, 1964) 0,7 Parhabdolithus splendens DEFLANDRE, 1954 0,3 Micula staurophora (GARDET, 1955) 39,7 21,0 15,0 Microrhabdulus stradneri BRAMLETTE & MARTINI, 1964 4,0 2,7 Vagalapilla stradneri (ROOD, HAY & BARNARD, 1971) 0,3 0,3 Eiffellithus trabeculatus (GORKA, 1957) 0,5 00,053 Eiffellithus turriseiffeli (DEFLANDRE, 1954) 9,0 7,0 8,0 Bidiscus sp. [O)Arf 1,0 (oe) Braarudosphaera sp. 0,3 Cretarhabdus sp. 1,0 1,7 Dam Lucianorhabdus sp. 2,0 0,3 Prediscosphaera sp. en 4,3 10,0 Zygodiscus sp. 0,3 0,5 Tabelle 1. Coccolithen-Taxa aus dem unteren bis mittleren Maastricht des Moosgrabens mit Angaben der prozentualen Häufigkeit der einzelnen Taxa. + = Vorkommen der Coccolithen, die unterhalb von 0,3 % liegen. 639 2, BIOSIRATIGRAPHTE Nach PerchH-Nietsen (1977) und Prraumann & Cepek (1982) gehören die drei untersuchten Proben zur Arkhangel- skiella cymbiformis-Zone. Dies entspricht der Zeit vom Un- ter-Maastricht bis zum unteren Mittel-Maastricht. Nach den eben genannten Autoren wird die Arkhangelskiella cymbi- formis- Zone durch das letzte Vorkommen von Quadrum tri- fidum (Strapner) und das erste Vorkommen von Lithraphi- dites quadratus Bramierte & Marrını definiert, Quadrum trifidum (Sirapner) wurde in keiner der drei Proben festgestellt. Die untere Grenze der A. oymbiformis- Zone muß also noch unterhalb der Fundschichten liegen. Da- für spricht auch die Abwesenheit von Bromsonia parca (STRADNER) und Quadrum gothicum (Drruanoee). Wie die Ergebnisse von anderen Fundorten gezeigt haben, sterben diese beiden Arten kurz vor dem letzten Vorkommen von Quadrum trıfidum (Sınaoner) aus. Nach Sıssinon (1977) be- Tabelle 2. - > Indexarten der ® S 97 STU- ’ Nannofossilien ROTH 1973 MARTINI 1976 VERBEEK 1977 FEN o5 En u u EIN Fake > 23 2 A a =} [2 MKA MKA 5 + A. cymbiformis & MKA o + MKA a go io oı Pe”) EB ee 92 M. mura-Zone 3 5 M. mura-Zone u M. murus-Zone on gg °= os Sa = 6 € I > M. mura 1 * M. mura * M. murus == »E | FE} ri * M. mura 33 u Fr A» e ® oder , 2 = & & | „5 | b& m. freauens r * N. frequens an Sin vo 2» R < ur : 5 : » " 2 ® in an | L. quadratus-Zone & L. quadratus-Zone fe 3 L. quadratus-Zone as L. quadratus | n = E 4 u e #* L. quadratus * L. quadratus ® i u ni 2 E © vo o = » De Bn < PR. levis 4 | A. eymbiformis-Zone 28 PR = »u Au = As 2a = g Ss r Tr. phacelosus 2 = > + T. trifidus — et —— + T. trifidus — 5 ah go T. trifidus & 5 s 5 de He} EEE | > R. anthoporus T. trifidus-Zone 5 Hi T. trifidus-Zone 5 S Q. trifidum-Zone n > oO= 2 . 7 . T. trifidus 2.5 a» S > * T. trifidus — O8] _ »T. trifidus — O2 21 %Q, trifidum = < au = < vo Stratigraphische Position der kretazischen Schichten im Moosgraben und Korrelation mit sechs verschiedenen Nanno- plankton-Zonierungen. A Arkhangelskiella E Lithrapbhidites M = Micula MKA = N = Nepbhrolithus R Reinhardtites Ab Tetralithus ir: = Tranolıthus a0H Ma stätigt das Vorkommen von Planulithus obscurus (DEFLAN- DRE), Gartnerago obliguum (STRADNER) und nach PERCH- Nieısen (1979) Parhabdolithus angustus (STRADNER) — ohne Broinsonia parca (STRADNER), Quadrum trifidum (STRADNER) und Quadrum gothicnm (DEFLANDRE) — die Zugehörigkeit der Fundschichten zur Zone der A. cymbiformis. Nach Sıs- sINGH (1977) treten diese zwei Arten zum letzten Mal in der von ihm aufgestellten Reinhardtites levis-Zone resp. im unte- ren Teil seiner Arkhangelskiella cymbiformis-Zone auf. Zur Abgrenzung der A. cymbiformis-Zone im Sinne anderer Au- toren vgl. Tab. 2. Das erste Vorkommen von Lithraphidites quadratus BRAMLETTE & Martını bestimmt die obere Grenze der Ark- hangelskiella cymbiformis-Zone. Diese Art wurde jedoch in keiner Probe gefunden. Nur Lithraphidites carniolensis Drr- LANDRE wurde in allen drei Proben festgestellt. In der Probe KA 1 wurde eine einziges Stück der Gattung Lithraphidites gefunden, das eindeutig nicht der Art Zithraphidites carnio- lensıs DEFLANDRE, aber auch nicht Lithraphidites quadratus BRAMLETTE & Marrını angehört. Es handelt sich möglicher- weise um eine Übergangsform (Taf. 5, Fig. 4) zwischen die- sen beiden Arten. Diese taxonomische Unsicherheit führte dazu, daß das Stück als Lithraphidites cf. quadratus Bram- LETTE & Marrını bestimmt wurde. Mehrheit der kretazıschen Coccolithen- Arten Letztes Auftreten einer Indexart erstes Auftreten einer Indexart Über die Zuordnung der Proben zu der A. cymbiformis- Zone kann kein Zweifel bestehen. Tab. 2 zeigt die stratigra- phische Position der Fundschichten im Moosgraben im Zo- nierungsschema sechs verschiedener Autoren. Es handelt sich um die Arkhangelskiella cymbiformis-Zone nach MarTını (1976), PErcH-Nieisen (1977) und Prraumann & ÖEPpEK (1981), den unteren Teil der Lithraphidites quadratus-Zone nach RortH (1973) und den oberen Teil der Quadrum trifi- dum-Zone nach VErBEEK (1977). Nach SıssinGH (1977) gehö- ren die Proben in den Bereich Reimbardtites levıs- (24) bis Arkhangelskiella cymbiformis-Zone (unterer und mittlerer Teil — 25a und b). Bei allen Autoren, außer VERBEEK (1977), spielt die durch das Aussterben von Q. trıfldum (= T. trıfidus) gekenn- zeichnete Grenze eine bedeutsame Rolle als Untergrenze der A. cymbiformis-Zone i. S. der vorliegenden Arbeit. Die Obergrenze der A. cymbiformis-Zone ist — mit Aus- nahme der Lithraphidites guadratus-Zone nach RoTH (1973) — auch bei den anderen Autoren von Tab. 2 durch das erste Auftreten von Lithraphidites quadratus BRAMLETTE & MAR- Tını bestimmt. Tabelle 2 zeigt, daß die Zuordnung der Coccolithenzonen zu den stratigraphischen Stufen durch unterschiedliche Ab- 641 grenzung der Zonen sowohl als auch der Maastricht-Gliede- rung in Unter-, Mittel- und Ober-Maastricht erschwert wird. Nach PercH-NiEısen (1977) und PrLaumann & C£pek (1982) gehören die Proben des Moosgrabens zum Unter- bis Mit- tel-Maastricht. Die Zuordnung der Proben zum Mittel-Maa- stricht entspricht der Zonierung von RoTH (1973) und Mar- rını (1976). Als Unter-Maastricht wären die Proben nach der SISSINGH 1977 PERCH-NIELSEN 1977 PFLAUMANN & ÖEPEK 1982 a = + N. frequens + A. cymbiformis & MKA„S + M. mura ‚3 » Sie En 5 M. mura-Zone Er M. mura-Zone In u 26 N. frequens-Zone Kies u. °s au * M. mura 22 — * M. mura og 18 » =| N. frequens-Zone 8 Ale} ag ı 0 - o= maps # N. frequens * N. frequens = Bor: c L. quadratus-Zone Hin L. quadratus-Zone | s » vo» ZEB= 2 »un © ar Ei 25 A. cymbiformis-Zone ae! E=E — # L. quadratus 0» * L. quadratus > *.b.. quadratuse au b os See a = ash “ r az» Be} o + R. leviis — 7 | A. eymbiformis-Zone Je A. cymbiformis-Zone | "7 Sn Ro 24 R. levis-Zone ai u» g2u | >» »2rg m noir] + Tr. phacelosus ae Se! Sele 23 Tr. phacelosus-Zone 5 ? + T. trifidus — 558 + T. trifidus Set + T. trifidus sa Tas ao a © 2 z d ) » FI \ r + R. anthoporus — T. trifidus-Zone DAS T. trifidus-Zone O5 22 T. trifidus-Zone uE EIER ses « T. trifidus en * T. trifidus * T. trifidus —SS=- Zonierung von VERBEEK (1977) einzuordnen. Nach SıssinGH (1977) entsprechen die Fundschichten im Moosgraben dem Bereich zwischen oberstem Unter-Maastricht und unterem Ober-Maastricht. Mit Ausnahme von Eiffellithus eximius (STOVER) aus dem Ober-Turon bis Campan wurden keine aufgearbeiteten Coc- colithen festgestellt. EITERATUR Han, H. & HERM, D. (1983): Die Foraminiferen de Inoceramen- Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maa- stricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). — Zit- teliana, 10: 613-635, 2 Abb., 4 Taf., München. Hay, W. W. (1965): Calcareous Nannofossils. — In: KUMMEL, B. & RAup, D.: Handbook of Paleontological Techniques: 3-7; San Francisco, London (Freeman). MARTINI, E. (1976): Cretaceous to Recent Calcareous Nannoplank- ton from the Central Pacific Ocean (DSDP Leg 33). — In: SCHLANGER, $. O., JACKSON, E.D. et al.: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 33: 383-423, 1 Fig., 6 Tab., 13 Taf.; Washington. PERCH-NIELSEN, K. (1977): Albian to Pleistocene Calcareous Nan- nofossils from the Western South Atlantic, DSDP Leg 39. — In: SupkO, P. R., PERCH-NIELSEN, K. etal.: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 39: 699-823, 1 Fig., Tab. 23, Taf. 50; Washington. — — (1979): Calcareous Nannofossils from the Cretaceous bet- ween the North Sea and the Mediterranean. — Aspekte der Kreide Europas. IUGS Series A, No. 6: 223-272, 24 Fig., 2 Taf.; Stuttgart. r PFLAUMANN, U. & CEPER, P. (1982): Cretaceous Foraminiferal and Nannoplankton Biostratigraphy and Paleoecology along the West African Continental Margin. — In: RAD, U. v., Hınz, K., SARNTHEIM, M. & SEIBOLD, E.: Geology of the North- west African Continental Margin: 309-353, 9 Fig., 3 Tab.; Berlin, Heidelberg, New York. ROTH, P. H. (1973): Calcareous Nannofossils —- Leg 17, Deep Sea Drilling Project. — In: WINTERER, E. L., EwING, ]J. I. et al.: Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 17: 695-795, 2 Fig., 9 Tab., 27 Taf.; Washington. SISSINGH, W. (1977): Biostratigraphy of Cretaceous Calcareous Nannoplankton. — Geologie en Mijnbouw, 56, (1): 37-65, 16 Fig., 1 Taf.; Den Haag. VERBEEK, J. W. (1977): Calcareous Nannoplankton Biostratigraphy of Middle and Upper Cretaceous Deposits in Tunisia, Sou- thern Spain and France. — Utrecht Micropal. Bull. 16: 1-157, 21 Fig., 12 Taf.; Utrecht. Tafel 1 Alle Fig.: Vergr. 3600fach Fig. 1: Eiffellithus turriseiffeli (DEFLANDRE, 1954) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° Fig. 2: Cribrosphaerella ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 3: Cribrosphaerella cf. ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912) a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 4: Prediscosphaera spinosa (BRAMLETTE & MARTINI, 1964) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 5: Biscutum constans (GORKA, 1957) a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 6: Eiffellithus eximius (STOVER, 1966) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 7: Prediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKY, 1912) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° {ng} [ee] a o - 3 g Ss == Kb} o = N CEPER, P. Tafel 2 Alle Fig.: Vergr. 3600fach Fig. 1: Manivitella pemmatoidea (DEFLANDRE, 1965) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° Fig. [597 : Markalius astroporus STRADNER, 1963 a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 3: Watznaueria barnesae (BLACK, 1959) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° Fig. 4: Rhagodiscus reniformis PERCH-NIELSEN, 1973 a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° Fig. 5: Cretarhabdus crenulatus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° ca [ee] ic» oO -_ S S os ao ne . N Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. m Tafel 3 Alle Fig.: Vergr. 3600fach Microrbabdulus stradneri BRAMLETTE & MARTINI, 1964 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° : Ceratolithoides aculeus (STRADNER, 1961) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° : Chiastozygus litterarins (GORKA, 1957) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° : Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, 1959 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° : Parhabdolithus regularıs (GORKA, 1957) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Zitteliana 10, 1983 Ceprk, P. Tafel 3 Tafel 4 Alle Fig.: Vergr. 3600fach Fig. 1: Micula staurophora (GARDET, 1955) a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° mn : Planulithus obscurus (DEFLANDRE, 1959) a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. Fig. 3: Vagalapılla octoradiata GORKA, 1957 a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 4: Russellia bukryi RısATTı, 1973 a Phasen-Kontrast b x-Nicol c x-Nicol + 45° Fig. 5: Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 6: Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MARTINI, 1964 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 7: Scapholithus fossilis DEFLANDRE, 1954 a Phasen-Kontrast b x-Nicol Zitteliana 10, 1983 Cepek, P. Tafel 5 Alle Fig.: Vergr. 3600fach Fig. 1: Braarndospharea bigelowi (GRAN & BRAARUND, 1935) a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 2: Kamptnerins magnificus DEFLANDRE, 1959 a Phasen-Kontrast b x-Nicol Fig. 3: Arkhangelskiella cymbiformis VEKSHINA, 1959 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 4: Lithraphidites cf. guadratus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 a Phasen-Kontrast b x-Nicol ce x-Nicol + 45° Fig. 5: Lithraphidites carnıolensis DEFLANDRE, 1963 a Phasen-Kontrast b x-Nicol Zitteliana 10, 1983 CEPEK, P. 653 ISSN 0373 — 9627 Die Belemniten der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigraphische Bedeutung MAX-GOTTHARD SCHULZ & FRIEDRICH SCHMID*) Mit 7 Abbildungen und 1 Tafel KURZFASSUNG Aus den Inoceramen-Mergeln in der Buntmergelserie (Nord-Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens bei Siegsdorf in Oberbayern konnte eine umfangreiche Belemniten-Fauna geborgen werden. Mit Ausnahme eines Einzelexemplares von Belemnitella pulchra ScHuız (erster Nachweis in S- Deutschland) gehören alle Rostren zu Belemnella gracilis (ARCHANGELSKY). Nach dem gemeinsamen Vorkommen die- ser beiden Arten muß die Moos-Graben-Fauna in den tiefsten Teil des Oberen Unter-Maastricht, untere bis mittlere B. su- mensis-Zone eingestuft werden. ABSTRACT A large number of belemnites has been collected from the Inoceramus-Marls in the Buntmergelserie (northern facies of the Ultrahelvetic zone) of the Moos-Graben near Siegsdorf in Bavaria. Apart from a single specimen of Belemnitella pul- chra ScHuLz (first record from S. Germany) the belemnite fauna consists exclusively of Belemnella gracilis (ARCHANGEL- sky). The association of these two species proves that the fauna of the Moos-Graben belongs to the lower to middle part of the B. sumensis zone, upper Lower Maastrichtian. 2 EINLEITUNG Nachdem wir kürzlich im Rahmen der Bearbeitung einer kleinen Belemniten-Population aus dem bayerischen Helve- tikum bei Adelholzen (SchmiD & Schurz 1979) zeigen konn- ten, daß Belemniten in der alpinen Oberkreide häufiger als erwartet vorkommen und für die „‚Nord-Süd-Korrelation“ bestens geeignet sind, wurden wir von den Münchener Kolle- gen H. Hacn und D. Herm aufgefordert, die Belemniten ei- nes neuen Fundpunktes in der Buntmergelserie des Ultrahel- vetikums (sogen. Inoceramen-Mergel) zu bearbeiten. Die genaue geographische Lage dieses im Moos-Graben bei Siegsdorf gelegenen Fundpunktes sowie die geologische Sıtua- *) M.-G. SCHULZ, Geologisch-Paläontologisches Institut und Mu- seum der Universität, Olshausenstr. 40/60, D-2300 Kiel; F. SCHMID, Niedersächsisches Landesamt für Bodenforschung, Postfach 510153, D-3000 Hannover 51. tion und die Lithologie sind in Hacn et al. (1981) und in Hacn & Herm (1983, dieser Band, S. 613) beschrieben (Abb. 1). Die Untersuchung dieser Belemniten erschien um so reiz- voller, als zusammen mit den Belemniten andere stratigra- phisch wichtige Faunenelemente (Foraminiferen, Inocera- men, Ammoniten, Echiniden, Crinoiden) gefunden wurden und parallel von Spezialisten bearbeitet werden (Han & Herm 1983; Schurz 1983; beide dieser Band). Das erstaunlich umfangreiche Belemniten-Material wurde uns zum Teil von den Münchener Kollegen und Herrn R. SCHMID (Haslach, Traunstein) zur Bearbeitung übergeben, wofür wir herzlich danken; zum Teil entstammt es eigenen Aufsammlungen. Die Präparations-, Abguß- und Photoarbeiten wurden von den Herren W. REIMERS (Kiel), H. AXMANN und B. WATERSTRADT (Hannover) in bewährter Weise durchgeführt. Auch ihnen sind wir zu Dank verpflichtet. 654 Galon-Graben " HACHAUER MOOS n © Blaser Hutte Abb. 1. Lageskizze des Fundpunktes im Moosgraben, SE Siegsdorf. 2: DIE BELEMNITENFAUNA 2.1 ALLGEMEINES Aus der 2-3 m mächtigen Fundschicht liegen uns über 30 einigermaßen vollständige Rostren und zahlreiche Fragmente vor. Die Rostren sind erstaunlich wenig tektonisch defor- miertund gut erhalten. Allerdings sind sie zum großen Teil als isolierte Bruchstücke eingebettet worden. Verglichen mit der etwa gleichalten Belemniten-Fauna aus dem Helvetikum von Adelholzen (SchmiD & ScHurz 1979) sind die Rostren häufi- ger angebohrt und mit Epizoen (Dimyodon, Serpeln u. a.) bewachsen; auch sind die Alveolen kaum pyritisiert und da- durch wesentlich besser erhalten. Dies würde nach der Theo- rie von ScHurz (1979, S. 46) für eine im Vergleich zu Adelhol- zen langsamere Einbettung sprechen. Wie beim Adelholzener Material wurden alle vollständige- ren Exemplare, die nicht ohne weiteres dorsoventral gespal- ten werden konnten, zunächst photographiert und abgegos- sen, dann mit einer sehr dünnen (0,3 mm) Säge von der Dor- salseite her angesägt und erst danach gespalten. 2.2 GATTUNG BELEMNELLA 2.2.1 Merkmale Die im Folgenden zur Beschreibung der Belemnellen ver- wendeten Merkmale sind ausführlich in Schurz (1979, S. DES INOCERAMEN-MERGELS 13 ff.) definiert. Die Grundmeßwerte sind in Abb. 2 darge- stellt. Wichtigste Merkmale zur Unterscheidung der ver- schiedenen Arten der Gattung Belemnella sind die Gestalt der Rostren im Ventralaspekt (AV), und die normierte Länge des Rostrum solidum (Lsn), die sich nach den folgenden Formeln aus den in Abb. 2 dargestellten Meßwerten berech- nen lassen: AV = (Bs - Be) : 100 : Bp [%] Lsn = Ls + WQs : (13,5 -— Dp) [mm] Die AV-Werte sind für keulenförmige Rostren (Bs>Be) positiv, für kegelförmige (Bs Abb. 2. Meßwerte zur Erfassung der Rostrenform. B = Breite, D = Dicke, L = Länge. 5 10 15 mm Abb. 3. Wachstumskurven von 5 Exemplaren von Belemnella gra- cilis aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens. 655 Frühontogenetischer Schlitzbodenwinkel (WS1): der Winkel zwischen dem ersten inneren Abschnitt des Schlitzbodens und der Alveolenachse. Schlitzbodenwinkel (WS): der Winkel zwischen der Geraden, welche die beiden Enden des Schlitzbodens ver- bindet, und der Alveolenachse. Die Belemnellen des Moosgrabens sind durch elongate, schwach keulenförmige, apikal regelmäßig zugespitzte Ro- stren gekennzeichnet. Trotz relativ großer Variationsbreite gehören sie wahrscheinlich alle zu derselben Art: Belemnella gracılis (ARCHANGELSKY, 1912) Abb. 5; Taf. 1, Fig. 1-11 1912 Belemnitella lanceolata SCHLTH. var. gracilis m. — ARCHAN- GELSKY: Taf. 9, Fig. 5. 1958 Belemnitella lanceolata (SINZOW) var. gracilis ARKHANGEL- skll. — NiKITIN: Taf. 22, Fig. 1-3. 1962 Belemnitella lanceolata lanceolata (SCHLOTHEIM, 1813). — KongieL: Taf. 9, Fig. 7-9 (non 10-12). 1979 Belemnella (B.) gracilis (ARCHANGELSKY, 1912). — SCHULZ: Taf. 3, Fig. 1-7. 1979 Belemnella gracılis (ARCHANGELSKY 1912). — SCHMID & ScHuLz: Taf. 1, Fig. 1-3. Holotypus: Das von ArcHanceisky (1912, Taf. 9, Fig. 5) abgebildete Exemplar von Saratow (Wolga-Gebiet). Diagnose: vgl. Schurz 1979, S. 100. Material: 31 relativ vollständige Exemplare und zahlrei- che Fragmente. Biometrie: Die Belemnella-Population des Moosgra- bens hat einen AV-Mittelwert von 8,9% und einen Lsn-Mit- telwert von 77,8 mm. Sie kann damit eindeutig zu Belemnella gracılis gestellt werden (Abb. 4). Von den 27 Exemplaren, bei denen AV und Lsn bestimmt werden konnten, liegen nur 7 außerhalb des B. graczlis-Feldes. Sie dürften dennoch zu B. gracilis gehören (Extremvarianten). Davon zeigen 2 Ex- emplare ungewöhnlich hohe Lsn-Werte, wie sie sonst nur von Belemnella longissima Schuız, 1979 erreicht werden. Das hier behandelte Material stellt die bisher beste und um- fangreichste Population von B. gracıilis dar. Aus diesem Grunde haben wir auch die diagnostisch weniger wichtigen „inneren“ Merkmale dargestellt (Abb. 5, 6). Vergleiche: Die Moos-Graben-Population stimmt weit- gehend mit der von Adelholzen überein. Die Variationsbreite ist etwas größer und der Lsn-Mittelwert liegt merklich höher als bei der Adelholzen-Population. Allerdings dürfte der von uns 1979 für die Adelholzen-Population errechnete Lsn-Mit- telwert von 72 mm etwas zu niedrig sein, da wir mit dem wahrscheinlich zu kleinen Umrechnungsfaktor WQs = 3 (be- stimmt aus nur 2 Wachstumskurven) gearbeitet hatten und die Mehrzahl der Rostren von Adelholzen kleinere Dp-Werte als der Dpn-Wert von 13,5 mm aufweist. Mit dem wahr- scheinlich richtigeren Umrechnungsfaktor von WQs = 4, der für die Moos-Graben-Population ermittelt wurde, berechnet, liegt der Lsn-Mittelwert der Adelholzen-Population bei 75 mm. Dieser berichtigte Wert wurde zum Vergleich in das Bestimmungsdiagramm (Abb. 4) eingetragen. Die süddeutschen Exemplare von B. gracilis stimmen recht gut mit den wenigen aus der borealen Schreibkreide von 656 mm Lsn 50 B. sumensis B.cimbrica B. obtusa B. pseudobtusa 60 B. inflata B. fastigata 70 % B.desnensis 80 B.lanceolata 90 B. longissima 100 AV Tr” T a) En un Een Ken ze Bü —. 2 60 50 40 30 20 10 0 -10% Abb. 4. Beziehung zwischen der Normlänge des Rostrum solidum (Lsn) und der Rostrenform im Ventralaspekt (AV) bei Belemnella gracılis aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens, eingetragen in das Bestimmungsdiagramm für die Gattung Belemnella (nach SCHULZ 1979, Abb. 53). - Quadrate: Einzel- exemplare aus dem Moos-Graben. Stern: Mittelwert der Moos-Graben-,,Population“. Kreis: Mittelwert der Adelholzen-Population zum Vergleich (s. S. 655 und SCHMID & SCHULZ, 1979) NW-Deutschland und Dänemark bekannten Vertretern die- ser Art überein (vgl. SchmiD & ScHurz 1979, Abb. 3-7). Die Schreibkreide-Individuen sind allerdings durchweg etwas größer und haben wahrscheinlich deshalb einen stärker abge- setzten Mucro. 2.3 GATTUNG BELEMNITELLA Ein einziges Rostrum der Belemniten-Kollektion aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens gehört nicht zu Be- lemnella gracilis. Obgleich das Einzelstück nicht spaltbar ist und wegen seiner besonderen Bedeutung von uns vorerst nicht angeschliffen wurde, kann es auf Grund des geraden Verlaufes der dorsolateralen Doppellinien und anderer Skulp- turelemente eindeutig der Gattung Belemnitella zugeordnet werden. Das Rostrum zeichnet sich durch seine geringe Größe (Dp = 7,0-7,3 mm) und die für einen Vertreter der Gattung Belemnitella außerordentlich schlanke, zierliche Gestalt aus. Trotz seiner geringen Größe zeigt das Rostrum besonders auf der Ventralseite eine ausgeprägte Skulptur, weshalb es + ausgewachsen sein dürfte. Im Bereich des Ro- strum cavum, etwa bis zum Protoconch bewirken reich ver- zweigte Gefäßeindrücke eine runzelige Oberfläche. Dahinter werden die Gefäßeindrücke feiner. In diesem Bereich beginnt eine ebenfalls feine, aber deutliche Längsstriemung, die zu- sammen mit den Gefäßeindrücken eine typische „‚Pseudo- granulation“ ergibt. Im hinteren Drittel des Rostrum solidum ist nur noch eine schwache Längsstriemung zu erkennen, die im Apikalbereich schließlich verschwindet. Ein auffälliges Skulpturelement auf den Lateralseiten des Rostrums ist ein fast parallel zur Rostrenachse verlaufender, schmaler, stark eingetiefter Gefäßeindruck im vorderen Teil des Rostrum so- lıdum. Durch die gesamte Skulptur, die geringe Größe und die schlanke, zierliche Gestalt kann das Rostrum eindeutig als Belemnitella pulchra ScHuız, 1982 bestimmt werden, die bis- her nur aus NW-Deutschland (Kronsmoor) und Polen (Weichseldurchbruch) bekannt war (ScHurz 1982, S. 287). — f Abb. 5. b ll ee g aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens. X 2. Originale: Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie Nr. 1977 XX1/1 (a) bis 9 (i). 101 _ [oe 815 x 61 4 2 10 12 101_— a 815 x 6-4 [A 2 1 Abb. 6. 10 a ;lE x 6-1 fA 72 WA 16 18° 40 104 — b a 815 x 614 4 2 SW 3 4mm 20 80 40 h 120 60 l } a re | Vereinfachte Zeichnungen des dorsoventral gespaltenen Rostrum cavum von Belemnella gracıilıs WS 80 100° Verteilungskurven für die „inneren“ Merkmale von Belemnella gracılis aus den Inoceramen- Mergeln des Moos-Grabens. - a: Alveolenwinkel (WA), b: Schatsky-Wert (SW), c: Frühontogenetischer Schlitzbodenwinkel (WS 1), d: Schlitzbodenwinkel (WS) 657 658 3: SIRATIGRAPHISCHE EINSPUFUNG In der borealen Schreibkreide NW-Deutschlands und Dä- nemarks ist Belemnella gracilis auf das Obere Unter-Maas- tricht (B. sumensis- bis B. cimbrica-Zone) beschränkt (Abb. 7). Wie schon die B. gracilis führenden Pattenauer Schichten der Nordfazies des Helvetikum (SCHMID & SCHULZ 1979) dürften auch die Inoceramen-Mergel in der Buntmergel- SCHULZ & SCHMID 1982 Belemnella (Belemnella) B.(P)desnensis Profil Kronsmoor - Hemmoor B(P)inflata B (?B.)ct. praearkhangelskii Belemnitella pulchra B.(B )lanceolata B.(B.)longissima B.(B.)gracilis BE 1| 3 (8. )fastigata B (P)pseudobtusa serie des Moos-Grabens (Nord-Ultrahelvetikum) in den ge- nannten stratigraphischen Bereich einzustufen sein. Die für B. graalis relativ hohen Mittelwerte von AV = 8,990 und Lsn = 77,8 mm der Moos-Graben-Population spre- chen eher für eine Einstufung in die B. sumensis-Zone (vgl. Schurz 1979, S. 100, Abb. 35, 36). Belemnella (Pachybelemnella) Vorkommen häufig gewöhnlich selten vereinzelt vermutet Belemnella-Zonen B(P)obtusa B (P)sumensis B(P)cimbrica fastigata-Zone cimbrica-Zone sumensis -Zone | UNTERMAASTRICHT obtusa-Zone pseudobtusa-Z. Abb. 7. lanceolata-Zone Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belemniten-Arten im Unter-Maastricht des Richtprofils für die boreale Schreibkreide NW-Deutschlands (Kronsmoor - Hemmoor) und Zonengliede- rung (aus SCHULZ 1979, Abb. 65, ergänzt nach ScHuLz 1982, Tab. 1). Nach dem gemeinsamen Vorkommen von Belemnella gracilis und Belemnitella pulchra ist der Inocera- men-Mergel in der ultrahelvetischen Buntmergelserie des Moosgrabens mit der unteren Hälfte der B. su- mensis-Zone (28-40 m-Marke) des Kronsmoor-Hemmoor-Profils zu korrelieren. Die zweite im Moos-Graben nachgewiesene Belemniten- Art Belemnitella pulchra reicht in NW-Deutschland (Kronsmoor) nur bis zur mittleren B. sumensis-Zone (vgl. Abb. 7 und Scnuız 1979, Tab. 7). Unter der Voraussetzung, daß die stratigraphische Reichweite von B. pulchra im Kronsmoor-Hemmoor-Profil weitgehend erfaßt ist, kann damit die Einstufung der Inoceramen-Mergel noch stärker eingeengt werden. 659 Nach dem gemeinsamen Auftreten von Belemnella graclıs (vermutlich frühe Form) und Belemnitella pulchra muß die Moos-Graben-Fauna in den tiefsten Teil des Oberen Un- ter-Maastricht, untere bis mittlere B. sumensis-Zone einge- stuft werden. Konkret können die Inoceramen-Mergel in der Buntmergelserie des Moosgrabens mit einem ca. 12 m mäch- tigen Bereich des Kronsmoor-Hemmoor-Profils (28-40 m- Marke), in dem das gesamte Unter-Maastricht 86 m mächtig ist, korreliert werden (Abb. 7). 4. ANGEFÜHRTE SCHRIFTEN ARCHANGELSKY, A. D. (1912): Die Oberkreide-Ablagerungen im Osten des europäischen Rußland. — Mater. Geol. Ross., 25, 631 S., 18 Abb., 10 Taf.; SPB. - [russisch] Hacn, H. & HERM, D. (1983): Die Foraminiferen der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter- Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). — Zitteliana, 10, S. 613-635, 1 Abb., 4 Taf., München. — — ,‚HERM, D., Marz, H. & MaRTINI, E. (1981): Moos-Graben, Oberlauf. - In: HAGn, H.: Die Bayerischen Alpen und ıhr Vorland in mikropaläontologischer Sicht. - Geologica Bavari- ca, 82, S. 112-115; München. KonGiEL, R. (1962): On belemnites from Maastrichtian, Campanian and Santonian sediments in the Middle Vistula valley (Central Poland). — Prace Muzeum Ziemi, 5, S. 3-148, 130 Abb., 21 Taf.; Warszawa. Nikıtin, I. I. (1958): Oberkreidebelemniten des Nordost-Flügels der Dnjepr-Donez-Senke. -— Akad. Nauk Ukr. RSR, Trudy Inst. Geol. Nauk, Ser. Stratigr. ı. Paleont., 20, 92 S., 23 Taf.; Kiew. - [ukrainisch] SCHMID, F. & ScHuLz, M.-G. (1979): Belemnella gracılis (Ar- CHANGELSKY) von Adelholzen bei Siegsdorf in Oberbayern. — Aspekte der Kreide Europas. IUGS Series A, 6, S. 151-158, 7 Abb., 1 Tab., 1 Taf.; Stuttgart. SCHULZ, M.-G. (1979): Morphometrisch-variationsstatistische Un- tersuchungen zur Phylogenie der Belemniten-Gattung Be- lemnella im Untermaastricht NW-Europas. — Geol. Jb., A 47, S. 3-157, 66 Abb., 7 Tab., 12 Taf.; Hannover. — — (1982): Erster Nachweis der Belemnitengattung Belemnitella (B. pulchra n. sp.) im mittleren Untermaastricht NW- Deutschlands. - Geol. Jb., A 61, S. 279-293, 5 Abb., 1 Tab., 1 Taf.; Hannover. — — (1983): Die Echinodermen der Inoceramen-Mergel (Bunt- mergelserie, Ultrahelverikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern).— Zitteliana, 10, S. 715-723, 3 Abb., 1 Taf., München. Tafel 1 Alle Rostren sind mit Ammoniumchlorid geweißt und in natürlicher Größe abgebildet. Auf allen in Ventralansicht abgebildeten Belemnellen ist die Lage des Protoconchs durch einen schwarzen Strich markiert. Die abgebildeten Exemplare sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie unter den angegebenen Nummern hinterlegt. Photographien: H. AxMANN, Hannover. Fig. 1-11: Belemnella gracilis (ARCHANGELSKY, 1912) aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens (Oberes Unter-Maastricht, B. sumensis-Zone). Fig. m Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 10: vonoaıuı a ww 1: Nr. : Nr. (Ventralseite rechts). Nr. Nr. Nr Nr. Nr. Nr. Nr. Nr. 1977 XX1/10; a: Ventral-, b: Lateral- (Ventralseite links), c: Dorsal-Ansicht. 1977 XXV 8; leicht korrodiertes Rostrum; a: Ventral-, b: Lateral-Ansicht 1977 XXV/11; a: Ventral-, b: Lateral-Ansicht (Ventralseite links). 1977 XXV/12; a:Ventral-, b: Lateral-Ansicht (Ventralseite links). . 1977 XXV/13; ungewöhnlich elongates Rostrum; Ventralansicht. 1977 XXV/14; Ventralansicht. 1977 XXV 15; Ventralansicht. 1977 XXV/16; Rostrum mit pathologischem Ventralschlitz; Ventralansicht. 1977 XXV/ 17; leicht korrodiertes Rostrum; a: Ventral-, b: Lateralansicht, (Ventralseite links). 1977 XXV/18; juveniles Rostrum; Ventralansicht. Fig. 11: Nr. 1977 XX1/19; juveniles Rostrum; Ventralansicht. Fig. 12: Belemnitella pulchra SCHULZ, 1982 aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens (Oberes Unter-Maastricht, B. sumensis-Zone). Nr. 1977 XX1/20; a: Ventral-, b: Lateral- (Ventralseite links), c: Dorsal-Ansicht. Zitteliana 10, 1983 ‚M.-G. & ScHmip, F. Tafel 1 u 3 München, 1.Jul 198 ISSN 0373 007 The Cretaceous-Tertiary boundary in Sopelana (Biscay, Basque Country) By MARCOS A. LAMOLDA, X. ORUE-ETXEBARRIA & FRANCA PROTO-DECIMA*) With 6 text figures ABSTRACT The Sopelana section in the Basque Country (Northern Spain) is a locality with a well exposed outcrop of the Creta- ceous-Tertiary boundary, like the well known Zumaya sec- tion. A detailed sequence 12 m thick has been studied, and its planktonic foraminifera and calcareous nannoplankton has been classified. The first occurrence of Globigerina (E.) eu- gubina is afew centimeters above the extinction of upper Cre- taceous planktonic foraminifera. Several changes occur in the associations, of both planktonic foraminifera and calcareous nannoplankton, prior to the C/T boundary, mainly in the number of species and the abundance of specimens. A Thora- cosphaera spp. flood occurs at the lowermost eugubina zone, meanwhile the planktonic foraminifera are sparse. Correla- tions with other sections show some minor changes in deposi- tion rates, that make it difficult to establish the biostratigra- phy of the C/T boundary. KURZFASSUNG Das Sopelana Profil (Baskenland, N-Spanien) zeigt gut aufgeschlossen die Kreide/Tertiärgrenze, gleichermaßen wie das Zumaya Profil. Ein Detailprofil von 12 km wurde auf planktonische Foraminiferen und kalkiges Nannoplankton untersucht. Das erste Auftreten von Globigerina (E). engn- bina liegt wenige Zentimeter über dem Aussetzen der kretazi- schen planktonischen Foraminiferen. Verschiedene Schwan- kungen in den Vergesellschaftungen der planktonischen Fo- raminiferen und des kalkigen Nannoplankton (hauptsächlich in der Diversität und Häufigkeitsverteilung der Arten) treten vor der Kreide/Tertiärgrenze auf. Eine Thoracosphaera- Blüte findet sich in der untersten eugubina-Zone, während die planktonischen Formaniniferen noch dünn gesät sind. Korrelationen mit anderen Profilen zeigen einige geringfügige Schwankungen in der Sedimentationsrate, die eine genaue Biostratigraphie an der Kreide/Tertiär-Grenz erschweren. INTRODUCTION The Basque-Cantabric Basin in Northern Spain is limited by the Pyrenees to the east, the Asturian Massif to the west and the Ebro and Duero Basins to the south. In its northern central area there is the Flysch zone, characterised by sedi- mentary rocks from Albian to Middle Eocene ages, princi- pally of a flysch nature (Figure 1). *) M. A. LAMOLDA and X. ORUE-ETXEBARRIA, Universidad del Pais Vasco, Facultad de Ciencias, Apartado 644, Bilbao-Spain; F. PROTO-DECIMA, Istituto di Geologia dell’Universita, Via Giotto, 1, 35100 Padova, Italia. Consiglio Nazionale delle Ricerche Italia- no, gruppo Paleontologia stratigrafica ed Evoluzione. BAY or BISCAY MI ZUN bastıa Al. TERTIARY 50 km Fig. 1. Geographical and geological situation of the Sopelana sec- tion (inspired in MANGUIN &RAT, 1962). 664 Flysch sedimentation is not continued in some time-inter- vals and geographic areas. Limestones, marlstones and marls, rich in planktonic foraminifera and coccoliths, occur in some cases like the Cretaceous-Tertiary boundary, from Upper Maastrichtian to Upper Paleocene-lowermost Eocene ages. A paleogeographical model has been proposed by Prazıar (1975): in this a trough oriented NW-SE received turbiditic sediments from continental margins with a prevalent calcare- ous sedimentation. There are several outcrops of the C/T boundary from Bil- bao to Biarritz; Zumaya, on the Guipuzcoan coast, is the best known. Gömzz de LrarenA (1954, 1956), Herm (1965), von HiLLEBrAnDT (1965), KareLLos (1974) and PErCIvAL & FISCHER eugubina zone | e\T 7 r — ——/ e SEN : u ESS RN mr zum? NZSEN Fig. 2. The Cretaceous-Tertiary boundary in Sopelan (Basque Country). (1977) are some of the more interesting micropaleontological papers. Another interesting locality is near Biarritz, referred to by Srtuarr-MENTEATH (1894) and de LaprarEnT (1918), and whose nannoflora has recently been studied by PErcH-NieL- sEN (1979). There are other outcrops of the C/T boundary referred to in the regional bibliography of Biscay and Guipuzcoa Provin- ces, Rar (1959), Cıry and al. (1967), Campos (1979), LAMOL- DA, RODRIGUEZ-LAZARO & WIEDMANN (1981), etc., all in the typical facies of this flysch zone. We have studied one of the- se, in the cliffs of Atxibiribil and Larrabasterra beaches, near Sopelana, N of Bilbao (Figure 2), referred to by de JORGE (1963), Rat (1959) and Bıyvank (1967). Uniformity of lithology is the principal characteristic of the stratigraphic sequence of the upper Maastrichtian-Upper Pa- leocene ages in the coastal area of the Basque Country. Rocks of Upper Maastrichtian age show alternation of limestones and grey marls with ammonites, inoceramids, echinoids and ichnofossils, Rar (1959), WıEDmann (1969). The top of this sequence has more marls and its colour is reddish and greenish more than grey. Foraminifera and coccoliths are always pre- sent and abundant. Above these reddish marls and marlstones there is alevel, 25-40 cm thick, made up of brown grey marls that marks the basal Paleocene. Above this level, a new alter- nation of limestones and grey marls occurs. Red an pink co- lours are present in the known sections at different positions, sometimes from basal beds other times several meters above. Echinoids are found, Prazıar et al. (1975), and ichnofossils at several levels. LITHOFACIES OF THE CRETACEOUS-TERTIARY BOUNDARY IN SOPELANA nl ot ——« 010 trinidadensis z pP L} zaz=N edita z PALEOCENE eugubina z SOPELANA SECTION limestones marlstones marls net surface mayaroensis A MAASTRICHTIAN Be BG —toraminifera # Fr 7 EEE EEE Vanıshing % of nannoplankton species Fig. 3. The Sopelana section: changes in its planktonic mierofossils. 1: ratio between number of specimens belong to the Heterohelicidae and Globotruncana (2 keels). 2: ratio between number of specimens of R. fructicosa (Egger) and P. acervulinoides (Egger). The studied detailed section is 12 m thick, from latest Maa- strichtian to Lower Paleocene age. The upper Maastrichtian A. mayaroensis zone is 55 m thick (Figure 3) with reddish and purple marls and an important intercalation of grey lime- stones and marls. The rate of sedimentation is 30 bubnoff (30 m/M. y.), for a duration of A. mayaroensis zone of 1,8 M. y., which is slower than in Zumaya, 40-80 b. accordingto PErcıvaL & FiscHEr (1977). The top of the purple marls has a distinct burrowed surface. Organic activity of detritivorous animals is high, as is shown by the many, partially disolved foraminiferal tests found in these beds, either isolated or in tubular clusters. 665 Above the purple marls are 32 cm of brown grey marls; the basal2 cm are richer in clay and their colour is browner. They represent the start of paleocene times. Above this bed one finds an alternation of grey and pink limestones, mostly mi- eritic and marls. Thickness of beds is about 20-30 cm for the limestones and 2-4 cm, exceptionally 10 cm, for the marls, bed boundaries are distinct in the basal part, later they become gradual. The rate of sedimentation is near to 4 bubnoff for a duration of G. (E.) edita Zone of IM. y. Thisrate is 7to 8 t- mes slower than in the Upper Maastrichtian age. In general, the rate of sedimentation is 2-3 times slower in Sopelana than in Zumaya. BIOSTRATIGRAPEN The A. mayaroensis Zone, G. (E.) eugubina Zone, G. (E). edita Zone and G. (E.) trinidadensis Zone of planktonic fo- raminifera have been found in the Sopelana section. In addi- tion the calcareous nannoplankton zones of M. murus, M. prinsüi, M. inversus and C. tennis have been identified. The presence of C. danicus zone is uncertain because no ty- pical C. danicus has been found in the section. Foraminifera. These are found in rich associations, mainly in A. mayaroensis Zone. Planktonic foraminifera are dominant throughout the Sopelana section, only in the Lo- wermost Paleocene are benthonic foraminifera more abun- dantthan planktonic ones. The number of planktonic forami- nifera species found in A. mayaroensis Zone is 47, mostly with few specimens. The more abundant and common species are: Globotruncana arca (Cusuman), Globotruncanita stuar- tiformis (Dausıez), Globotruncana contusa (CusHMAN), G. falsostuarti Sıcar, Globotruncanella havanensıs (VooR- wıJK), Racemiguembelina fructicosa (EGGer), Planoglobulina acervulinoides (EGGER), Psendotextularia elegans (RzEHAk), Heterohelix spp., etc. The species Abathomphalus mayaro- ensis (BoLLi), although generally present, is not abundant and we have found no specimens in the last 1,5 m of the purple marls. The lower boundary of A. mayaroensis Zone is defined by the appearance of that species, the upper boundary is defined by the extintion of the Cretaceous planktonic foraminifera. The foraminiferal association of the lower part of A. mayaro- ensis Zone is dominated by a species of Globotruncana, such as the G. arca and G. falsostuarti groups. Other specimens have been identified as G. insignis, G. rosetta, G. stephenso- ni, G. patelliformis and G. walfischensis. Toward the upper part of this zone, the spiroconvex species, such as G. orienta- lıs, G. esnehensis, G. patelliformis, G. walfischensis and Globotruncanella piramidalis occur in higher numbers. We have observed several changes in the planktonic foraminiferal association in the last half meter of purple marl: a) the Hete- rohelicidae are more abundant than twin keeled Globotrun- cana spp., which were the more abundant species during most ofthe A. mayaroensis Zone; b) R. fructicosa is replaces by P. acervulinoides as the dominant species among the He- terohelicidae; c) a slight, gradual decrease in planktonic fo- raminifera is noted, from 95% to 87%; d) the number of planktonic foraminifera species decrease from 4544 to 26 in the last sample of Maastrichtian age, in which we have not found G. contusa, G. havanensis, T. scotti and R. rotunda- ta. R. fructicosa is reduced in number by a factor of 3. Globigerina (Eoglobigerina) eugubina Zone: this is repre- sented by the grey marls above the purple marls of the upper- most Maastrichtian age. Its lower boundary is defined by the extinction of cretaceous Globigerinacea, in Sopelana, the first appearance of G. (E.) eugubina is later (Figure 4), like that of G. (E.) fringa. Four species have been found in the G. (E.) eugubina Zone, always with few specimens. The upper boundary is defined by the appearance of G. (E.) edita. Be- low the first definite occurrence of G. (E.) edita there ıs a lı- mestone bed, 27 cm thick, which in thın section shows some specimens referable to this species. Therefore, the exact posi- tion of the boundary is not well marked. In addition to these Paleocene species specimens of upper Maastrichtian foraminifera, are present, ofter showing signs of dissolution. These specimens decrease in number toward the top. G. (E.) edita Zone: The lower boundary is defined by the first occurrence of the species Globigerina (Eoglobigerina) edita in marls. The planktonic foraminifera association have as main species: G. (E.) triloculinoides, G. (E.) varıanta and G. (E.) taurica. The species G. (E.) psendobulloides is not well represented, therefore we have prefered G. (E.) edita to define its equivalent biozone. The upper boundary is defined by the first occurrence of G. (E.) trinidadensis, marker ofthe next zone. In the lower part of the G. (E.) edita Zone some species from the G. (E.) eugubina Zone can be found. The upper part is characterised by the occurrence of G. (P.) compressa in addition to the main species previously cited. We have de- termined 12 species of planktonic foraminifera in this zone. G. (E.) trinidadensis Zone: The lower boundary is defined by the first occurrence of the species Globigerina (E.) trıni- dadensis. That first occurrence is not well defined because of a limestone bed, 26 cm thick, which presents the same problem as the first occurrence of G. (E.) edita. We have only studied the lower part of this zone; its planktonic foraminifera asso- ciations are characterised by the occurrence of G. (E.) trıni- dadensis and G. (E.) incostans, in addition to the species al- ready present in the G. (E.) edita Zone, which are the main ones. 666 IN ar EN AN 00hS- 9 d'IN ER= Seh- S < SzE- O8T- 0E-LE+ Buddy DO OUU OT r HNDoFUIORNMWFUIONSDDOHRI an 1/9 uo- satdues uoT2095 VNVTIdOS MAASTRICHTIAN > ep} [32] mayaroensis zones . stephensoni A. mayaroensis . walfischensis . rotundata H. planata = subcarinatus stuartiformis G. stuarti 6. arca GC. aff. arca G. falsostuarti B aff. falsostuarti . orientalis . gagnebini . contusa Beeren 1 G. havanensis G. piramidalis R- fructicosa P. acervulinoides P. elegans G. esnehensis T. scotti G.(E.). eugubina G.(E.). fringa .(E.). edita .(E.) taurica .(E.) triloculinoid G.(E.) varianta G.(E.) pseudobulloid G.(P.) compressa G.(E.) trinidadensis G.(E.) inconstans Fig. 4. Record of the planktonic foraminifera in the Sopelana sec- tion. Nannoplankton: In the Cretaceous part of the Sopelana section, the nannoplankton biozones of Micula murus and Micula prinsii have been determined, the last only a few cm thick. Both zones have similar assocıations of coccoliths, the main species being Arkhangelskiella cymbiformis, Cribro- sphaera ehrenbergii, Micula decussata, Prediscosphaera creta- cea and Watznaneria barnesae. Only the occurrence of Mi- cula prinsii in the uppermost Maastrichtian, distinguishes its zone from that of M. murus. Species with long stratigraphi- cal occurrence, generally considered as a persisting type which passed the cretaceous/Tertiary boundary, such as Cy- clagelosphaera reinhardtii, are very rare in the upper Cretace- ous of Sopelana and they start to occur regularly from the M. prinsii Zone (Figure 5). Markalius inversus Zone - NP 1 The lower boundary of this zone has been redefined several times since its discovery. At first it was based on the appea- rance of Markalius astroporus by Hay & MOHLER (1967), sub- stituted by that of Biantholithus sparsus by PERCH-NIELSEN (1969) and then by the extinction of Arkhangelskiella cymbi- formis and other Cretaceous species by Marrını (1971). The first definition was proved invalid as M. astroporus is already present in the Upper Cretaceous. The second is difficult to use as it is based on a species which is usually rare. Finally, the Cretaceous extinction line is somewhat ambiguous. A new eriterium introduced by RomEın (1979) puts the lower limit of the first Tertiary nannoplankton zone in correspondence to the mass occurrence (or increased frequency) of Braarudo- sphaera bigelowi and/or Thoracosphaera operculata. Using this definition, which is the only one applicable to our sec- tion, we place the lower limit of NP 1 Zone between the M4h Micula murus prinsii Markalius inversus NP1 C. NP2/NP3? ?) V juepunge 1/3 w>2zr sojdwesg uUoWWwo» juepunge A Abundanee | =] Preservation | NANNOPLANKTON ZONES Ahmullerella octoradiata Arkhangelskiella cymbiformis Ceratolithoides aculeus Ceratolithoides kamptneri Chiastozygus amphipons Cretarhabdus conicus Cribrocorona gallica Cribrosphaera ehrenbergii Cylindralithus serratus Eiffellithus turriseiffeli Lithraphidites quadratus Lucianorhabdus sp. Manivitella pemmatoidea Microrhabdulus sp. Micula decussata Micula murus Micula prinsii Prediscosphaera cretacea Reinhardit. pseudanthophorus Stradneria crenulata Watznaueria barnesae Zygodiscus spiralis Biscutum spp. Braarudosphaera bigelowii Braarudosphaera turbinea Chiastozygus ultimus Cyclagelosphaera reinhardtii «-»-|Markalius inversus Octolithus multiplus Placozygus sigmoides Thorac. operculata and spp. Biantholithus sparsus Braarudosphaera alta Crepidolithus sp. Crepidolithus dirimosus --|Cruciplacolithus edwardsii *-|Cruciplacolithus primus | Cruciplacolithus tenuis Ericsonia cava Lanternitus duocavus *-|Markalius apertus Micranth. fornicatus and spp *-|Neochiastozygus modestus Neochiastozygus primitivus mayaroensis eugubina --|Neocrepidolithus fossus PLANKTONIC FORAMINIFERA ZONES Fig. 5. Record of the calcareous nannoplankton in the Sopelana section. 667 668 and PO samples, that is between the purple and the grey marls. The lower boundary is characterized by a Thoraco- sphaera spp. flood associated with the uppermost Cretaceous coccoliths and by a marked increase in the frequency of the persisting species Cyclagelosphaera reinhardtii. Apart from these differences the association of the basal part of the grey marls is the same as that of the purple marls. Cretaceous coc- coliths are found everywhere in the basal levels of the Tertiary and are commonly considered as reworked. In general this presence is sporadic and/or of low frequency. In our case, however, this hypothesis of reworking is hard to uphold and we belive that the most characteristic and widespread species of the Upper Maastrichtian pass beyond the lower limit of the NP 1 zone, defined according to RomEm (1979). Therefore, based on nannofossil associations, there exist a continuity between the top of the purple marls and the beginning of the grey marls. The drastic reduction of the Cretaceous species takes place inside the grey marls, between samples Pl and P2, and we believe that from sample P2 on the Cretaceous forms can be on the whole considered as reworked. Also, the first true Cenozoic species appears at this time, when specimens of Cretaceous species become rare in the associations. A first increase in the frequency of Braarudosphaera takes place in the upper part of the grey marls, in sample P5. This phenomenon increases from sample DI on, where several species of Braarudosphaera, such as B. bigelowiüi, B. turbi- nacea and B. alta have been recognized. The type of the last- named species comes from the Lower Paleocene of the Bar- ranco del Gredero (Murcia) section in the SE of Spain. The first definate occurrence of Biantholithus sparsus was noted in sample D1, where also Markalius apertus appears. This last- named species was described from the upper part of the basal Danian D1 zone of Denmark by PercH-Niesen (1979). So its occurrence in our section allows a correlation between the grey marls and the lower part ofthe NP1 zone in the type Da- nian. The first specimens of Cruciplacolithus primus appears in sample D5 and at same time Micrantholithus enters the as- sociations. The main species of the M. inversus Zone of So- pelana section are Thoracosphaera spp. and C. reinhardtü for the lower part associated with Braarudosphaera spp., Octolithus multiplus, and rare incoming Cenozoic species in the upper part of the zone. Cruciplacolithus tennis Zone - NP2/NP3? The first occurrence of C. tenuis in sample D6 marks the lower boundary of this zone, it falls in the middle part of the G. (E.) edita Zone of planktonic foraminifera. Besides com- mon persisting forms of the underlying zone, Ericsonia cava and Micrantholithus fornicatus are the main species associa- ted with the growing group of the incoming Cenozoic forms. No typical specimens of Chiasmolithus danicus were found in the examined samples of this section. However, the pre- sence of Neochiastozygus modestus, which according to PERCH-NiELsENn (1981) evolves from N. primitivus in Zone NP3, suggests that sediments of this age could be represented in the upper part of the section. SIMILARITIES AND DIFFERENCES WITH OTHER SECTIONS The lithology of the Sopelana section is similar to the litho- logy of the classical section of Zumaya, also to the section of Biarritz studied by PErcH-Nieısen (1979) and the section of Lattengebirge in the Calcareous Septentrional Alps studied by Herm, HırLEgranDT and PERCH-NIELSEN (1981). All these sections have a marls bed related with the C/T boundary. Other well known sections, such as Gubbio (Italy), LUTERBA- CHER & PREMOLI SıLvA (1962), and Caravaca (SE Spain), AgraHı (1975) and Smır (1977), show slight differences: the former is more calcareous and the latter is richer in clay. These sections have a burrowed level, sometimes hardened, in which most species, or all, of the upper Cretaceous planktonic foramini- fera are extinguished. According to Smit & Ten KATe (in press) the occurrence ofa zone without fossils between the mass-extintion of Cretace- ous planktonic foraminifera and the first sure occurrence of Cenozoic species is quite common. The Sopelana section shows the first definate specimen of G. (E.) eugubina 8-10 cm above the Burrowed surface of the purple marls, al- though there are, in that interval, some specimens which might be referable to G. (E.) engubina and G. (E.) fringa. Therefore, the Sopelana section has strong similarities with the Zumaya, Biarritz and Lattengebirge sections, but in the last case there is an interval with G. (E.) fringa and without G. (E.) eugubina. Therefore, we have not identified a Gu- embelitria cretacea zone, SMiT (in press). The poor state of preservation of the upper Cretaceous planktonic foraminifera found in our G. (E.) eugubina Zone has led us to think they are not “in situ”. The nannofossil species in Sopalana C/T boundary are si- milar to those of the Lattengebirge, Zumaya and Biarritz sec- tion, mainly due to the large numbers of specimens of Thora- cosphaera spp. following the extinction of Cretaceous plank- tonıc foraminifera species. However the occurrence of M. prinsiüi in the Biarritz section is different, as it occurs here over several meters, whereas in the Lattengebirge and Sope- lana sections it only occurs in athickness of 10-15 cm on both sides of the C/T boundary. The occurrence in the lowermost grey marls at Sopelana of Thoracosphaera spp. with Cretaceous coccoliths species in similar relative abundance as in the upper Cretaceous beds and without Cenozoic coccoliths species, has led us to think there are levels in Sopelana not represented in Biarritz, or that there is more reworking of Cretaceous fossils in Sopelana than in Biarritz. The Zumaya and Sopelana sections however show the same associations. There are some differences between Sopelana, Zumaya and Lattengebirge sections during the Paleocene age. Associations have not allowed us to make subdivisions within the M. ın- versus Zone (NP) as they did in Lattengebirge. Chiasmoli- thus danicus was not found whereas it seems to occur in Zu- maya, PercıvaL & Fischer (1977), although it occurs here at the same level as C. tenuıs. Differences to Biarritz are clear, the M. inversus (NPI) Zone is 1 m thick, whereas in Sopelana it is 2 m. This diffe- rence is contrary to what can be observed in the top of the Maastrichtian; an explanation for this could be a change ofthe 669 rate of sedimentation near the C/T boundary, or different erosion in the uppermost Maastrichtian and lowermost Pa- leocene of both sections. CONCLUSIONS The biostratigraphy we have recognised - the A. mayaro- ensis, G. (E.) eugubina, G. (E.) edita and G. (E.) trinidaden- sis zones with planktonic foraminifera and the M. murus, M. prinsü, M. inversus, C. tennis and C. danicus? zones with coccoliths- is that generally utilized by most authors for the Cretaceous-Tertiary boundary succession. . Accurate studies of the biozones show interesting differen- ces in those closer to the C/T boundary. The M. prinsii Zone is less well represented in Sopelana than in Biarritz and Cara- vaca; on the other hand, the M. inversus Zone is better repre- sented in Sopelana than in Biarritz. Thus it is especially difficult to characterize biozones like Guembelitria cretacea, whose short duration makes its ab- sence in the stratigraphical record very likely. Maybe, that zone is equivalentto the G. fringa Zone as its authors, HErm, HILLEBRANDT & PERCH-NIELSEN (1981), have proposed, ba- sing their argument on the probable occurrence of G. fringa specimens, smaller than 0,1 mm, in Caravaca as in Lattenge- birge. This is not the case in Sopelana however, because G. (E.) fringa occurs at the same levels as G. (E.) eugubina, and only in the lower 2-3 cm of grey marls could it be repre- sented. PLANKTONIC FORAMINIFERA SPECIES Plank. foram. num f speci Forame umber of species 100 % o 100% DANIAN zone mayaroensis MAASTRICHTIAN In any case, it is necessary to remember thatthe G. (E.) eu- gubina specimens of Lattengebirge have a size of 0,125 m, whereas, in the lowermost G. eugubina Zone in Sopelana, we found G. (E.) fringa and G. (E.) eugubina which were both less than 0,1 mm. Therefore we must ask ourselves ifthe first occurrence of G. (E.) eugubina in Lattengebirge is later than in Sopelana. If the answer is yes then the validity of the G. fringa Zone is doubtful, as the key for establishing the G. fringa Zone in Lattengebirge lies in the different time of the first occurrence of both species. When we correlate the Sopelana and Zumaya sections with various parameters, for instance with the percentage of plank- tonic foraminifera; the number of species of planktonic fora- minifera; the nannoplankton, etc. (Figure 6), we find astrong similarity between both sections. In our opinion, the most in- teresting characteristic which they share are some gradual changes prior to the C/T boundary. These changes were al- ready noted by Herm (1965) and later by Arıen (1975) and PercıvaL & Fischer (1977).in Zumaya. The number of plank- tonic foraminifera species and their relative abundance sug- gest changes in the pelagic ecosystem prior the main C/T cri- sis. In the same way, the calcareous nannoplankton, also pro- vide support for this idea, although with some apparent delay. CALCAREOUS NANNOPLANKTON SPECIES zones Persisting Incoming calcareous nannoplankton o > C.tenuis zone inversus M.prinsii z. Z zumaya $ sopelana M.murus 2. Fig. 6. Comparison between the Sopelana and Zumaya sections by mean of its planktonic microfossils. Zumaya section after HERM (1965), VON HILLEBRANDT (1965) and PERCIVAL & FISCHER (1977). 670 Therefore, our results are more in agreement with Cıe- MENS, ARCHIBALD & Hıck£y (1981) regarding the nature of Cretaceous-Tertiary crisis, than with opinion centered around the hypothesis of catastrophic or short events. ACKNOLEDGEMENTS The authors are indebted to Ms. E. AreıLanız for making several text-figures and Ms. B. BERNEDO for typing the ma- nuscript. REFERENCES ABTAHI, M. (1975): Stratigraphische und Mikropalaeontologische Untersuchung der Kreide/Alttertiar-Grenze im Barranco del Gredero. — Thesis. ALLEN, L. G. (1975): Changes in Foraminifera in Cretaceous-Ter- tiary boundary crisis at Punta de San Telmo, Zumaya, Spain. — Unpublished B. A. Thesis, Princeton University. BIJvanK, G. J. (1967): Über das Vorkommen von Inoceramen im Tertiär und das Alter der Schichtfolge in einem Küstenprofil bei Guecho (Vizcaya, Nord-Spanien).-N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 385-397. CaMmPos, J. (1979): Estudio geolögico del Pirineo Vasco al W del Rio Bidasoa. — Munibe, 31 (1-2): 3-139. Ciry, R.; RAT P.; ManGin, J. P.; FEUILLEE, P.; AMIOT, M.; ConN- CHEN, M. and DELANCE, J. H. (1967: Reunion extraordinaire de la Societe Geologique de France. Des Pyrenees aux Astu- ries. - C. R. Som. J. Soc. G£ol. France 9: 389444. CLEMENS, W. A.; ARCHIBALD, J. D. and HickEy, L. J. (1981): Out with a whimper not a bang. — Paleobiology, 7 (3): 293-298. GÖMEZ DE LLARENA, J. (1954-1956): Observaciones geolögicas en el flysch cretäcico-nummulitico de Guipüzcoa. Monograf. Inst. Lucas Mallada, 13 (1954): 98 p.; 15 (1956): 47 p. Hay, W. W. & MOHLER, H. P. (1967): Calcareous nannoplankton from early Tertiary rocks of Pont Lebau, France, and Paleo- cene-early Eocene correlations. Jour. Paleont., 41: 196-206. HERM, D. (1965): Mikropalaeontologische-stratigraphische Unter- suchungen im Kreideflysch zwischen Deva und Zumaya (Prov. Guipüzcoa, Nordspanien). — Z. dtsch. Geol. Ges., 115: 277-348. — — & HILLEBRANDT, A. von & PERCH-NIELSEN, K. (1981): Die Kreide/Tertiär-Grenze im Lattengebirge (Nördliche Kalk- alpen) inmikropalaeontologischer Sicht. - Geol. Bavarica, 82: 319-344. HILLEBRANDT, A. von (1965):— Foraminiferen-Stratigraphie im Alt- tertiär von Zumaya (Prov. Guipüzcoa, NW-Spanien) und ein Vergleich mit anderen Tethys-Gebieten. -Bayer. Akad. Wiss. math.-naturwissensch. Kl. Abh. N. F. 123: 1-62. JORGE, E. de (1936): El Eoceno en Vizcaya. - Not. Comun. I.G.M. E., 6: 91-101. KAPELLOS, C. (1974): Über das Nannoplankton im Alttertiär des Profils von Zumaya-Guetaria (Provinz. Guipuzcoa, Nord- spanien). — Eclog. Geol. Helvetiae, 67: 435444. LAMOLDA, M. A.; RODRIGUEZ-LAZARO, J. M. & WIEDMANN, ]. (1981): Field Guide: Excursions to Coniacian-Maastrichtian of Basque-Cantabric Basin. — Univ. Auton. Barcelona, Publ. Geol., 14: 1-53. LAPPARENT, A. de (1918): Etude lithologique des terrains Cretaces de la region d’Hendaye. - M&m. Carte G£ol. France, 155 pp. LUTERBACHER, H. P. & PREMOLI-SILVA, I. (1962): Note preliminaire sur une revision du profil de Gubbio, Italie. - Riv. Italiana Pa- leont. Strat., 68: 253-288. ManNGUIN, J. P. & RAT, P. (1962): L’evolution post-hercynienne entre Asturias et Aragon (Espagne). - In: Libre a la Memoire du Prof. P. Fallot, 1: 333-351. MARTINI, E. (1971): Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation. - In A. FARINACCI: Proc. II Plank- tonic Conference Roma, 1970. Tecnoscienza, Roma, pp. 739-786. PERCH-NIELSEN, K. (1969): Die Coccolithen einiger dänischer Maa- strichtien- und Danienlokalitäten. - Medd. Dansk Geol. Fo- ren., 19: 51-68. — — (1979): Calcareous nannofossil at the Cretaceous-Tertiary boundary near Biarritz, France. — In: Cretaceous-Tertiary boundary events, I: 151-155. — — (1981): New Maastrichtian and Paleocene calcareous nanno- fossils from Africa, Denmark, the USA and the Atlantic and some Paleocene lineages. - Eclogae geol. Helv., 74: 831-863. PERCIVAL, S. F. & FISCHER, A. G. (1977): Changes in calcareous nannoplankton in the Cretaceous-Tertiary biotic crisis at Zu- maya, Spain. — Evol. Theory, 2: 1-35. PLAZIAT, J. C. (1975): Signification paleogeographique des «calcaires conglomeres» des breches et des niveaux a Rodophycees dans la sedimentation carbonatee du bassın basco-bearnais ala base du Tertiare (Espagne-France). — Rev. Geogr. Phys. Geol. Dynam., 17: 239-258. — — TOUMARKINE, M. & VILLATE, J. (1975): L’äge des calcaires pelagiques et neritiques de la base du Tertiare (Danien, Pal&o- cene), Bassins basco-cantabrique et bearnais (Espagne-Fran- ce). Mise au point sur la faune d’Echinides. — Eclog. Geol. Helvetiae, 68 (3): 613-647. RAT, P. (1959): Les Pays cretaces basco-cantabriques — These, Fac. Sc. Dijon., Publ. Univ. Dijon, 18: 525 p. ROMEIN, A. J. T. (1979): Lineages in early Paleogene calcareous nan- noplankton. — Utrecht Micropaleont. Bull., 22: 1-231. — — & SMIT, J. (1981): The Cretaceous-Tertiary boundary: calca- reous nannofossils and stable isopotes. — Proc. Kon. Nederl. Akad. Wet. ser. B, 84 (3): 295-314. SMIT, J. (1977): Discovery of a planktonic foraminiferal asociation between Abathomphalus mayaroensis zone and the “Globi- gerina” eugubina zone at the Cretaceous-Tertiary boundary in the barranco des Gredero (Caravaca, SE Spain): A prelimi- nary report. - Proc. Kon. Nederl. Akad. Wet., 80: 280-301. — — (in press): Biostratigraphy of the Cretaceous-Tertiary boun- dary interval; systematic and development of early Paleocene planktic foraminifera. — — — & TEN Kate, W. G.H. Z. (in press): Trace element patterns atthe Cretaceous-Tertiary boundary. Consequences of alarge impact. — STUART-MENTEATH, P. W. (1894): Sur les lignes directrices des envi- rons de l’Observatoire d’Abbadia (Basses-Pyrenees). - C.R. Acad. Sc., Juin. WIEDMANN, J. (1969): The heteromorphs and ammonoids extinc- tion. — Biol. Rev., 44: 563-602. | Zieelinn | 1 | 671-676 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627 671 La speciation chez les Foraminiferes planctiques: une reponse adaptee aux contraintes de ’environnement Par MICHELE CARON“) Avec 3 figures dans le texte RESUME La succession des especes de Foraminiferes planctiques, depuis leur apparition au Jurassigue moyen jusqu’au debut des temps tertiaires, montre un double rythme &volutif: Une lente evolution de formes primitives qui se sont adaptees definitivement ä la vie pelagique (apr&s quelques ra- tes) a partir du Barremien. Elles proliferent en nombre d’ in- dividus par periode, mais restent pauvres en especes tout au cours du Cretace. Ce sont les especes «opportunistes» qui co- lonisent les eaux superficielles de la plate-forme et de l’ocean ouvert selon la selection-r de Mac ArTHUR & Wırson (1967). De maniere repetitive, apparaissent des periodes d’acc£- leration de la diversite et de la complexite des tests. Elles correspondent ä un environnement plus stable, favorisant la colonisation des eaux plus profondes par les especes «d’equi- libre» selon la selection-K. Chacune de ces periodes se termine par l’extinction des morphotypes les plus evolues, principalement ceux qui s’etaient adaptes aux plus grandes profondeurs. Les liens evidents avec les fluctuations de l’environnement oceanique (profondeur, gradient de temperature, nutrients, quantite de O,...) ouvrent des perspectives pour P’utilisation des variations des morphotypes de Foraminiferes planctiques en paleooc&anographie. ANBSIERAET The succession of planktic Foraminifera species, from their first appearance during mid-Jurassic until early Tertiary ti- mes, shows a dual evolutionary tempo: A slow evolution of primitive morphotypes, adapted definitively (after some misfires) to pelagic life from Barre- mian. They proliferate at various times, but remain poorly di- versified throughout the Cretaceous. These are “opportu- nist”” species (r-selected, according to MAc ARTHUR & Wir- son, 1967) colonizing the surface waters of the shelf and ofthe open sea. Periods of increasing diversity and complexity of tests occur repeatedly. They correspond with stable environ- *) M. CARON, Institut de Geologie, Universite de Fribourg, CH-1700 Fribourg. mental conditions favouring the colonization of deeper wa- ters by “equilibrium” species, according to K-selection. Each of these periods ended with extincetion of the most evolved morphotypes, mainly those that were adapted to the deepest waters. The obvious linkage with fluctuations of the oceanic envi- ronment (height of sea level, temperature gradient, nutrients, O,...) offers the perspective ofthe use morphotype variation of planktic Foraminifera as a tool in palaeoceanography. 672 KURZFASSUNG Die Abfolge der planktischen Foraminiferen-Arten, von ihrem Erscheinen im mittleren Jura bis in das Alttertiär, zeigt zwei unterschiedliche Entwicklungs-Rhythmen: Eine langsame Entwicklung von primitiven Morphotypen, die seit dem Barreme endgültig (nach einigen Rückschlägen) an die pelagische Lebensweise angepaßt sind. Sie entwickeln von Zeit zu Zeit hohe Individuenzahlen, aber zeigen nur ge- ringe Diversität. Es sind „‚opportunistische“ Arten (r-Selek- tion, nach Mac ARTHUR & Wırson 1967), sie besiedeln die oberflächennahen Wasser der Schelfs und der offenen See. Zeiten mit steigender Diversität und Komplexität des Ge- häuses treten in wiederholter Weise auf. Sie entsprechen sta- bilen Umweltbedingungen, die eine Besiedlung tieferen Was- sers mit „Gleichgewichts“-Arten (K-Selektion) erlauben. Jede dieser Epochen endete mit dem Aussterben der höchst entwickelten Morphotypen, jener Formen, die an die größten Tiefen angepaßt waren. Die auffälligen Zusammenhänge zwischen den Entwick- lungslinien und den Fluktuationen der ozeanischen Umwelt- bedingungen (Meeresspiegel-Höhe, Temperatur, Sauerstoff- gehalt, Nahrung...) eröffnen die Möglichkeiten, die Varia- tion von Morphotypen bei planktischen Foraminiferen in der Paläo-Ozeanographie einzusetzen. INTRODUCTION Les donnees actuelles sur les Foraminiferes plantiques vi- vants montrent qu’ils sont sensibles a la temperature (reparti- tion en provinces latitudinales) et ä la profondeur (stratifica- tion en profondeur), (B£ 1977). La quantit& de nourriture, la salinite, le pH de l’eau influencent egalement cette distribu- tion qui est elle-me&me, en dernier lieu, regie par l’ensemble des grands courants oceaniques delimitant les «grandes mas- ses d’eau». Les Foraminiferes planctiques fossiles sont de mieux en mieux connus sur le plan de la taxonomie (reperage des espe- ces, des genres), de la biostratigraphie (apparition et dispari- tion des especes), mais nous fournissent aussi de precieux ren- seignements sur les conditions du milieu dans lequel ils vi- vaient (par l’analyse des isotopes stables): temperature et pro- fondeur de la tranche d’eau occupee dans leur stade adulte, ni- veau de productivit@ du milieu oc&anique. 1,EES:DONNEES DESLA Elles nous fournissent une base solide pour mettre en &vi- dence les differents morphotypes dans l’ordre de leur appari- tion chronologique (Caron 1983, fig. 1): Au Dogger et a l’Oxfordien, des apparitions massi- ves, mais sporadiques, de «Protoglobigerines» indiquent une premiere tentative des Foraminiferes pour adopter la zone photique de l’oc&an ouvert (developpement d’une phase pela- gique dans leur cycle vital, Masters 1977). Au Jurassique sup£rieur, l’Echec relatif des «Proto- globigerines» peut s’expliquer par le developpement impor- tant des Calpionelles. Les premieres Globuligerina se retrou- vent de maniere diffuse, mais constante, sur la bordure ex- terne des mers Epicontinentales froides, dans les sediments du Jurassique terminal et du debut du Cretace (GriGELIS & GoR- BACHICK 1981). Des l’Hauterivien, mais surtout au Barremien, les premieres vraies Hedbergella, puis les Globigerinelloides se developpent, abondantes en nombre mais pauvres en especes, En suivant le developpement des Foraminiferes planctiques au cours des temps mesozoiques et leur adaptation aux condi- tions changeantes du milieu oc&anique, une strategie Evoluti- ve, ä deux modes, apparait: tout d’abord, coloniser rapide- ment un milieu ouvert par un effort reproductif de quel- ques especes primitives, «opportunistes», du type de la selec- tion-r des biologistes (MAc ARTHUR 1960). Investir, en un deuxieme temps, des zones plus propicesä la proliferation des especes, par Pefficacite de la selection-K (especes «d’equi- libre»), (Mac Arthur & Wırson 1967). Le tempo de l’histoire evolutive des Foraminiferes planctiques est donne, des leur apparition dans les oc&ans, par l’alternance repetitive entre ces periodes de colonisation en surface et ces periodes de radia- tion adaptive vers les eaux profondes (STEINECK & FLEISHER 1978) (cf. fig. 1). BIOSTRATIGRAPHIE dans la zone pelagique des oc&ans, lesquels deviennent de plus en plus profonds, de plus en plus chauds. C’estä ’ Aptien que commence une reelle diversification des especes de ces deux genres de type primitif. A la limite Aptien/Albien, l’apparition des Ticinella, puis au cours de l’Albien leur specialisation rapide et leur proliferation, enfin l’evolution vers le genre Rotalipora sont enregistrees dans les sediments pelagiques des mers chaudes et profondes, non seulement de la Tethys, mais aussi de !’Atlan- tique Nord (Centre), du Pacifique et de l’Ocean Indien. Les Ticinella s’eteignent A la fin de !’Albien. Au Cenomanien, c’est le regne des Rotalipora. Ces premiers morphotypes carenes apparaissent avant la fin de l’Albien (R. ticinensis) et &voluent rapidement au cours du Cenomanien (R. appenninica, R. reicheli, R. cushmanı). Pa- rallelement, les Praeglobotruncana, ainsi que les Hedbergel- la, constituent le stock de base des especes peu €voluees, mais & haut potentiel reproductif, presentes partout, sur les plates- en N ‘saxaJduos snjd ua snjd ap sasadsa,p suorssasans ap sapuojo1d snıd xnea sa] sı9a aannadaı uoneipey ‘7 "aaua] uonnjoaa e saanunid saoadsa sa] zed sajjarsıyıadns xnea sap uonestuofoy "I :saua1aypIp SawyÄı xnap ans 19 suolDaA1P xnap suep yuswaddojsaap np ardarens aun 32431 anb10Z0s9W np sınoa ne sonbnauegd sa1aprurweio,g ap sadAroydıouı sap uorssasoonse] *[ 'S1g snıe} swıoj,ayJeıd re) P%) / p + ” or N usıJdy-"waolleg COLONISATION EN PROFONDEUR ar les especes"d’equilibre usaluewousy-usalg|V 9984319 Ingap usıyysluıjseew - E — usı9eıuoy usıuoınL oahn.om -kow 'seinp "sein Ingqap TE —— Se „ sejsıunyaoddo, saaadsa saj sed JL43ANO H3W VI 3Q NOILVSINOTI09 INDOINY390 3NIVWOA INOlLIYH3N 3NIVWOA 674 formes des mers froıdes, mais aussı dans les mers chaudes et profondes, aussociees aux Rotalipora. La fin du Cenomanien est marquee par la disparition des dernieres Rotalipora. Mais les Praeglobotruncana et les Whiteinella supportent le stress de l’environnement («anoxic event» et non pas regression generalisee) et prennent meme leur essor des la base du Turonien avec proliferation d’ın- dividus & partir de quelques especes. Au cours du Turonien, des morphotypes de plus en plus complexes apparaissent & partir de ces formes primitives (developpement de I ou 2 carenes, complexite croissante du systeme de protection ombilical...), rattaches aux genres Helvetoglobotruncana, Dicarinella et Marginotruncana. A part la disparition de H. helvetica et de sa lign&e, aucune ex- tinction notable ne marque la fin du Turonien, nı le passage Turonien/Coniacien. Par contre, l’apparition des premieres Archaeoglobigerina au debut du Coniacien repr&sente une tape importante dans le developpement des formes globuleu- ses du Cretace superieur. Aucoursdu Coniacien-Santonien, lesmorphotypes precedents se rencontrent encore sans grandes variations, sauf dans le groupe concavata-asymetrica dont la lignee phyleti- que donne les reperes de la biozonation de cette periode. Ala fin du Santonien, disparaissent les dernieres Mar- ginotruncana et Dicarinella, mais le relais est deja assure de- puis le milieu du Santonien par les premieres especes du genre Globotruncana et avant la fin du Santonien par les premieres Globotruncanita. Le passage Santonien/Campanien est donc souligne par un renouvellement important des morphotypes: — disparition complete des formes &volu&es heritees du Tu- ronıen (mono- et bicarenees), — sp@ciation A partir d’un nouveau stock vers des especes homeomorphes (mono- et bicarenees). Au coursdu Campanien, se developpent parallelement les Archaeoglobigerina et les Rugoglobigerina, formes glo- buleuses plus ou moins ornement£es. A part la disparition no- table de !’espece G. calcarata extrement Evoluee, aucune ex- tinction massive ne marque la limite Campanien/Maastrich- ten. Le Maastrichtien est caracterise par une spe£ciation im- portante chez tous les groupes evolues: Globotruncana, Glo- botruncanita, Rugoglobigerina, Rugotruncana et m&me par l’apparition de morphotypes tres sophistiques comme Aba- thomphalus, Psendotextularia, Racemiguembelina. Les groupes peu €volues comme Globigerinelloides, Heterohelix, Guembelitria, Globotruncanella et Hedbergella fournissent peu d’especes. La fin du Maastrichtien est marquee par !’extiriction la plus massive du Cretace: toutes les especes evoluees (carenees, ornees, Epaissies, A plaques ombilicales complexes) disparais- sent, brutalement semble-t-il. Rares etaient les morphotypes ayant conserv& leurs caracteres ancestraux au cours du Maa- strichtien. Ce sont les seuls qui fournissent quelques survi- vants A l’oree des temps tertiaires: ä tests petits, globigerini- formes, les moins marques par l’evolution du Cretace sont les pionniers de la colonisation du Tertiaire. II. LECONTROLE PALEOBIOGEOGRAPHIQUE Les morphotypes globuleux et les morphotypes carenes montrent une distribution geographique (pour une periode donnee) particulierement nette dans les aires de depöt qui re- coupent la partie superieure du talus et la plate-forme externe (Western interior et plate-forme du Texas aux USA, plate- forme de l’Europe du NW, Golfe de Guinee en Afrique...). Si la «depth stratification» des Foraminiferes planctiques dans les mers chaudes du Cretace est une realite, le rebord de la pla- te-forme est en effet la zone la plus favorable pour enregistrer les fluctuations de cette «pluie pelagique» (fig. 2, adaptee de Harr 1980: 292). Toutefois on doit garder en m&moire le fait que tout foraminifere planctique est un fossile deplace par rapport ä son milieu de vie, ’importance des courants sur le morphotypes peu profonds plateforme talus — > haute mer Fe en = = on IRSR_ 8 a9 9m ® => | \ ® ' I ı J! NED \ morphotypes \ a) Mi N 51 peu profonds jelnsa a an = 200m & \ \ \ \ { & intermediaires morphotypes y compris les plus profonds Fig. 2. Enregistrement idealise des Foraminiferes planctiques dans les sediments du rebord de la plate-forme des mers temperees et chau- des (icı au Turonien). trajet venant perturber plus ou moins la distance d’enfouisse- ment. D’autres contröles ont &te actuellement effectues par les isotopes stables de !’O, qui indiquent la profondeur (ou plu- töt la temperature) relative de vie des differentes especes du Cretace (DousLas & Savın 1978). Les donnees actuelles de la distribution des Foraminiferes planctiques vivants dans la co- lonne d’eau (BE 1977) corroborent ces deductions (HART & BaıLey 1979). Sur la base de ces differentes donnees, deux types d’associa- tions, en fonction dela distribution en profondeur, ont ete definis pour les Foraminiferes planctiques du Cretace. Une association d’eaux peu profondes, comprenant les formes globuleuses, biseriees, planispiralees ou trochospira- lees, de petite taille, ä test peu Epais, de type peu evolue. Une association d’eaux plus profondes, comprenant les formes plus grandes, & test Epais, trochospiralees essentielle- ment, carenees, ornees, plus complexes, de type Evolue. Ces types d’associations correspondent plus ou moins bien & la distribution entre la plate-forme et la haute mer. De plus, les Foraminiferes planctiques £tant sensibles ä la temperature, cette m&me distribution se retrouve en latitude: les formes globuleuses, primitives, A faible diversite, dominent sur les plates-formes des mers froides; les formes caren&es, evoluees, ä haute diversite, dominent dans les mers chaudes, plus pro- fondes. ITSEZINTERPRETATIONSBIOLOGIOUE L’habitat preferentiel des Foraminiferes planctiques n’est pas constant au cours du cycle vital. Ce cycle repose sur une alternance des generations (sexuee et asexuee) avec gametes et embryons liberes par le test maternel dans le milieu oceani- que. Certains cycles, tres courts, correspondent aux especes primitives, rapidement matures, A adultes peu differencies, de petite taille et abondante descendance. Par contre, les cycles plus complexes, plus longs, donnant des adultes ä tests evo- lues et de plus grande taille, ont une phase sexu&e qui se fait ä grande profondeur (> 500 m?): cette migration verticale n’est ni diurne, nı saisonniere A proprement parl&, mais ontogeni- que (Lıpps 1970). Une premiere consequence de ces migrations, vers le bas, des adultes carenes c’est la necessite d’une grande profondeur d’eau pour que la totalite du cycle s’accomplisse sans con- trainte dans le milieu oc&anique: le rebord de la plate-forme est en quelque sorte une barriere biologique entre morphoty- pes carenes et morphotypes globuleux (revoir distribution fig. 2). Une deuxieme consequence importante, c’est que cette mi- gration verticale est un avantage pour les formes qui peuvent (ou qui doivent) s’y adapter: la competition en profondeur diminue pour les embryons, P’adaptation ä des profondeurs variables engendre une spe- ciation elevee, enfin, un certain isolement geographique en decoule qui fa- vorise la maintenance de l’espece. Enfin, la troisieme consequence, c’est que les formes globu- leuses de type primitif, qui ont un cycle vital court, peu pro- fond, sont nettement avantagees pour vivre sur la plate-for- me, milieu pourtant plus instable que l’ocean ouvert. Ainsi se dessine un modele de colonisation du do- maine pelagique par les Foraminiferes planctiques. Il s’agit d’une strategie adaptative qui agit en deux temps (revoir fig. 1): 1. En un premier temps, il y a essaimage, dans les eaux super- ficielles de l’ocean, d’especes primitives, originaires de formes benthiques adaptees ä la vie planctique. Ces mor- photypes tres prolifiques profitent au maximum de l’ap- port important de nutrients dans les eaux oc&aniques de surface. Ce sont les especes «opportunistes» de Mac Ar- THUR (1960), qui caracterisent les periodes ä faible diversite et grand nombre d’individus par espece (r-selection de Mac ARTHUR & Wırson 1967). Cette selection n’est pas contrölee par les interactions biologiques, mais unique- ment par les conditions physico-chimiques du milieu oce- anique (LEvINTON 1970). 2. En un deuxieme temps, sous la contrainte de l’environne- ment (recherche de nıveaux plus riches en nourriture?), il y a colonisation des couches plus profondes de l’oc&an, par modifications successives des tests qui s’adaptent ä des ni- veaux de densites variables. C’est la selection-K par les especes dites «d’Equilibre», en periode de stabilite, dans un milieu qui offre une multitude de niches Ecologiques bien stratifiees (Mac ARTHUR & Wırson 1967). Les radiations et extinctions de ces morphotypes au cours des temps cretaces montrent une alternance entre la domi- nance des formes globuleuses ä faible diversite et ladominance des formes Evoluees, ä forte diversite (Tarran 1971). Ces as- sociations ayant des preferences distinctes de temperature et de profondeur d’habitat, il parait logique de chercher un lien entre leur Evolution et celle des variations du niveau de la mer (Lipps 1970; VALENTINE & Moores 1970). GENOMANIEN TURONIEN CONIAGIEN | SANTONIEN CAMPANIEN MAASTRICHTIEN Heterohelix a ” S le © Globigerinelloides 3 3 = = & > Hedbergella = = 2 a 3 Ss o Whiteinella — — — — Globotruncanella ° E ||: Archaeoglobigerina E ” ° o lies Rugoglobigerina e e> Praeglobotruncana ————— ) Ss: »|[2° Rugotruncana . ee Marginotruncana ——— 1 \ 8 3 e Globotruncana u = Dicarinella = = Rotalipora E 5 Globotruncanita E|\ 5 Helv. — \ € = appenninica a € E 5 5 e io AST concavata s cushmani ;/ elevata E an S helvetica een ventricosa iÄN\, gansseri t A ! ! H { Sl low low high sea high 2- high high Se high high level 5 *“o °® o® seo = Fig. 3. Lien entre la morphologie du test et la profondeur d’habitat chez les Foraminiferes planctiques du Cretace superieur (avec incidence des mouvements eustatiques sur P’apparition et l’extinction des especes profondes). 676 En comparant les courbes des variations eustatiques (VAIL, MıTcHum & Thompson 1977; Hancock & KAUFFMANN 1979) avec les periodes de renouvellement des morphotypes pro- fonds au cours du Cretace superieur, on obtient une assez bonne correlation, mise en @vidence par Harr (1980). Chaque fois que la profondeur d’eau augmente sur la plate- forme, on observe une Evolution des especes vers le morpho- type idealise, plan-convexe, le plus profond. Ainsi prennent naissance les especes hom&omorphes, mais heterochrones, qui soulignent les periodes ä hauteur d’eau maximum (R. rei- cheli, H. helvetica, D. concavata, Gta. elevata, Ga. ventrico- sa, R.? gansseri) (cf. fig. 3). Les diminutions de la tranche d’eau sur la bordure externe de la plate-forme viennent en al- ternance balayer ces especes trop sp£cialisees, sensibles aux moindres variations de l’environnement. On a cherche l’ex- plication dans un lien direct avec la profondeur d’eau du cycle vital complet, mais si ce facteur £tait la seule contrainte de P’environnement une migration laterale, vers le large, suffirait pour retrouver la tranche d’eau minimale necessaire. Une autre hypothese logique serait un lien Etroit avec l’intensite des upwellings qui representent les ressources trophiques majeures des environnements oceaniques (cf. Lıpps & Mir- CHELL 1976). On ne peut cependant appliquer ce modele au remplacement des Rotalipora par les Marginotruncana, A la limite du Cenomanien-Turonien, nı a celui des Marginotrun- cana, par les Globotruncana avant la fin du Santonien. En effet, ces deux periodes correspondent ä un haut niveau de la mer et c’est par asphyxie, due au developpement d’une large zone anoxique (SCHLANGER & JENKYNS 1976) sur et au voisinage de rebord de la plate-forme, que ces especes ont &t& eliminees. Pendant toutes ces periodes de crise, les especes globigeriniformes, plus resistantes, supportent mieux les conditions precaires assez semblables ä celles qui regnent ha- bituellement sur la plate-forme. Quand le mouvement de des- cente des eaux est couple avec un refroidissement important, comme c’est le casäla fin du Maastrichtien, on peut s’attendre a ce que les seuls (rares) survivants ne puissent tre que les plus resistantes parmi les especes des mers froides et peu profondes (cf. Lipps 1970). En resume, la reponse des Foraminiferes planctiques aux contraintes de l’environnement est d’une grande souplesse dans la speciation: En periode d’instabilite ou de crise, ce sont les especes pri- mitives, les moins differenciees, les plus robustes, qui resi- stent, reprennent l’avantage, puis essaiment en haute mer. En periode de stabilit€ du milieu, de nouvelles especes ap- paraissent A partir du stock primitif, envahissant toutes les ni- ches ecologiques auxquelles elles s’adaptent parfaitement. Ce sont les «morphotypes optimises» de STEINECK & FLEISHER (1978), beaucoup trop specialises pour resister A un change- ment important de l’environnement. Le processus se repete A chaque p£riode de diversification au cours du Cretace superieur et de maniere plus evidente lors de la radiation du debut des temps tertiaires. BIBEIOGRAPRHIE BE, A. W. H. (1977): An ecological, zoogeographic and taxonomic review of recent planctonic Foraminifera. — In: Oceanic Mi- cropalaeontology, RAMSAY, A. T. S. Edit., p. 1-100, (Aca- demic Press); London. CARON, M. (1983): Taxonomie and phylogenie de la famille des Glo- botruncanidae. — Zitteliana, 10: p. 677-681; München. Doucıas, R. G. & Savın, $. N. (1978): Oxygen isotopic evidence for the depth stratification and Cretaceous planktic Foramini- fera. - Marine Micropaleontology, 3: 175-196; Amsterdam. GRIGELIS, A. & GORBACHIK, T. (1981): Morphology and taxonomy of Jurassic and early Cretaceous representatives of the super- family Globigerinacea (Favusellidae). — J. foram. Res., 10: 180-190; Washington. HANCOCcK, J. M. & KAUFFMAN, E. G. (1979): The great transgres- sions of the late Cretaceous. — J. Geol. Soc. London, 136: 175-186; London. HART, M.B. & BAILEY, H. W. (1979): The distribution of planktonic foraminiferida in the mid-Cretaceous of NW Europe. - In: Aspekte der Kreide Europas, TUGS, ser. A, 6: 527-542; Stutt- gart. — — (1980): The recognition of Mid-Cretaceous sea-level changes by means of Foraminifera. — Cretaceous Research, 1: 289, 297; London. LEVINTON, J. S. (1970): The paleoecological significance of opportu- nistic species. — Lethaia, 3: 69-79; Oslo. Lıprs, J. (1970): Plankton evolution. — Evolution, 74: 1-22; Lawren- ce. — — &MITCHELL, E. (1976): Trophic model for the adaptive radia- tions and extinctions of pelagic marine mammals. — Paleobio- logy, 2: 147-155; Chicago. MAC ARTHUR, R. H. (1960): On the relative abundance of species. — Amer. Naturalist, 94: 25-36; Boston. — — & WiıLson, E. ©. (1967): The theory of Island biogeography. — Princeton Univ. Press. MASTERS, B. A. (1977): Mesozoic Planktonic Foraminifera. A world-wide review and analysis. - In: Oceanic Micropalaeon- tology, RaMsay, A. T.S. (Edit.) p. 301-731; (Academic Press); London. SCHLANGER, $. ©. & JENKYNS, H. C. (1976): Cretaceous anoxic events: causes and consequences. — Geol. Mijnbouw, 55: 179-184; Leiden. STEINECK, P. L. & FLEISHER, R. L. (1978): Towards the classical evo- lutionary reclassification of Cenozoic Globigerinacea (Fora- miniferida). — J. Paleont. 52 (3): 618-635; Lawrence. TAPPAN, H. (1971): Microplankton, ecological succession and evolu- tion. - N. Amer. Paleontol. Conv. Chicago 1969, Proc. H: 1058-1103; Lawrence. VaıL, P. R., MITCHUM, R.M. & THOMSON, S. (1977): Seismic strati- graphiy and global changes of sea level. Part 4: Global cycles of relative changes of sea level. - A. A. P. G. Memoir 26: 83-97; Boulder. VALENTINE, J. N. & MOORES, E.M. (1970): Plate tectonic regulation of faunal diversity and sea level: a model. — Nature 228: 657-659; London. 677 ISSN 0373 — 9627 Taxonomie et phylogenie de la famille des Globotruncanidae Par MICHELE CARON*) Avec 2 figures dans le texte ABSTRACT The classification of Cretaceous planktic Foraminifera, at the generic level, has evolved so much over the last years that it has become necessary to summarize the present state of the art. The obvious morphological features are no longer the basıs of a natural classification, although presence or absence of keels, height ofthe spire and shape of umbilical sutures are va- lid criteria for routine determinations. Very well preserved specimens, such as those from DSDP and IPOD, have allo- wed close examination, under the SEM, of apertures, umbili- cal plates and imperforate peripheral bands. The details of their morphology, which now form the basis of classification at generic level, are well recognized. The criteria for generic determination of the Globotrunca- nidae are listed in hierarchical order (1-8). The gradual shift of the primary aperture into the umbilical area and the progressive development of a complex system coveringthe umbilicus are evolutionary criteria whose impor- tance has been shown over the last years. Three new genera are being defined as a consequence of more reliable morphological criteria and phylogeny: Falso- truncana, fornicata-group n. g., gansseri-group n. g. The eighteen genera of the highly diversified Globotrunca- nidae family have Hedbergella, whose less evolved species li- ved throughout the Cretaceous period, as acommon ance- stor. KURZFASSUNG Die Aufspaltung der planktischen Kreide-Foraminiferen auf dem Gattungs-Niveau in den letzten Jahren macht eine neue Merkmals-Diskussion notwendig. Die auffälligen morphologischen Merkmale der Gehäuse bilden nicht mehr die Grundlage der Klassifikation, obwohl z. B. die An- oder Abwesenheit eines Kieles, die Höhe der Spira und der Verlauf der umbilicalen Suturen durchaus wert- volle Kriterien für Routine-Bestimmungen darstellen. Sehr gut erhaltenes Material vom DSDP und IPOD ermöglichten Untersuchungen an den Öffnungen, Umbilical-Platten und an den imperforierten Peripherie-Bändern. Morphologische Unterschiede an diesen Merkmalen bilden nun die Grundlage der allgemein anerkannten Gattungs-Einteilung. *) M. CARON, Institut de Geologie, Universite de Fribourg, CH-1700 Fribourg. In hierarchischer Anordnung werden die Kriterien für die 8 Gattungen bei den Globotruncanidae aufgeführt. Die schrittweise Verlagerung der Primär-Mündung in den Umbi- lical-Raum und die Ausbildung einer komplexen Abdeckung der Umbilicus sind Entwicklungsrichtungen, dessen Bedeu- tung in den letzten Jahren übersehen wurde. 3 neue Gattun- gen können nunmehr morphologisch abgegrenzt werden: Falsotruncana, fornicata-Gruppe n. g., gansseri-Gruppe n. 8. Die 18 Gattungen der hoch-diversen Familie der Globo- truncanidae haben Fedbergella, deren wenig entwickelten Arten während der ganzen Kreide auftreten, als gemeinsamen Vorfahren. 678 INTRODUCTION La classification des Foraminiferes planctiques du Cretace necessite une revision sur les nouvelles bases jetees par LOEB- LICH & TApran, 1973, et par STEINECK & FLEISHER, 1978. L’idee generale est qu’il ne faut pas dissocier la morphologie (base des classifications classiques anterieures) de la phylogenie. On sait actuellement que les organismes planctiques reagis- sent aux contraintes de l’environnement par une tres grande souplesse dans le mode et le rythme de leur evolution (Tar- PAN, 1968; Lipps, 1970; Tapran, 1971). Les periodes de coloni- sation ou de stress, favorables aux especes robustes (de type peu evolue, globigeriniformes) alternent avec des periodes ä haute diversite et complexite croissante. La varıabilite des morphotypes chez les foraminiferes planctiques est centree sur le probleme essentiel que ces organismes doivent resou- dre: flotter dans un milıeu ä viscosite variable, en se mainte- nant dans leur tranche d’eau optima par toutes sortes de moy- ens mecaniques (tests fins ou Epais, plus ou moins perfores, globuleux ou aplatis ou carenes; ouvertures larges ou &troites, protegees ou pas; surface des loges lisse, ou ä pustules, ä &pi- nes ou Arugosites). La marge de manoeuvre est Etroite, ce qui explique ä la fois les convergences et les parallelismes. La succession des morphotypes au cours du Mesozoique (CAaron, Kreide 1982) montre qu’ä plusieurs reprises, les especes primitives ont evolue selon une sequence identique depuis le type globigeriniforme de surface, vers le type plan- convexe, le plus profond. Ces repetitions paralleles condui- sent, a l’evidence, ä des types homeomorphes, mais hetero- chrones, que la nouvelle classification ne peut regrouper indi- stinctement sur la base de crıteres morphologiques identiques. La phylogenie, qui reconstitute les Etapes successives depuis les types ancestraux, est donc devenue le deuxieme pilier de la classification. 1. PHYLOGENTE Le schema que nous proposons ıcı (fig. 1) ent compte des donnees les plus recentes sur les lignees evolutives (cf. biblio- graphie in Masters, 1977; ın CARON & HOMEWOOD, ä parait- re). La grande majorite des formes trochospiralees du Cretace appartient ä la famille des Globotruncanidae dont l’origine monophyletique est acceptee jusqu’a present. LES ORIGINES Les formes ancestrales, du type globigerine, appartiennent au genre Hedbergella recense A partir du Barremien. Les premiers individus pourraient avoir des liens plus eloignes, ä l’oree des temps cretaces, avec les Globuligerina, derniers re- presentants du groupe des «Protoglobigerines» du Jurassi- que. Mais ce stock de formes tres primitives, caracterisees par la structure de sa paroı, l’architecture du test et la position de l’ouverture principale, se place dans une lignee evolutive dif- ferente, la famille des Favusellidae (cf. GriGELISs & GORBA- CHIK, 1980). L’hypothese d’une phase benthique dans leur cycle vital expliqueraitä la foıs leur origine au debut des temps me&sozoiques ä partir des foraminiferes benthiques et leur maintien au cours du Jurassique et du Cretace inferieur dans les environnements de la plate-forme externe. LES DIVERSIFICATIONS SUCCESSIVES Par contre, les Hedbergella, des le Barr&mien sont definiti- vement adaptees ä la vie pelagique de l’oc&an ouvert. Elles commencent a €voluer vers la fin de l’Aptien avec l’apparition du genre Ticinella qui fournit la premiere radiation d’especes au cours de !’Albien (suivre la biozonation in Caron, chapitre ın BorLı, SAUNDERS & PERCH-NIELSEN & paraitre). Le passage aux Rotalıpora se fait sans modification du systeme apertural, mais avec apparition de lacarene. Les especes de Rotalipora se diversifient et proliferent au cours du Cenomanien. Pendant cette periode, le rameau des Praeglobotruncana, issu direc- tement des Hedbergella, reste subordonne en nombre et en especes. La disparition des Rotalıpora Ala fin du Cenomanien favorise alors son expansion. Les Praeglobotruncana se diversifient ensuite au cours du Turonien en especes de plus en plus complexes regroup£es dans les genres Dicarinella et Marginotruncana. Cette radia- tion va s’etendre jusqu’a la fin du Santonien qui voit dispa- raitre les derniers representants (mono- et bicarenes) de ces deux genres. Parallellement, de la fin du Cenomanien au San- tonıen, evoluent les formes globuleuses. Le genre Whiteinel- la, ıssu des Hedbergella, fournit peu d’especes mais de nom- breux individus ä la base du Turonien. Le genre Helvetoglo- botruncana, au Turonien moyen, connait une explosion ra- pide mais de courte duree (semblable ä celle du genre Falso- truncana, A& partir des Hedbergella, ä la fin du Turonien). L’evolution lente des Whiteinella conduit au genre Archaeo- globigerina par migration de l’ouverture principale et modifi- cation du dispositif ombilical. Du Campanien au Maastrichtien, on assiste A une troisieme etape de diversification. Les Archaeoglobigerina donnent naissance aux Rugoglobigerina qui se diversifient rapide- ment. Parallement se developpement les Globotruncana et Globotruncanita (hom£gomorphes les bi- et monocarenees de la sequence precedente, Dicarınella et Marginotruncana, dont elles ont pris le relais). Le Maastrichtien est marque par l’accroissement de la diversite et de la complexite des especes de presque tous les genres presents. LA CRISE BIOTIQUE A la fin du Maastrichtien, l’arbre phylogenetique des Glo- botruncanidae se presente dans sa pleine extension. Les tres nombreuses especes utilisent au mieux les substances nutriti- ves dispersees dans l’oc&an, par une distribution bien adaptee, 679 ESn/UOI-EJEe21UJ0] 4b e/IUEIUNA/090/D EUEIUN4/090/9 «> eulyabıg o7bobnd ULSYVH NVINbdWVD qg Marginoflruncan eyjabsagpay "NOLNVS Dicarinella eve3un4/0g0/bae, oO eyab4Jagpay Her, = aD @8s ae IWIınN903| NVINOUNL | NVINVWONZS NvVIgTV e euısaß1lng0/9 ® e,jasnae, Nv/ldV |NVIW3UUVE euN . common aäncestor -ab1g01bouo) EARLY CRET. LATE JURAS. MID. JURAS. Phylogenie des Globotruncanidae au niveau generique. Fig. 1. ‘onbuıyu93 neaaru ne,nbsn! sepruesunnogo]9 sap uoneuruns23p 3pP II "7 'ä1g Q iR Q S psstel ° [e) ° 2 8 = @ IN ° 3 ° B: ssanyns Teosttrqun '8 Y Q hy ° u 5 DI [a [pP ae) S Be} 2 wu 2 ®& Q 3 Sue Rh > & BONN © © possoıdsp Si 3 S 8 ° a Q I 0 m B. {a Q Sm m Q & Q Rh. r & fr DM < nu "N BE DD u & RB + > ° S N Q ® {01 m 3 Q ° ® ° N (6) n2 [ HH VH rer H- H- ® U m + IR} [S S| N SS BO HN0 Re} hs} DB 80 Y Q "3 bs] = 0 08° £9 0) fe) m 00 $£ ® 5 a1 je [e} SE m Y N [0] S m [7 Q m Ur 00 m [7 Sy Q m ja 17 nn ON 8 [N en & [N 5 3 A Ru: D (seTT93so2 y3aIm ıo ’asoßnı) S oı B UOoTFeJUsweuIo ÄAnesH *L N eueounz230bny -rgoTboaey9ay eurtaab \Q nd S Ü u ® N bh. \Q N je) S 'U £ ri — purzabrgoTbobny Ab CEZz< Sr \Y ZBESET tests biconvexes carenes > tests plan-convexes carenes. Selon le rythme de la speciation, ces morphotypes sont re- groupes (arbitrairement) sous un meme nom de genre (par ex.: Praeglobotruncana — type primitif, monocarene — et Praeglobotruncana - type evolue, bicarene) ou bien sous des noms de genres differents (par ex. : Globotruncanella > Aba- thomphalus), bien qu’il s’agisse dans chaque cas de lignees monophyletiques. Le 8ecritere, concernant la forme des sutures entre les loges sur laface ombilicale, est lie ä l’etirement des loges dans le sens de l’enroulement au dernier tour. Les morphotypes globuleux ont toujours des sutures radiales et deprimees, mais le con- traire n’est pas toujours exact et certains genres bicarenes n’ont pas les sutures sigmoides et en relief classiques (par ex.: Falsotruncana, Dicarinella et Abathompbhalus). Pour respecter la logique de la reconstruction phylogeni- que, de nouveaux genres ont dü Etre crees recemment: — Falsotruncana CaAron, 1981, qui differe des Hedber- gella par la presence de deux carenes et des Praeglobo- truncana par l’ouverture primaire largement ouverte de l’ombilic ä la peripherie, bordee par une simple levre. — n. g.?= groupe des especes fornicata-contusa (nouveau nom design& dans I’ «Atlas of Upper Cretaceous Plank- tonic Foraminifera», ä paraitre). On y retrouve les carac- teres des Marginotruncana dont elles sont issues (sy- steme de portici en helice sur l’ombilic; deux carenes tres rapproch&es), mais l’ouverture primaire a migre dans l’aire ombilicale comme chez les Globotruncana. — n.g. ? = groupe des varietes de gansseri dont l’origine, encore discutee, pourrait &tre chez les Archaeoglobige- rina (nouveau nom designe dans «Atlas of Upper Creta- ceous Planktonic Foraminifera»). Ainsi se regroupent actuellement dans la famille des Globo- truncanidae une vingtaine de genres dont on a pu suivre par Etapes successives la complexite croissante. Ils ont pour ancet- res communs les Hedbergella, stock primitif, globigerini- forme, jamais adapte ä la profondeur, dont on connait la lente evolution des especes jusqu’& la fin du Maastrichtien. BIBEIOGRAPHIE Atlas de Foraminiferes planctoniques du Cretace moyen. (1979), RO- BASZYNSKI, F. & CARON, M. (Ed.). — Cahiers de Micropale- ontol., vol. 1-2: 1-185 et 1-181. Atlas of Upper Cretaceous Planktonic Foraminifera. - Revue de Mi- cropaleontologie, vol. 69, fasc. 3-4, in press. CaAroN, M. (1981): Un nouveau genre de foraminifere planctonique du Cretace: Falsotruncana nov. gen. — Eclogae geol. Helv., 74: 65-73. — — (1983): La speciation chez les Foraminiferes planctiques: une reponse adaptee aux contraintes de l’environnement. In: 2. Kreide Symposium, München 1982. — Zitteliana, München (this issue). — — (in press): Cretaceous planktic Foraminifera. In: Biostratigra- phy by Marine Plankton, by BorLı, H., SAUNDERS, J. & PERCH-NIELSEN, K. (ed.). - Cambridge Univ. Press. — — & HOMEWORD, P. (in press): Evolution of early planktic Fo- raminifera. Marine Micropaleontology. GRIGELIS, A. & GORBATCHIK, T. (1980): Morphology and taxonomy of Jurassic and early Cretaceous representatives of the super- family Globigerinacea (Favusellidae). — J. foram. Res., 10: 180-190. Lıprs, J. (1970): Plankton evolution. — Evolution, 74: 1-22. MASTERS, B. A. (1977): Mesozoic Planktonic Foraminifera. A world-wide review and analysis. In: Oceanic Micropaleonto- logy, by Ramsay, A. T. S., p. 301.731. — Academic Press, London. STEINECK, P. L. & FLEISHER, R. L. (1978): Towards the classical evo- lutionary reclassification of Cenozoic Globigerinacea (Fora- miniferida). — J. Paleontol., 52: 618-635. TAPPAN, H. (1971): Microplankton, ecological succession and evolu- tion. -— N. Am. Paleontol. Conv. Chicago, 1969, Proc. H: 1058-1103. — — & LOEBLICH, A. R. (1973): Evolution of the oceanic plank- ton. — Earth Sci. Rev., 9: 207-240. = j “rad En ’ un B a 5 v Ä 1 » u “ Zn - 4 ® 2 i ® r En 3 f 8 4 j 5 gr Ad u) & D & . u 7) Ze u = D Pr u YI u R u: ö u v2 0% “s wu > B ® en . Buy a > Du a a EN A a u . . nA ‘p ou ij u Bu u un 260 “ a FR Br # u rZ Zu . . u u % Bi 5 m. u 4 = eo u > = u > > u Eu N B ag B u => En pr en ie) Pr Ir zZ = Er a 68 uue aee „ 2 u Ze © > Er es u Er r — P N . \ ar en en ee z Em) oe Ars Zr > ee © Br ums f Sn = . . Zu Sure 77 m, BD DS 7 nt Su % Bauben ae Pe voran | . = ur Bun un 4% oe B ® aM ei 5 u ee A . rer rer ir ee A ve damen] ei u Rue München, 1.Jal 196 ISSN 0373007 Project of an atlas of Late Cretaceous Globotruncanids (Results of the European Working-Group on planktonic foraminifera) Presented by FRANCIS ROBASZYNSKT*“) With 3 text figures ABSTRACT After having revised the main species of the Middle Creta- ceous, the European Working-Group on planktonic forami- nifera has pursued its activities on the Late Cretaceous. Six meetings were needed to debate the status of about a hundred taxa belonging to the Globotruncanid family. Discussions led to the description and illustration of some thirty species cho- sen for their biostratigraphic value. The vertical distribution of these species, for Tethyan and Boreal realms, is given in a range chart which takes into ac- count phyletic relations and asserts an eight-part biozonation. Several genera will have to be created and some tens of forms will fall into synonymy. RESUME Apres la revision des principales especes du Cretace moyen, P BD P le Groupe de Travail Europ&en des foraminiferes planctoni- P B B, ques a poursuivi ses activites en s’attachant aux formes du Cretace superieur. Six reunions furent necessaires pour de- battre du statut d’environ cent taxons appartenantä la famille des Globotruncanides. Les discussions ont abouti & la des- eription et ä P’'illustration d’une trentaine d’especes retenues pour leur valeur biostratigraphique. L’extension verticale de ces especes, valable pour les do- maines boreal et tethysien, est proposee dans une charte te- nant compte des relations phylogenetiques et soutenant une biozonation en huit termes. Deux nouveaux genres devront Etre crees et plusieurs dizaines de formes seront mises en sy- nonymie. KURZFASSUNG Nach der Revision der wichtigsten Arten der Mittel-Kreide hat sich die Europäische Arbeitsgruppe für planktonische Fo- raminiferen der Oberkreide zugewendet. Bei 6 Zusammen- künften wurden ca. 100 Taxa der Familie Globotruncanidae diskutiert und einheitlich beschrieben. Exemplare von 30 bio- stratigraphisch wertvollen Arten wurden für Abbildungen ausgewählt. *) F. ROBASZYNSKI, Faculte Polytechnique de Mons, 9, rue de Hou- dain, B-7000 Mons, Belgium. Die Reichweiten sowohl im Tethysbereich als im Boreal wurden in einer Tabelle mit 8 Biozonen vergleichend darge- stellt, unter Berücksichtigung phylogenetischer Zusammen- hänge. Zwei neue Gattungen müssen aufgestellt werden und mehr als 10 Arten fallen in die Synonymie. 684 INTRODUCTION After the publication in 1979 ofthe “ Atlas of Middle Creta- ceous Planktonic Foraminifera” by the “Special Section of the Middle Cretaceous Events Project” (I.G.C.P. no 58), the Eu- ropean Working Group on planktonic foraminifera decided to clarıfy and standardize the taxonomy ofthe main Late Cre- taceous Globotruncanids. Meetings and participants: Since 1980, six meetings of two or three days were organized at the universities of Bern, Am- sterdam, Plymouth, Zürich and Rouen. The last one was ar- ranged at Bordeaux by the Esso Company at the beginning of May 1982. The Group gathers more than thirty specialists from uni- versities and petroleum companies, representing ten Euro- pean countries (Belgium: M. MEIJER, F. Rosaszynskı; Cze- choslovakia: J. Sara; France: P. ANDREIEFF, J. P. BELLIER, M. BourDvon, L. Brun, F. CALANDRA, P. A. DurEugLE, R. LEH- MANN, M. NOIREAU-CONARD; Germany: D. Herm, W. Weiss; Holland: P. Marks, J. Postuma, A. SCHROEDER, J. Van Hin- TE, A. WOnDers; Italy: I. Premorı-SıLva; Poland: I. HELLER, D. PeryT; Spain: J. M. GonzaLzz Donoso, M. LamoLpa, D. LinarEs RoDkrıGUuEz; Switzerland: F. ALLeman, H. BorLı, M. Caron, R. HErB; United Kingdom: H. Baıtev, K. Bart, P. Bısc, M. B. Hart, A. Swiecickt); Z. EL NaGGAR, from Saudi Arabia, attended several meetings. PROBLEMS AND DIFEICULTIES As for paleozoologists, micropaleontologists are inevitably confronted with the concept of species and with taxonomic problems. Under the microscope, they observe populations connected in time by phylogenetic links, but to put the com- plex information perceived into words, they only dispose of the binominal linneian nomenclature. Other nomenclatural systems were suggested (for example by Ganporri 1955, By- kova 1960, SısaıL 1966, etc.) but they are often difficult to put into practice because of their relatively complicate transcrip- tion. Although the binominal system has the startcoming of be- ing rigid and rather typologic, even artificial and too restric- ted, it nevertheless offers the invaluable advantage of being concise (Hudson & Fox 1962) especially when information is MEIHOBOLOGY EOLLOWED In order to stabilize the taxonomic position of one species, the most convenient is to refer to the holotype, even ifthis one does not represent the “average species”. During the sessions, the Group had at its disposal a lot of holotypes and paratypes, kindly lent by different institutions, examined in museum collections (P.R.I. Ithaca, U.S.N.M. Washington, Museums, Universities of Bäle, Paris, Stock- holm, Strasbourg, Utrecht, Zürich, B.M.N.H. London, etc.), or borrowed from personal collections (coll. Sıcar, coll. of members of the Group). When holotypes were wanting, topotypes or geographically-close hypotypes were carefully investigated. Having at disposal Tethyan and Boreal material, from out- crops and oceanic sections, the Group identified some phylo- directed to geologists, stratigraphers or to other general earth-science workers. Micropaleontologists are generally aware of the intraspeci- fic variability of planktonic foraminifera and in most cases, the holotype, sometimes defined a century ago or more, does not represent the “average species” or the “spectro-holo- tpye” of Sıcar, 1966. Moreover, some recently named or well-described species are better chosen than senior ones. Yet, because of the rules of priority, the first named species has to be used, even if, morphologically, it is not exactly sui- table. Another question: in an anagenetic lineage, how many spe- cies should be chosen to show gradually evolving morpholo- gical characters? BY THE WORKING-GROUP genetic lineages, which gave a logical frame to species retained mainly for their biostratigraphical value. In an anagenetic branch, species are chosen and given a name each time mor- phological changes, clearly seen under the microscope, are si- gnificant. Each important species, that stands out as landmark along an evolutionary lineage, has been examined under the micro- scope, discussed at length by all the participants, and descri- bed integrally. Then, several specimens of the species and its variants, issued from diverse biogeographical provinces, were chosen to be photographied under the Scanning Electron Mi- croscope. The results will be published in an international journal as an Atlas comprising about sixty plates. 685 PEIMEOGENETIGFRESUNTS 1. HIERARCHY IN MORPHOLOGICAL CHARAC- TERS Thanks to the observations carried out for a century with the photonic microscope and more recently with the S.E.M., a hierarchy of evolutionary characters related to the test of planktonic foraminifera has been gradually defined. The first appearing characters are considered as the most primitive. Arranged according to their importance, the following morphological criteria are used to individualize higher taxa in the Late Cretaceous Globotruncanids (details cf. Caron in Borrı and al. ed., in press): — position of the primary aperture (umbilical-extraumbilical nearly periumbilical; umbilical-extraumbilical; umbilical); — morphology of expansions of the test around the umbilicus (lips, flaps, portici, tegilla); — presence of keels (0, 1, 2) or of an imperforate peripheral band; — type of ornamentation (rugose, costellae); — bearing of umbilical sutures (raised, depressed...); At the specific level, the following are determinant: — shape and number of chambers (petaloid, crescentic...) — aspect of the equatorial outline (circular, lobate...) — shape of the sutures (radial, sigmoidal...) — aspect of the lateral view (plano-convex, biconvex...) 2. THE MAIN PHYLETIC GROUPS Using the characters listed above, several lineages were di- stinguished for the following taxa: : linneiana group, arca group, aegyptiaca group : fornicata group : gansseri group genus Globotruncana ? nov. gen. ? nov. gen. The phylogenetic chart with genera and groups (fig. 1) is based on the successive appearance of evolved characters, for example: primary aperture nearly peripheric— aperture um- bilical; lips — tegilla; no keel > two keels; two keels > one keel. 3. PHYLOGENY OF SPECIES IN THE ARCA GROUP To give an example, we shall analyse the evolution of the species of the arca group belonging to the genus Globotrun- cana (fig. 2). Among the characters defining the species G. arca (CusHMAN), we shall retain: six to eight petaloid chambers in the last whorl, chambers increasing slowly in size on the spiral side, outline biconvex more or less symmetrical with two keels distinctly separated. The species appears near the base of the elevata zone (Lower Campanian) and continues with slight modifications till nearly the end of the Cretaceous. In the elevata zone, rises a branch which begins with G. orientalis Eı Nascar: petaloid chambers, increasing slowly in size on the last whorl of the spiral side, two closely spaced keels on the last ones. Through intermediate forms, the branch evolves towards G. esnehensis Nakkapy which also possesses petaloid chambers increasing slowly in size, but only one keel on all chambers of the last whorl. In the early Maastrichtian, another branch arises from the arca species. It begins with G. falsostuarti Sıcar, with numerous petaloid chambers, increasing slowly in size, two keels typically joi- ning each other in the middle of each chamber; the umbilical keel may disappear on the last few chambers. Gradually, fal- sostuarti evolves to a form with petaloid chambers increasing slowly in size but single-keeled. G. fareedi Eı. NaGGAr could be a name for this evolutionary step although the specimen fi- gured by DurrusıE 1969 (“falsostuarti emend.” single-kee- led, pl. III, fig. 10 = n. sp. ?) seems more significant. TT mayaroensis N 1 ABATHOMP Kir GANSSERI RUGO. IE GROUP TRUNCANA ==, gansserı Ss \ | =S GLOBO_ 5) TRUNCANELLA ' talsostuarti -7 4 T MAaASTR zegyp 9" Forea) 2 4 GLO BOB NICANA 227 ale) Star calcarata RUGO_ GLOBIGERINA m ventricosa Il CAM PANIAN elevata allanfıcz feareı GLOBOTRUNCANITA FORNICATA GROUP group linneiana arca S I um eleyafz 7 N ARCHAEO. M Saal = GLOBIGERINA Yır stformis - U E z |asymetrica pseudolinneiana {7} nn © |concavata M/[A R Ik UEINZIC J A © Io 2iles HELVETOGLOBO- SER] Sa, [LIRUNCANA PRAEGLOB = 5 helvetica Ss | 7 WHITHEINELLA] HEDBERGELLA iu Fig. 1 Phylogeny of genera, groups and species ofthe “fornicata group” inthe Late Cretaceous (branches tilted to the right: taxa with portici; to the left: with tegilla). 686 In the upper part of the Campanian, G. rugosa (MARIE), with very globular chambers on the umbilical side, can be di- stinguished from G. arca. Parallel to the branches arısen from arca, maybe with a common ancestor, there isthat of G. mariei BANNER & BLow which has differing characters: crescentic chambers, increa- singly rapidly in size; biconvex outline and two closely spa- ced-keels. In G. rosetta (CArsey), the first two characters are the same as for G. mariei but the test becomes umbilicoconvex with two keels on the first chambers and one keel on the last ones. It is possible that later on, G. rosetta becoming spiro-convex and single-keeled gave homeomorphs of G. esnehensis. —_ N \ ? fareedi mayaroensis iu gansseri -_ falsostuarti / falsostuarti MAASTRICHTIAN or. n.sp The gradualistic interpretation of the arca group is based on the analysis of a rich material (some tens, hundreds and sometimes thousands of specimens per sample), issued from closely spaced levels (time-steps of 50000 to 10000 years, so- metimes even less) and sedimented on regularly subsiding areas (Tethys: Spain, France, Italy, Tunisia, Egypt, Caraibs, Atlantic D.S.D.P. cores, etc.; Boreal province: Northern Eu- rope, from England to Poland). The differenciation of new forms and new species would seem to be related to major eustatic variations of sea-level which modified ecological conditions and geographical extent of foraminifera (Kaurrman 1977, HART & BaıLev 1979). esnehensis calcarata \ \ rugosa — ventricosa \ N z N z NS Sr S < a > elevata 5 [6) arca x orientalis cr rosetta v@ mariei Fig. 2 Phylogeny of species of the “arca group”. 687 TAXONOMIC CONSEQUENCES If we agree with the opinion that species denominations are like reference-marks along an evolving branch, we have to choose “reference-species” with clear morphological charac- ters. This way, numerous intermediate “species” (evolutio- nary links or ecological forms) fall into synonymy with the “reference-species”. The advantage of this is that it lightens and simplifies the systematics, rendering the publication of biostratigraphical data more accessible to non-specialists. Among about a hundred “species’” proposed in the literature, we retained some thirty species for the Late Cretaceous. e]EAEIUOI BSO911JU9A za nova genera DIC. = DICARINELLA GL. = GLOBOTRUNCANELLA AB. = ABATHOMPHALUS TR. = TRINITELLA zul cO.| SANT. CAMPANIAN MAASTRICHTIAN ejejeaJes The list below indicates some of the synonymies proposed after numerous comparisons under the microscope and ex- tended discussions during the sessions of the European Wor- king Group. Globotruncana linneiana (v’Orsıcny, 1839), neotype by BRONNIMAN & Brown, 1956 = P. tricarinata QUEREAU, 1893 (lectotype by PessaGno 1967) G. obligua Hern, 1965 G. loeblichi Pzssacno, 1967 ara 2| 5 | & | BorDEAUX SS Nr = |n Na concavata asymelrica stuartiformis elevala insignis pettersi allantica subspinosa calcarata stuarti conica VLINYVINNYLOIOTI9 lınneiana bulloides ventricosa arca rugosa orientalis esnehensis falsostuarti ?fareedi or. nspc N oe oT Pe) mariei rosetta zZ aegyptiaca duwi gagnebini NV NERVEED fornicata patelliformis plummerae walfishensis uU9Bb HoU contusa gansser! 19 Bu havanensis intermedia mayaroensis 8V scotti ul Fig. 3 Range-chart of the main Late Cretaceous species (Globotruncanids). Read “nova genera” for “no- vum genera’”. 688 G. arca (CusHman, 1926) = G. lapparenti BrOTzEn, 1936 (lectotype by PEssacno, 1967) = G. leupoldi BoıLı, 1945 G. orientalis EL Nascar, 1966 = G. stephensoni PessaGno, 1967 G. marıiei BanNER & BLow, 1960 = G. cretacea CUSHMAN, 1938 G. rosetta (Carsey, 1926) lectotype by EskEr, 1968 = G. lamellosa SıcarL, 1952 = G. caliciformis trinidadensis Ganvorrı, 1955 = G. arca carıbica GanDoLrı, 1955 G. contusa (CusHMAN, 1926) = G. linnei caliciformis VOGLErR, 1941 G. contusa galeoidis Herm, 1962 = G. navarroensıs SMITH & PEssacno, 1973 Globotruncanita elevata (BroTzEn, 1934) lectotype by Kun- RY, 1970 G. andori De Kıasz, 1953 G. putahensis Taxavanacı, 1965. ıl References of the taxa cited will be given in the next future in the “Atlas of Late Cretaceous Globotruncanids’” and are accessible in Caron (in press), EL NaGGar 1966, LiNARES 1977, Masters 1977, PEssaGno 1967, WONDERS 1980. ACKNOWLEDGEMENTS This project was supported by grants from ESSO-France, S.N.E.A. (P.), N.A.T.O.-R.G. 1895 and Belgian F.N.R.S. The financial support of these companies and institutions is gratefully acknowledged. WethankM. GuiLaume and I. PremoLı SıLvA for checking the Englısh. REFERENCES Bykova, N. K. (1960): Au sujet du developpement phylogenetique cyclique chez les Foraminiferes. - V.N.1.G.R.1., 163, Sborn. geol., 5, p. 309-327, 7 pl., Leningrad-Moscou. CARON, M. (in press): Cretaceous planktonic foraminifera. — In: “Biostratigraphy by marine plancton” BOLLI and al., Cam- bridge Univ. Press. Er NAGGAR, Z. R. (1966): Stratigraphy and planktonic foraminifera of the Upper Cretaceous. — Lower Tertiary succession in the Esna-Idfu-Region, Nile Valley, Egypt, U.A.R. - Bull. Brit. Mus. (Nat. Hist.), Suppl. 2, 291 p., 23 pl. GANDOLFI, R. (1955): The genus Globotruncana in Northeastern Colombia. - Bull. Amer. Pal., 36, (155), 118 p., 12 fig. 9 pl., Ichaca. HART, M. B. & BAILEY H. W., (1979): — The distribution of Plankto- nic Foraminiferida in the Mid-Cretaceous of NW Europe. — In: Aspekte der Kreide Europas, 1.U.G.S. Series A, 6, E, Schweizerhart’sche Verl. Stuttgart, p. 527-542, 8 fig. Hupson, R. G.$. & Fox, T., (1962): An Upper Visean Zaphrentoid fauna from the Yoredale beds of NW. - Yorkshire. - Proc. Yorksh. geol. Soc., 25, p. 101-126, pl. 9-12, Leeds. KAUFFMAN, E. G. (1977): Evolutionary rates and biostratigraphy. — In: Concepts and methods of biostratigraphy. E. G. KAUFF- MAN and J. E. HAZEL ed., Dowden, Hut. & Ross, Strouds- burg, p. 109-141, 8 text-fig. LINARES RODRIGUEZ, D. (1977): Foraminiferos planctönicos del Cretäcico superior de las Cordilleras Beticas (Sector Central). — Thesis. Univ. Malaga, 410 pp., 47 pl. MASTERS, B. A. (1977): Mesozoic planktonic foraminifera. A world-wide review and analysis. - In: Oceanic micropalaeon- tology, vol. 1, A.T.S. Ramsay ed., Acad. Press, p. 301-731, 58 pl., 148 fig. PESSAGNO, E. A., (1967): Upper Cretaceous planktonic foraminifera from the Western Gulf Coastal Plain. — Palaeont. Americana, 5, (37), p. 245445, pl. 48-101. ROBASZYNSKI, F. & CARON, M. and European Working Group on Planktonic Foraminifera (1979): Atlas of Mid Cretaceous planktonic foraminifera (Boreal Sea and Tethys). Cahiers Mi- cropal., Ed. C.N.R.S., Paris, fasc. 1979-1 et 1979-2. SIGAL, J. (1966): Le concept taxinomique de spectre. Mem. hors-se- rie, 3, Soc. geol. Fr., 126 p., 10 pl. StoLL, N. R. and al. ed. (1964): International Code of Zoological nomenclature adopted by the XVe international congress of zoology. Int. Trust. for zool. nomenclature, London. WONDERS, A. A. H. (1980): Middle and Late Cretaceous planktonic foraminifera of the Western Mediterranean area. — Utrecht Micropal. Bull., 24, 157 p., 10 pl., 43 fig. | Zürelinn | 10 | 689-701 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627 Campanian and Maastrichtian Inoceramids: A review ANNIE VALERIE DHONDT*) With 6 text figures INBSTIRA:GT Late Cretaceous deposits of the Northern Hemisphere contain numerous Inoceramids. As “biostratigraphic tools” they are used with excellent results for strata of the Mid-Cre- taceous and early Late Cretaceous. Inoceramids are just as frequentas in Mid-Cretaceous in strata of Late Cretaceous age (Campanian and Early Maastrichtian). Yet, on a wide geogra- phic scale (Northern Hemisphere) they have not been used for precise dating. Data on inoceramid occurrence and distri- bution are available for many regions but in NW Germany and in most areas ofthe USSR, Campanian and Maastrichtian inoceramids have been studied much more thoroughly than in most other regions. Biogeographically above the Lower Campanian, deposits of the Northern Hemisphere belong to two large entities: the North Pacific Province and the Euramerican Region (includes the European Palaeozoogeographic Province of Naıpın and allNorth American deposits except those of the West Coast). In the North Pacific Province strata are subdivided biostrati- graphically by inoceramids endemic to that region. In Maa- strichtian deposits from temperate seas in the Northern He- misphere, a subdivision can be made using the “aberrant”” te- gulated inoceramids: Spyridoceramus tegulatus occurs in Lower Maastrichtian strata, Tenuipteria argentea characteri- ses Upper Maastrichtian strata. The Tethys fauna of Europe and Africa has many elements in common with the Eurameri- can region. The extinction of the inoceramids has been a gradual pro- cess beginning in the Campanian; by Mid-Maastrichtian ti- mes only one genus survived which lived till the youngest Moastrichtian. The extinction in Early and Mid-Maastrich- tian was not due to a sudden disappearance of favourable eco- logical conditions: “inoceramid-like‘“ species are found after the disappearance of most inoceramid groups. In the Danıan inoceramids and inoceramid-like species are unknown. KURZFASSUNG Die in den Oberkreide-Ablagerungen der Nord-Hemi- sphäre häufig auftretenden Inoceramen werden biostratigra- phisch mit sehr guten Erfolg in Schichten älter als Santon ein- gesetzt. Obwohl Inoceramen auch in Schichten des Campan und Unter-Maastricht zahlreich vertreten sınd, werden sie hier nicht zur Einstufung herangezogen. Aus vielen Gebieten liegen zwar Angaben über ihre Verbreitung vor, sie sind je- doch nicht immer überregional vergleichbar, da sie nur in NW-Deutschland und in der USSR gründlich untersucht sind. In der nordpacifischen Faunenprovinz wird das Campan mit endemischen Inoceramen unterteilt. Im Maa- stricht der gemäßigten Nordhemisphäre können die ‚„‚aber- ranten“ tegulaten Inoceramen zur Unterteilung eingesetzt *) A. V. DHONDT, Departement Paleontologie, Koninklijk Belgisch Instituut voor Natuurwetenschappen, Vautierstraat 29, B-1040 Brussels, Belgium. werden: Spyridoceramus tegulatus für das Untermaastricht und Tenuipteria argentea für das Obermaastricht. Biogeographisch gehören die Schichten jünger als Unter- campan in der Nord-Hemisphäre zu zwei großen Einheiten: die ‚„‚Nord-Pazifik“-Provinz und die ‚„‚Euramerika“-Provinz (europäische paläozoographische Provinz von Naıpın zu- sammen mit allen nordamerikanischen Vorkommen, außer der Westküste). Die Tethys-Faunen Europas und Afrikas ha- ben viele gemeinsame Formen mit dieser Euramerika-Pro- vinz. Das Aussterben der Inoceramen vollzog sich schrittweise, beginnend im Campan. Im mittleren Maastricht überlebte nur noch eine Gattung, die bis zum Ende des Maastricht auf- tritt. Das Aussterben im Untermaastricht kann nicht auf das plötzliche Aussetzen von günstigen ökologischen Bedingun- gen zurückgeführt werden; ‚‚Inoceramen-ähnliche‘“ Formen finden sich auch noch nach dem Aussterben der meisten Ino- ceramen-Gruppen. Aus dem Dan und höher sind Inoceramen und ‚‚Inoceramen-ähnliche‘“‘ Arten unbekannt. 690 RESUME Dans ’H&misphere nord les depöts neocretaciques con- tiennent de nombreux inocerames. En biostratigraphie ils rendent de bons services jusqu’ä la fin du Santonien. Dans les depöts du Campanien et du Maastrichtien inferieur les inoce- rames restent tout aussi frequents. Cependant ä large Echelle geographique (l’H&misphere nord) ils sont inutilisables pour la datatıon precise. Dans des travaux regionaux nous trouvons de nombreuses donne&es sur la presence et la distribution des inocerames; elles ne sont pas toujours comparables, parce que dans le Nord-Ouest de l’Allemagne et en URSS, les inocera- mes du Campanien et du Maastrichtien inferieur ont &te etu- die plus en detail que dans d’autres regions. Apres le Campanien inferieur les depöts de PHemisphere nord forment deux grandes entites biog&ographiques: la Pro- vince du Pacifique Nord d’une part et la Region Eurameri- caine d’autre part (la Province Paleozoogeographique Euro- peenne de Naipin, et les depöts d’Amerique du Nord ä l’ex- clusion de ceux de la cöte ouest). Dans la Province du Pacifique Nord la biozonation du Campanien se fait ä l’aide d’inocerames endemiques ä cette province. Dans les depöts maastrichtiens de mers temperees de ’Hemisphere nord la subdivision de cet &tage peut se faireä l’aide d’inoceramides «tegules»: Spyridoceramus tegulatus caracterise le Maastrichtien inferieur, Tenuipteria argentea le Maastrichtien superieur. La faune tethysienne d’Afrique et d’Europe est tres proche de celle de la Region Euramericaine. L’extinction des inoceramides a €t€ un processus graduel, qui acommence au debut du Campanien. Au Maastrichtien moyen un seul genre survit qui disparait ä la fin du Maastrich- tien. La disparition des inoceramides au debut du Maastrich- tien n’est pas expliquable par une soudaine absence de condi- tions Ecologiques propices au groupe: des homeomorphes d’inocerames se trouvent, apres la disparition des inocerami- des, dans le Maastrichtien moyen et superieur. Au Danien on ne retrouve ni inocerames ni homeomorphes d’inoceramides. CONTENTS Introduction: erstere er ernuekeunnereue auszerene seen raten ae I. General Remarks on Inoceramids ............ II. RegionalReview u... „u... een ereiare III. Stratigraphic and Geographic Distribution ..... IV. Extinction ofthelnoceramids ............... V. Gonelusionss.. snaena ea nenn are reeee VI: References... ana an meine he eine INTRODUCTION Among the macrofossils used for Cretaceous biostratigra- phy, inoceramids have traditionally been important for the Mid-Cretaceous and early Late Cretaceous. In areas where ammonites are relatively rarely found, they are an excellent biostratigraphic tool, especially from the Turonian to Santo- nıan. In the latest Cretaceous, Campanian and Maastrichtian, their biostratigraphic usefulness has generally been disclai- med. Yet, especially in the Campanian, inoceramids were still quite common. It seemed interesting to check what happened on a wide geographical scale (Northern Hemisphere and Tethys) in the terminal Cretaceous, within the inoceramids: how their bio- geographical distribution evolved, how their stratigraphical distribution changed, how their “extinction” took place. Il. GENERAL REMARKS ON INOCERAMIDS Inoceramidae are recorded from the Early Permian to the latest Cretaceous. The biostratigraphic importance of this fa- mily of pteriacean bivalves is due to the genus /noceramus J. Sowergv, 1814, which is known to have occurred from the Early Jurassic to the Late Maastrichtian. The number of spe- cies which have been assigned to the genus is huge: PERGAMENT (1981) lists, on a worldwide basis 94 species (in a work on the Cretaceous-Tertiary boundary); 94 species for the Camp- anian and Maastrichtian stages alone — and in the Maastrich- tian inoceramids are relatively rare! For an area limited to the Western Interior of North America, KAurrman (1975) lists 89 subspecies and species of inoceramids for the Campanıan and Early Maastrichtian. Accordingto the standards used by most mollusc workers, an average of 50 species in one genus per stage is exceptional, even in a genus in which species have short ranges (this indeed might mean close to 1000 species in the genus /noceramus in its total range). This is nota new problem: in the last 150 years authors have repeatedly attempted to subdivide the vast series of known Inoceramus species on morphologic, phylogenetic or other criteria. Thus Mytiloides as a genus/subgenus dates back to BRONGNIART, 1822, Endocostea to WHITFIELD, 1880. The first thorough attempt at subdividing and classifying all ‚‚/noce- ramus““ was made by Heınz (1932 and others). The result was rather confused and confusing: the main problem created was of nomenclative nature as Heinz often did not follow ICZN rules. Most later systematic studies on inoceramids are based on the best aspects of Hemz’s work. In the Treatise of Moore, Cox (1969) tried to define (in accordance with the ICZN) some of Heınz’s invalid but useful names. For Cretaceous Inoceramidae less ambitious and less extreme subdivisions have been used: — informal groups based on morphologic characteristics (Dosrov and Pavova, 1959); — systematic groups at the subgeneric level, applying many elements of the system introduced by Heinz, but ha- ving redefined them (Sertz, 1961 b, 1965, 1967, 1970, and Sornav, 1966, 1969, 1973 etc.). Other authors such as Tsa- GARELY (1942, 1949) and Kaurrman (1973, 1977 and others) use genera/subgenera from HEınz and from earlier authors: in Kaurrman (1977) Cladoceramus, Endocostea and Platy- ceramus have subgeneric rank and Mytiloides is given ge- 691 neric rank. Modern Soviet authors, as a rule, follow a sy- stem modified after Dosrov and Pavrova. All species be- long to /noceramus but the species are placed in “species- groups”. Only Tenuipteria is occasionally granted generic rank. MıturA (1957) explained why the study of /noceramus is so difficult. The problem lies partly in the homogeneity of the group (which makes it very difficult to quantify the differen- tiating characteristics) and also the preservation is generally poor (which results in the absence of information on the cha- racteristics of the shell and means that species often are only known as internal moulds). Yet, despite those preservational limitations some inoceramids are important stratigraphic tools. As demonstrated by Kaurrman (1975) their long pela- gic larval stage ensured a very wide distribution (some species groups might well have been pelagic all through their life: pseudoplanktonic or epiplanktonic). UIZREGIONAL REVIEW The geographical area considered is very wide. Obviously I am not as familiar with faunas from the Pacific Province as with those from Western Europe. Hence, the data have been collected with the usual bias (conclusions are drawn for a very large area but the author considers as central the area in which he works, on personal rather than on scientific grounds). South America and the Southern Pacific area (Aus- tralian Province of Kaurrman, 1973) are omitted. The data available to-day on inoceramids from the Camp- anian-Maastrichtian stratigraphic interval cannot always easily be compared. The Campanian-Maastrichtian boundary is not always put in the same place by all authors (below or above the B. polyplocum Zone) and in some areas (such as N. Germany and many regions in the USSR) the group has been studied in greater detail than in others (such as France or Spain or most areas of the USSR). 1. GERMANY AND NEIGHBOURING AREAS The first basic stratigraphic work on Late Cretaceous Ino- ceramids was done in Germany a. o. by Anperr (1911), J. Boenm (1911, 1915), G. Murrıer (1900). Those early au- thors generally limited themselves to the Turonian-Coniacian (= Emscher) interval. Logically they worked on the strata in which the inoceramids are most numerous. Later authors Heine (1929), Heinz (1928, 1932), Rıeper (1931) worked on stratigraphically younger levels and included the Santonian. At that time in much of Northern Europe the Campanian- Maastrichtian interval was divided in “Mammillaten”- and “Mucronatensenon“ and no major boundaries in that interval were based on inoceramids. In the early 1950’s under the in- fluence of the Russian school (ArkHanGeısky [1912], ScHars- xy, but mainly through Jrı£rzey [1951 and others]) the “Mu- cronatensenon” was biostratigraphically subdivided on the base of its belemnite content by Schmip (1955a and b, 1956) and German uppermost Cretaceous strata were subdivided according to international usage. In connection herewith Giers (1964) and Seitz (1956, 1965, 1967, 1970) concentrated also on inoceramids of Campanıan age. Only Serrz made oc- casional references to inoceramids of Maastrichtian age. This neglect is understandable since Maastrichtian deposits are much rarer in Germany than those of Campanian age. Never- theless, Seırz made the only virtually complete study of inoce- ramids occurring in late Late Cretaceous age in Europe. His results apply widely in the European Palaeozoogeographic Province (or as it ıs generally known E.P.P. of Naıpın [1959]) and probably also beyond that region. It is especially interesting to connect the northern German data with those of Denmark and southern Sweden, using the data on Höllviken (Brorzen, 1945, Opum, 1953) and the ge- nerally well studied Danish section (BirkeLunp, 1957, W. KEGEL CHRISTENSEN, 1975, 1976, Ravn, 1902, SURLYK, 1972, Surıyk and BirkeLunn, 1977, TROELSEN, 1937). 2. ENGLAND In England, just about all Cretaceous bivalves were revised in Woops’ monumental monograph (1899-1913); due to in- sufficient stratigraphic resolution (typical of that period) the data given for inoceramids are no longer satisfying to-day (see also Kaurrman, 1976). Still, the fact remains that Woons was the first worker on Cretaceous bivalves who gave good illu- strations of real specimens (and not synthetic reconstructions as were made all too frequently in the monographs of Goıp- FUSS Or D’ÖRBIGNY). It is unfortunate that till to-day no revision of English Cre- taceous inoceramids has been published. Woons’ inoceramids have — because of the accurate illustrations — been reinterpre- ted by many inoceramid specialists and often by persons who had not seen the specimens. As a result different species con- cepts have been applied to the same name. Most ofthe Campanian inoceramids from Late Campanian deposits described by Woops seem to belong to the /nocera- 692 mus balticus s. 1. species group which also occur in the under- lying quadratus chalk. An exception is the species which Woops described as /. inconstans var. sarumensis which was considered by Heinz (1928) and later by TsaGarELY (1942) and by Aragekıan and BogkovA (1974) as a distinct species- I. sa- rumensis. The species which are limited to the guadratus Zone I. cardissoides Goıpruss, I. lngna Gowpruss, I. loba- tus Gowpruss, I. pinniformis Witwer, I. tuberculatus SCHROEDER, all can be considered as belonging to the subge- nus Sphenoceramus as understood by Seitz (1965). Maastrichtian deposits on land in England are rare. 3. BELGIUM - THE NETHERLANDS In the Belgian-Dutch Campanian the geographic situation is intermediate between Northern Germany, England and the Paris Basın. The first study ever published on the Campanian inoceramids was made recently by Sornay (1982) on the spe- cimens of the coll. of the I.R.Sc.N.B. It shows the following picture: for the topotypical “Smectite de Herve” (early Late Campanian) the most frequent species belong to the /. balti- cus group. In deposits probably of the same age in Limburg (coal mine shaft) many species belonging to Platyceramus have been found, along with the /. balticus group. In the up- permost Campanian-possibly Lower Maastrichtian strata of Hainaut, Sornay also describes /. pteroides pyrenaicus SOR- nay and /. inordinatus (Hemz). Thus we are confronted with a fauna of mixed affınities - containing elements of the North German Campanian but at the same time species found in the Charente and Aquitaine. Most elements are within the Endo- costea subgenus. For the stratotypical Maastrichtian Tenuip- teria argentea (CoNRAD) has been recorded (DHonDpT, 1979, 1982 and 1983). 4. FRANCE The most comprehensive monograph on Cretaceous bival- ves is by D’Orsıcny (1844-1847). After this basic work very little fundamental work on inoceramids was done in France until 1950 (Sornav, 1959). Since then Sornav published fairly extensively on inoceramids from French and African Upper Cretaceous deposits: on the Campanian-Maastrichtian inter- val in 1957, 1962, 1966, 1973, 1976, 1978. He used the des- criptive system derived from Heinz, also used by Serrz. Du- ring the last thirty years Sornay has not only published sy- stematically but has also identified specimens for many au- thors publishing stratigraphic papers on deposits of Late Cre- taceous age: hence a unity now exists in French inoceramid usage and nomenclature for strata of Middle and Late Creta- ceous age. However, comparing the results of inoceramids from Campanian-Maastrichtian strata in France with similar inoceramids from the rest of Europe, is not always easy. In France the Maastrichtian stage is very often still understood as it was defined by Haus (1911) whereby the first Maastrich- tian zone is the B. polyplocum Zone. In the generally accep- ted international usage the B. polyplocum Zone is the last Campanian zone (ATABEKIAN, 1979). In the Charente, Aqui- taine, the Pyrenees and $. E. France belemnites are absent, hence the correlation with N. and E. Europe is difficult. Most of the inoceramids described from those areas are of the I. balticus group s. |. and also of the Platyceramus group. Only from the Cotentin undoubted Maastrichtian deposits with numerous bivalves are known in the “Craie a Baculites’”. BıGnoT and LARSONNEUR (1969) assigned by microfossil data a latest Campanian-Maastrichtian age to these deposits. SORNAY (1973) described a new Trochoceramus species from these strata: Tr. morgani. In the BM(NH), collection de Gerville, this Trochoceramns species and Endocostea specimens (group balticus) are present from the same strata in the Co- tentin. 5. IBERIAN PENINSULA Campanian-Maastrichtian inoceramid-bearing strata are not frequent in Spain and seem to be largely restricted to the Pyrenean region. Sornay (1978) described a few species from there belonging to Platyceramus and Endocostea s. |. 6. USSR In the vast territory of the USSR, marine deposits of Late Cretaceous age are widely distributed- indeed they are pre- sent from the most eastern to the most western part of the country. The stratigraphic subdivisions have been partly ba- sed on belemnites for a long time, and already ARKHANGELSKY (1912) used belemnites much as we do to-day. At present, just about all Upper Cretaceous deposits of the USSR have been studied. For most regions inoceramids have been worked on both stratigraphically and systematically. A more or less uniform stratigraphic scheme is now in use (PEr- GAMENT, 1978). Examples of detailed regional studies of depo- sits and inoceramids of terminal Cretaceous age: Far East of the USSR: PErGAMmENT (1974), ZonovA (1970), Ukraine: Ko- cıUBYNsKu (1968, 1974), Crimea and Caucasus: DoBrov and Pavıova (1959), Georgia: TsaGArELY (1942, 1949), GAMBAS- HIDZE (1979), Armenia and Daghestan: EGoAan (1955), REN- GARTEN (1965), ATABEKIAN and BoBkovA (1974), Azerbayd- zhan: Arızv (1939 and others), Kopet Dagh: ArasEkıan and LiCHATSHEVA (1961). In Campanian-Maastrichtian times, large areas of the we- stern USSR are part of E. P. P. (Naıpın, 1959 and this volu- me). The Far Eastern USSR are part of the North Pacific Provin- ce; inthe Campanian this area is characterised by an inocera- mid fauna which is partly “endemic” and ın the Upper Camp- anian the /. schmidti Zone is based on one of those Northern Pacific inoceramids. 7. BULGARIA In Bulgaria, Campanian-Maastrichtian strata contain many inoceramids. Those are and have been studied by JoLKıcEv (1962 and others). They seem to have some relation with the faunas from the Charente. 8. AFRICA The evolution of geology and palaentology on the African continent has been connected with colonial enterprise. Two phases, which both resulted in important research for Creta- ceous inoceramids, can be distinguished: a. period of discovery expeditions (around 1800 to 1914): in pre-or early colonial times, many, sometimes surprisingly large, expeditions were organised: their aim was to collect ge- neral scientific information. During some of the earlier ventu- res two important Cretaceous oysters were discovered: Exo- gyra africana (LamArcK, 1801) and Exogyra overwegi von Bucn, 1852. When the discovery expeditions became more frequent, geological (and palaeontological) studies were pu- blished on many regions. A few examples for the Cretaceous: on northwest Africa: BayıE in FournEL (1849), CoQuanD (1862), PErRON (1890-1891), PERVINQUIERE (1912); on north- east Africa: the expedition of Rohlfs in the“ Libysche Wüste’ (Libyan Desert) (1873-1874) collected material of Mesozoic and Cainozoic age which was studied under the direction of ZırreL (1883, 1893-1902); on Cameroon: von KoENENn (1897); on Gabon: Kossmat (1893); on Angola: CHoFFAT (1898); on Tanzania — the famous Tendaguru expedition (which collec- tedthe Brachiosaurus and transported it from the Tenda- guru to near the coast of the Indian Ocean without the help of any kind of vehicle, 1914: publication of the results on inver- tebrate faunas). b. 1914 untilto-day: after the establishment of colonial rule many administrations started geological surveys. Systematic geological research and mapping was undertaken by these new surveys (in later days often in collaboration with oil- companies). To-day in the now independent countries the same kind of research is continued by the national geological surveys. Some examples of Cretaceous macrofossil research undertaken in such circumstances: Cameroon: Rıepeı (1932), Ghana: Cox (1952), Nigeria: REyvmEnT (1955), West Coast of Africa: SornaY in DARTEVELLE and FrEnEIx (1957), Malagasy Republic (Madagascar): CorLiGnon (1951 and others), Sor- naY (1968, 1969, 1973), Ethiopia and Somalia: Tavanı (1947-1948), Libya (Cirenaica and Tripolitania): PARONA (1923), Narpını (1949), TROEGER and RöHLIcH (1980, 1981). The african inoceramids known from the Campanian- Maastrichtian interval are for North and West Africa defini- tely close to those of the European Tethys. Those areas were connected through the sea between Algeria-Tunisia-Libya to the north and Nigeria to the south. This seaway continued as far as Angola along the West Coast of the continent. Also along the East Coast of Africa the connection with Tethys must have been fairly easy: some inoceramid species are in common between Madagascar and Libya (TROEGER and Rön- LICH, 1980). It ıs difficult at this point to judge in how far inoceramids of Africa are different from those of European Tethys. Heınz (1933) and SornaY (1968 and 1973) express partly contradic- tory opinions. The results of TROEGER on Libyan material might give us the answer in the near future, in case more spe- cies are found which occur both in Madagascar and in Libya. 693 9. NORTH AMERICA The Cretaceous deposits of the West Coast of North Ame- rıca (USA and Canada) belong to the North Pacific Province (see under that heading). The other Campanian-Maastrich- tian deposits in North America are found on the Atlantic and Gulf Coastal Plains and in the Western Interior Seaway (as it was in the Cretaceous). Inoceramids are numerous in the Western Interior deposits (see Gırı and Cogsan, 1966 for a detailed description ofthe Red Bird Section in Wyoming indi- cating the precise distribution and location of the inoceramids within the section; also Kaurrman, 1975). In the Atlantic and Gulf Coastal Plains these inoceramid-bearing deposits are less frequent. Except for the Tenuipteria-species revised by Spe- DEN (1970), the work on Campanian-Maastrichtian inocera- mids of the USA is not very advanced: W. A. Cossan made the following statement (written communication of April 11, 1982): “Regarding the last of the inoceramids, nothing has been written about them except for the original descrip- tions of Meek and Hayden. I am referringto the group of Ino- ceramus (Endocostea) and not Tenuipteria.‘“ For Canada, Doustras (1942) described inoceramid species from the Bear- paw (Upper Campanian). In the Western Interior marine Upper Maastrichtian deposits are generally considered as mis- sing. In the Gulf and Atlantic Coastal Plains Upper Maas- trichtian deposits are present (“Prairie Bluff” and “Owl Creek”). The only inoceramid species from those strata seems to be Tenuipteria argentea (Conkap) which tallies with Europe and Central Asıa (DHonpT, 1982b). 10. NORTH PACIFIC PROVINCE This biogeographic province was defined by JELETzkY (1965) and includes Japan and regions in the Far East of the USSR, Alaska, parts of British Columbia in Canada, and de- posits on the West Coast of the USA. Campanian and Maas- trichtian deposits occur on the Asian side of the province. Campanian is well documented in British Columbia (JELETZ- kY, 1971 and others), in Northern Alaska (Jones and Grvc, 1960). Deposits of Early Maastrichtian age are also found in California (MAtsumoTo, 1960) and probably in Southern Alaska (Jonzs, 1963). Inoceramids endemic to this province are used for biostra- tigraphical purposes in the Campanıan: /. naumanni Zone and /. schmidti Zone are two of the better known zones (JE- LETZKY, 1971 and PERGAMENT, 1978). For Maastrichtian bio- stratigraphy species such as /. shikotanensis, I. kusiroensis and /. tegulatus s. 1. (PERGAMENT, 1974, 1978) are indicated. Their frequency seems to be low. There seems to be no possible doubt that as suggested by JELerzey (1971) this North Pacific Province was an entity se- parated at least partially from the Tethys and probably virtu- ally not influenced by the temperate faunas of the Northern Hemisphere occurring from the Western Interior of North America over large parts of Northern Europe into Central Asıa (see also textfigs. 2, 3, 4, 5, 6). 694 111.STRATIGRAPHIC AND GEOGRAPHIE DISTRIBUTION Figure 1 indicates the stratigraphic extension of the syste- matic entities (genera, subgenera, or “species-groups’’) oc- curring in the Campanian-Maastrichtian of the Northern Hemisphere and Tethys. The systematic entities used do not have a completely formal delimitation and are largely taken out of Serrz (1961 b, 1965, 1967, 1970). The data on which this distribution is based have been compiled partly after personal research and/or collecting but for the larger part they have been taken out of literature (see the articles mentioned in the regional reviews). The groups considered do not have the same extension in all regions. For figure 1 Ihave used the ma- ximum extension. Three groups are common in the Camp- anıan above the pilula Zone: Cordiceramus, Platyceramus and Endocostea s. 1. Allthree are long-ranging (Santonian to Maastrichtian) and seem to cross the Campanian-Maastrich- tian boundary without hesitation. However, in the Maas- trichtian their distribution can be more restricted geographi- cally and the number of species can be much more limited also. An example of such restriction in distribution is Cordi- ceramus (figure 2): in the Maastrichtian this subgenus is known from Nigeria /. coxi REyMENT, 1955) but as far as I have been able to ascertain not from anywhere else. Platyce- ramus (figure 3) is known from several Maastrichtian locali- ties, but largely within the Tethys deposits - and often the correlation of those deposits with those of temperate seas still leaves something to be desired. Endocostea s. 1. (figure 4) ap- parently undoubtedly occurs in the Lower Maastrichtian de- posits both in North America and in Europe and Africa. The distribution during Maastrichtian times seems to have been less wide than during the Campanian but this might simply be due to the fact that there are fewer Maastrichtian than Camp- anian deposits known. Trochoceramus (figure 5) is a group which probably arose in Mid to Late Campanian times. Its di- stribution is interesting: it is quite common in the Tethys and the larger part of the occurrences in temperate seas are at the southern border of those seas (exception: Rügen). I have not found American species which could be placed in this group. The absence of Trochoceramus in North America could be the result of the widening of the Atlantic Ocean. However, this seems unlikely when the groups Spyridoceramus and Te- nuipteria (figure 6) which originated later existed on both si- des of the same Atlantic Ocean. These more widely distribu- LA TE CRETACEOUS usoone CONIACIAN SANTONIAN CAMPANIAN MAASTRICHTIAN DANIAN STAGES 7 ö = - a "I | o zZ rm [e) u ” SUBSTACES Eu BEN 7 = = 8 = = = Time Magadiceramus nn Cladoceramus | Sphenoceramus eo fer un Cordiceramus 4 E] 4 Platyceramus a DE EEE BEER [a Hi e) Selenoceramus 2 [e) >; Endocostea [um] 2 Trochoceramus 2 ----. Mt U [1 Fe) Spyridoceramus = m ——n fe) oO Tenuipteria oO (=) =) rd nn inoceramoid species "Ins nobilist — Fig. 1: Stratigraphic distribution of inoceramid “groups” between the Late Coniacian and Late Maa- strichtian; symbols used: stratigraphical zones: Coniacian: C: cortestudinarium, Santonian: C: corangui- num, S: socialis, T: testudinarium,; Campanian: P: pilula, Q: quadrata, M: mucronata; Maastrichtian:L: lanceolata, O: occidentalis, J: junior, K: kazimirovensıis. I IST BIKE ZN (ENIN IT ER RZ N ARETTT N ARE NND EN SEO UMEELRNE = BOSSE REIN) en D Sg I 7 ER : - a GE EDR NL BEER Selen SY NE “ — 30 (808 20 1, OS ya I? IH Feten, € un 5 Een ” Fig. 2: Geographical distribution of Campanian and Early Maastrichtian Cordiceramus in the Eurameri- can Region, including the African and European Tethys; Map 80 mill. years out of BARRON et al., 1981. — 60 —) — 30 ==160 (> Mh I--BE RS ITH7? h BreG B- U ed DISTRIBUTION OF LATE CAMPANIAN AND EARLY MAASTRICHTIAN PLATYCERAMUS In — IR N” Fig. 3: Geographical distribution of Campanian and Early Maastrichtian Platyceramus in the Eurameri- can Region; map as on fig. 2. 696 RNIT N N EX 2. CRY ) % 4 De Oo u Bell I: x RN N | RN NN) ET PEHIRI2% ARNITI@E LK [\\ \ D 30 za 7 PD Sr ELSE, N NN EDS U NER REIN Ne 0 AICESS NY | Ben, NEN? AITY L 2 H N L% wu ) 7} 1022 YUV [DI N) Ü 60 = DISTRIBUTION OF LATE CAMPANIAN AND ED ® PIE A ES IA ENES Fig. 5: Geographical distribution of Late Campanian and Early Maastrichtian Trochoceramus;. map as on fig. 2. - 30 IR 2. G St I DISTRIBUTION OF MAASTRICHTIAN TENUIPTERIA AND SPYRIDOCERAMUS 697 7 N N Fig. 6: Geographical distribution of Maastrichtian Spyridoceramus and Tenuipteria; 1. Spyridoceramus tegulatus, 2. Tenuipteria argentea, 3. unidentified tegulated inoceramid; map as on fig. 2. ted groups lived largely in temperate and cold temperate re- gions, as compared to the Tethyan occurrences of Trochoce- ramnus: therefore it could be that this latters geographical li- mitation was more due to climatic grounds. I have discussed elsewhere (DuonpTt, 1983) why I consi- der Spyridoceramus and Tenuipteria as two different genera. Their distribution is more eastwest than in Trochoceramns. IVSEX&STINETION In the Campanian-Maastrichtian we encounter the last re- presentatives of the inoceramids. In traditional palaeontology we are taught that “at the end of the Maastrichtian inocera- mids, along with the ammonites, rudists, dinosaurs, mosa- saurs suddenly go extinct“. As shown recently for many other groups this extinction was certainly not a “sudden” event, not even at the geologic scale (Hancock, 1967), ammonites (WIEDMANN, 1979), bivalves and other groups (KAurFMAn, 1982), dinosaurs (SCHoPF, 1983), plants (CLEMENS, ARCHIBALD and Hıck£y, 1981), general review (Raur, 1982). For the Inoceramidae the situation certainly follows the pattern of a gradual extinction as found in ammonites and di- nosaurs. As shown on figure 1 no representative of the genus Inoceramus as traditionally understood has been found in Upper Maastrichtian strata. Tenuipteria is sufficiently diffe- rent to have been considered separate by most inoceramid workers. Thus this youngest inoceramid genus is somewhat aberrant. The last Tenuipteria species, Tenuipteria argentea (Conkap, 1858), is found until the youngest Maastrichtian They seem to be largely and possible totally absent from the Tethys. The Upper Maastrichtian deposits of marine origin which we know in the area considered contain Tenuipteria argentea to the very youngest strata. Other definite Inocera- midae species are not known from Upper Maastrichtian stra- va. OF INOCERAMIDS strata at least in the Maastricht area and in Mangyschlack (USSR) (personal communication of Prof. D. P. Naıpın, no- vember 1981). One could argue that inoceramids of Late Maa- strichtian age are rare because there are few deposits known of that age and hence there were fewer available niches for inoce- ramids. This explanation is at least partially unlikely because already in two instances inoceramid-like species have been found in Upper Maastrichtian deposits: 1. from the Koriak Mountainous region (Far Eastern USSR) Korjakia kocinbinskii POCHIALAYNEN (1980) which has the general aspect of an inoceramid but has a different hinge and different shell structure, 2. from the Saint Pietersberg near Maastricht the species des- cribed by GoLpruss (1836) as Inoceramus nobilis MÜNSTER (p- 117, pl. 113, fig. 3, non /. nobilis MUNSTER in GoLD- Fuss, p. 109, pl. 109, fig. 4 from the Lias near Pyrmont). This species has the general aspect of a Mytzloides. Its hinge structure is unknown but the shell is definitely lack- ing a prismatic layer. The species is somewhat similar to 698 Neoinoceramus IHERING, 1902 from the ?Oligocene of Pa- tagonia (Argentina) as figured in the Treatise (Cox in Moore, 1969, p. N. 319, fig. C48,1). Those species with an inoceramid-like appearance occurred in Upper Maastrichtian strata. They probably had the same mode of life as true Inoceramidae and simply took over the ni- ches left empty by the disappearance of these. These replacing species do not seem to have been over-successful since they also are not definitely found in strata above the Upper Maa- strichtian. V-GONEEUSIONS Inoceramids of Campanian-Maastrichtian age are not equally well studied in all regions of temperate and Tethys seas of the Northern Hemisphere. Stratigraphic correlation is not always as precise as could be desired and especially at the Campanian-Maastrichtian boundary the usage is not uniform - as a result it is often difficult to compare data. At this point the following general conclusions can be drawn: l. Biogeographically: in the Campanian-Maastrichtian interval two major regions have to be considered in the Northern Hemisphere: a) North Pacific Province as defined by JEı£rzky, 1965, b) aregion consisting of the Euramerican Region (as defi- ned by Kaurrman, 1973) and of the Eurafrican Tethys (which included large parts of Africa not usually named “Tethys” such as the West and East African coasts). Faunistically the temperate seas and the Tethys seem to have many inoceramids in common. 2. Biostratigraphically: in the Campanian-Maastrich- tian interval no inoceramid can be used on a wide scale for stratigraphic purposes. In the North Pacific Province en- demic inoceramid species allow finer stratigraphic subdivi- sion mainly in the Campanian. In the temperate seas of Maastrichtian age in the Euramerican region it is possible to differentiate by the presence of Spyridoceramus depo- sits of Early Maastrichtian age from those of Late Maas- trichtian age which contain Tenuipteria. In the Tethys faunas from Europe and Africa no species has been en- countered which allow to differentiate strata of Late Campanian age from those of Maastrichtian age. 3. Extinction: by Mid-Maastrichtian times all inoceramids except Tenuipteria had disappeared. At the beginning of the Maastrichtian several subgenera were still found but often the number of species belonging to them had stron- gly decreased since the Mid-Campanian. It was a gradual decline between the Mid-Campanian and the Mid-Maas- trichtian. It seems likely that at the end of the Maastrich- tian only one species of Tenuipteria was still extant. This species has not been found in the Danian strata which overlie the Maastrichtian strata in which it still occurred. In Late Maastrichtian times bivalves externally analogous to inoceramids are found. Possibly they took the niches left vacant by the disappearance of most inoceramids. Abbreviatıons B.M. (N. H.): collections of the Palaeontology Department, British Museum (Natural History), London, England. I. R. Sc. N. B.: collections of the Palaeontology Department of the Institut royal des Sciences naturelles de Belgique- Koninklijk Bel- gisch Instituut voor Natuurwetenschappen, Brussels, Belgium. ACKNOWLEDGMENTS Part of the research for this paper was carried out in no- vember 1981 - january 1982 during the tenure of an exchange fellowship of the Cultural Agreement USSR-Belgium (Inter- nationale Culturele Betrekkingen, Ministerie van Nationale Opvoeding en Nederlandse Cultuur). I would like to express my sincere gratitude to many collea- gues who generously found time for helpful discussion, gave permission to study specimens in their care, provided infor- mation and/or gave guidance in the field: A. A. ATABEKIAN (Leningrad), Tove Birk£eLunD (Copenhagen), W. A. CoBBAN (Denver), R. A. GamBaAsHiDzE (Tbilisi), J. M. Hancock (London), J. A. JELETzkY (Ottawa), E. G. Kaurrman (Boul- der), W. J. Kennepy (Oxford), N. J. Morris (London), D. P. Namın (Moscow), J. M. Pons (Barcelona), F. Schmp (Han- nover), T. J. M. Schopr (Chicago), N. F. Son (Washington D. C.), J. Sornay (Tain l’Hermitage), K. A. TROEGER (Frei- berg), C. J. Woop (London), T. D. ZonovA (Leningrad). REFERENCES ALIEV, M. M., (1939): Inoceramids of Cretaceous deposits ofthe NE part ofthe Maly Kavkas. - Trudy Inst. Geol. Azerb. 12 (63), Baku (non vidi), (in Russian). ANDERT, H., (1911): Die Inoceramen des Kreibitz-Zittauer Sand- steingebirges. — Festschr. Humboldtvereins Ebersbach i. Sa.: pp- 33-64; Ebersbach. ARKHANGELSKY, A. D., (1912): Upper Cretaceous deposits of the eastern part of European Russia. - Mater. Geol. Rossija 25, 631 pp., 18textfigs., 10 pls.; St. Petersburg (in Russian). ATABEKIAN, A. A., (1979): Correlation of the Campanian Stage in Kopetdag and Western Europe, in: WIEDMANN, J. (Edit.), Aspekte der Kreide Europas, I.U.G.S.Ser. A 6: pp. 511-526, 7 tables, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung; Stuttgart. — — and Boskova, N.N., (1974): “Cretaceous Bivalves” in: “At- las of the fossil fauna of Armenia”, pp. 211-218, pls. 102-112; Erevan (in Russian). — — and LICHATSHEVA, A. A., (1961): “Upper Cretaceous Strata of Western Kopet-Dag.” - Trudy vses. nauchno-issled. geol. Inst. NS 62: 242 pp., 18 textfigs., 61 photographs, ““Nedra”; Leningrad (in Russian). BARRON, E. J., HARRISON, C. G. A., SLOAN, J. L. I & Hay, W. W., (1981): Paleogeography, 180 million years ago to the pre- sent. — Eclog. geol. Helv. 74: pp. 443-470, pls. 1-9; Basel. BAYLE, E. in FOURNEL, (1849): Sur quelques fossiles de la Province de Constantine. — pp. 359-379, pls. 32-33; Paris. BIGNOT, G. and LARSONNEUR, C., (1969): Etude du Cretace supe- rieur au large du Cotentin et remarques sur les Planorbulina du Cretace superieur et du Pale&ocene. — Revue Micropaleon- tologie 12: pp. 25-39, pls. 1-3, textfigs. 1-7; Paris. BIRKELUND, T., (1957): Upper Cretaceous belemnites from Den- mark. -Biol. Skr. (9), 1: 69 pp., 6 pls., 9 textfigs.; Copenha- gen. BOEHM, J., (1911): Ueber /noceramus Cuvieri Sow. Z. dt. geol. Ges. 63: pp. 569-570; Berlin. — — (1915): Inoceramen aus dem subhercynen Emscher und Un- tersenon. — Z. dt. geol. Ges. 67: pp. 181-183; Berlin. BRONGNIART, A., in CUVIER, G., (1822): Description geologique des couches des environs de Paris. — In “Les Ossemens fossiles”, vol. II, 2: pp. 229-648, pls. 1-3; Paris. BROTZEN, F., (1945): De geologiska resultaten frän borrningarna vid Höllviken. I. Kritan. -Sver. Geol. Unders. ser. C, ärsb. 38, 7: pp: 1-64, 2 pls., 10 textfigs.; Stockholm. CHOFFAT, P., (1888): Materiaux pour l’etude stratigraphique et pale- ontologique de la province d’Angola. - M&m. Soc. Phys. Hist. nat. Geneve 30: pp. 1-95, pls. 1-5; Geneve. CHRISTENSEN, W.K., (1975): Upper Cretaceous belemnites from the Kristianstad area in Scania. — Fossils and Strata 7: 69 pp., 12 pls., 44 textfigs.; Oslo. — — (1976): Palaeobiogeography of Late Cretaceous belemnites of Europe. — Paläont. Z. 50: pp. 113-129, 2 textfigs.; Stuttgart. CLEMENS, W. A., ARCHIBALD, J. D. and HICkEyY,L. J., (1981): Out with a whimper not a bang. — Paleobiology 7: pp. 293-298; Lawrence. COLLIGNON, M., (1951a): Faune maestrichtienne de la cöte d’Amba- try (province de Betioky).- Ann. G£ol. Serv. Mines Madagas- car 19: pp. 47-69, 2 textfigs., pls. 8-12; Paris. — — (1951b): Le Cretac& superieur d’Antonibe. Couches de pas- sage du Cretace au Tertiaire. - Ann. G£ol. Serv. Mines Mada- gascar 19: pp. 73-148, pls. 13-20; Paris. COQUAND, H. (1862): G£ologie et paleontologie de la region sud de la province de Constantine. — 320 pp., 31 pls.; Marseille. Cox, L. R., (1952): Cretaceous and Eocene fossils from the Gold Coast. — Bull. geol. Surv. Gold Coast 17: 68 pp., 5 pls.; Lon- don. — — (1969): “Inoceramidae”, in MOORE, R. C. (Edit.), Treatise on Invertebrate Paleontology, Part N, Mollusca 6: pp. N 314 — N 321, textfigs. C46 — C49, Lawrence. DHONDT, A. V., (1979): Tenuipteria geulemensis (Mollusca: Bival- via), an inoceramid species from the Upper Maastrichtian of the Sint Pietersberg area, the Netherlands. - Ann. Soc. r. zool. Belg. 108: pp. 141-149, 1 pl.; Brussels. — — (1982a): Bivalvia (Mollusca) from the Maastrichtian of Hem- moor (NW Germany) and their Palaeobiogeographical Affini- ties. — Geol. Jb A 61: pp. 73-107, 1 textfig., 3 tables, 5 pls.; Hannover. — — (1983): On Maastrichtian tegulated inoceramids. — Newsletter on Stratigraphy, 12, 1, textfigs. 1-3; Berlin (in press). DOBRrov, S. A. and PavLovA, M.M. (1959): “Inoceramidae”. — In MoskvIn, M. M. “Atlas of the Upper Cretaceous fauna of Northern Caucasus and Crimea”, Trudy vses. nauchno-iss- led. Inst. prir. Gazov, 501 pp., 26 pls., 10 tables, 109 text- figs.; Moscow (in Russian). DouGtıas, R. J. W., (1942): New species of Inoceramus from the Cretaceous Bearpaw Formation. - Trans. r. Soc. Canada Sect. IV, 36: pp. 59-64, 3 pls.; Ottawa. EGoANn, V.L., (1955): “Upper Cretaceous deposits of the south-west part of the Armenian SSR.“ -Izd. A. N. Arm. SSR; Erevan (non vidı). GAMBASHIDZE, R. A., (1979): “Stratigraphy of Upper Cretaceous Deposits of Georgia and neighbouring areas of Azerbaydhan and Armenia”. - Trudy geol. Inst. Tbilisi, NS 61: 226 pp., 13 tables; Tbilisi (in Russian). GIERS, R., (1964): Die Grossfauna der Mukronatenkreide (unteres Obercampan) im östlichen Münsterland. - Fortschr. Geol. Rheinld. Westf. 7: pp. 213-294, 8 pls., 10 textfigs., 3 tables; Krefeld. 699 GiLL, J. R. and CoBBAN, W. A., (1966): The Red Bird Section of the Upper Pierre Shale in Wyoming, Prof. Pap. U.S. geol. Surv. 393A: pp. Al - A75, pls. 1-12, textfigs. 1-8; Washington DIE: GOLDFUSS, A., (1833-1836): Petrefacta Germaniae, vol. II, pp. 1-68, pls. 72-97 (1833), pp. 69-140, pls. 98-130 (1836); Düssel- dorf. HANCOCcK, J. M., (1967): Some Cretaceous-Tertiary marine faunal changes. - In: HARLAND, W. B. et al. Eds., The Fossil Re- cord, pp. 91-104, 2 textfigs.; London (Geol. Society). Haug, E., (1911): Trait@ de Geologie, vol. II, Periodes geologiques, 2024 pp., 135 pls; Paris. HEINE, F., (1929): Die Inoceramen des mittelwestfälischen Emschers und unteren Untersenon. — Abh. preuss. geol. Landesanst. NF 120: pp. 1-124, pls. 1-20, 2 textfigs.; Berlin. HEINZ, R., (1928): Das Inoceramen-Profil der Oberen Kreide Lüne- burgs. Mit Anführung der neuen Formen und deren Kenn- zeichnung (Beiträge zur Kenntnis der oberkretazischen Inoce- ramen I). — Jber. niedersächs. geol. Ver. 21: pp. 65-81, pls. II and III; Hannover. — — (1932): Aus der neuen Systematik der Inoceramen, Mitt. mi- ner. geol. Staats-Inst. Hamburg 13: pp. 1-26; Hamburg. — — (1933): Inoceramen von Madagaskar und ihre Bedeutung für die Kreide-Stratigraphie. — Z. dt. geol. Ges. 85: pp. 241-259, pls. 16-22; Berlin. JELETZKY, J. A., (1951): Die Stratigraphie und Belemnitenfauna des Obercampan und Maastricht Westfalens, Nordwestdeutsch- lands und Dänemarks, sowie einige allgemeine Gliederungs- Probleme der jüngeren borealen Oberkreide Eurasiens. — Beih. geol. Jb. 1: 142 pp., 7 pls., 3 tables; Hannover. — — (1965): Late Upper Jurassic and early Lower Cretaceous fossil zones ofthe Canadıan Western Cordillera, British Columbia. — Bull. geol. Surv. Can. 103: 70 pp., 22 pls., 3 textfigs.; Ot- tawa. — — (1971): Marine Cretaceous Biotic Provinces of Western and Arctic Canada. - North Am. Paleont. Convention, Chicago, Proc. L: pp. 1638-1659, textfigs. 1-9; Lawrence. JOLKICEV, N. A., (1962): “Maastrichtian inoceramids of Bulgaria”. — Trud. Geol. Bulg. Ser. paleont. 4: pp. 133-169; Sofia (non vidi) (in Bulgarian). JONES, D. L., (1963): Upper Cretaceous (Campanian and Maastrich- tian) Ammonites from Southern Alaska. — Prof. Pap. U.S. geol. Surv. 432:53 pp., 41 pls., 25 textfigs.; Washington D. C. — — and GRYc, G., (1960): Upper Cretaceous Pelecypods of the Genus /Inoceramus from Northern Alaska. - Prof. Pap. U. S. geol. Surv. 334 E: pp. 149-165, pls. 15-23, textfigs. 30-33, 2 tables; Washington D. C. KAUFFMAN, E. G., (1973): “Cretaceous Bivalvia”, in: HALLAM, A. Ed., “Atlas of Palaeobiogeography”, pp. 353-383, textfigs. 1-10; Amsterdam. — — (1975): Dispersal and biostratigraphic potential of Cretaceous benthonic Bivalvia in the Western Interior. - In: CALDWELL, W.G.E. Ed. “The Cretaceous System in the Western Interior of North America”, Geol. Ass. Canada, Spec. Pap. 13: pp. 163-194, textfigs. 14, Waterloo; Ontario. — — (1976): British Middle Cretaceous Inoceramid biostratigra- phy, Ann. Mus. Hist. nat. Nice 4: pp. IV 1 - IV 12; Nice. — — special editor, (1977): Cretaceous facies, faunas, and paleoen- vironments across the Western Interior basin. — Field Guide: North American Paleontological Convention II, Mountain Geologist 14: pp. 75-274, 68 textfigs., 32 pls.; Denver. — — (1982): The fabric of Cretaceous marine extinctions. — In BERGGREN, W. A. and VAN COUVERING, ]J., Eds. ““Catastro- phism in Earth History”; Princeton, N. ]J., Princeton Univ. Press. Kocıugynsk1, $. P., (1968): “Inoceramidae”, in: PASTERNAK, S. I. etal, “Stratigraphy and fauna ofthe Cretaceous strata of West Ukraine (without the Carpathians)”. — pp. 115-148, pls. 16-29, textfigs. 24-26; Kiev (in Ukrainian). — — (1974): “Inoceramidae”, in: KRIMHOLTZ, G. Ja. Ed., “Atlas ofthe Late Cretaceous Fauna ofthe Donbass”, pp. 76-86, pls. 13-24; Moscow (in Russian). KOENEN, A. VON, (1897-1898): Ueber Fossilien der unteren Kreide am Ufer des Mungo in Kamerun, Abh. K. Ges. Wiss. Göttin- 700 gen, NF 1: pp. 1-48, pls. 1-4 (1897), pp. 49-65, pls. 5-7 (1898); Göttingen. KossMAT, F., (1893): Über einige Kreideversteinerungen von Ga- bun, $. B. Akad. Wiss. Wien 102: 16 pp., 2 pls.; Wien. MATSUMOTO, T., (1960): Upper Cretaceous Ammonites of Calıfor- nia, Part III. -Mem. Fac. Sci. Kyushu Univ., Ser. D Geology, Spec. Vol. 2: pp. 1-204, pl. 1, textfigs. 1-20; Kyushu. MITURA, F., (1957): Metody i kierunki badan inoceramow. — Pr. Inst. naft. Polska ser. A, 52: pp. 3-14, 8 textfigs.; Katowice. MUELLER, G., (1900): Die Gliederung der Actinocamax-Kreide im nordwestlichen Deutschland. - Z. dt. geol. Ges. 52: Pro- tokoll Sitz. pp. 38-39; Berlin. NAIDIN, D. P., (1959): On the palaeogeography of the Russian Plat- form during the Upper Cretaceous Epoch. - Stockholm Con- tributions in Geology 3 (6): pp. 127-138; Stockholm. NALDINT, E., (1949): Fauna cretacee della Cirenaica. — Palaeontogr. italica 45, pp. 85-110, 1 fig., 1 pl.; Pisa. O®pum, H., (1953): De geologiska resultaten frän borrningarna vid Höllviken, V. The Macro-fossils of the Upper Cretaceous. — Sver. Geol. Unders. ser C, Ärsb. 46, 3: pp. 1-37, 4 pls; Stock- holm. - ORBIGNY, A. D’, (1844-1847): Paleontologie francaise. Description des Mollusques et Rayonnes fossiles, Terrains Cretaces. III. Lamellibranches — pp. 1-807, pls. 237489; Paris. PARONA, C. F., (1923): Fauna del Neocretacico della Tripolitanıa. Molluschi, parte 2°, Lamellibranchi - Mem. Carta geol. Ital. 8, 4a, pp. 7-52, pls. 7-12; Roma. PERGAMENT, M. A., (1974): „Biostratigraphy and Inocerams of Se- nonian (Santonıan to Maastrichtian) of the USSR Pacific Re- gions”. - Trudy geol. Inst. Moskva 260: 211 pp., 51 textfigs., 46 pls.; Moscow (in Russian). — — (1978): Upper Cretaceous Stratigraphy and Inocerams of the Northern Hemisphere. — Trudy geol. Inst. Moskva 322: 212 pp., 52 textfigs., 28 tables; Moscow (in Russian). — — (1981): “Inoceramidae” in: NEVESSKAJA, L. A. Ed.: “Mol- lusks at the boundary of Mesozoic and Caenozoic”, Paleont. Inst. A. N. SSSR, Scientific Council on the Problem” Ways and Laws of the evolution of anımal and plant life”, Nauka, Moscow, 144 pp., 12 tables, 4 textfigs., (in Russian). P£RON, A., (1890-1891): Descriptions des Mollusques fossiles des terrains cretaces de la region sud des Hauts Plateaux de la Tu- nisie, recueillis en 1885 et 1886. Deuxieme partie. - Explora- tion scı. de la Tunisie, pp. 105-327, atlas; Paris. PERVINQUIERE, L., (1912): Etudes de plaeontologie tunisienne, Part 2. Gastropodes et Lamellibranches des terrains cretaces. — Carte Geol. Tunisie, 352 pp., 23 pls.; Paris. POCHIALAYNEN, V.P., (1980): “New inoceramid-like bivalves from the Maastrichtian ofthe Koriak Ridges’”. —- Materialy po Geo- logii ı poleznim iskopaemim. Severo-Vostoka SSSR 25: pp. 17-21, pls. 1, 2, Magadan, Izd. Severovostok geologija, (in Russian). Raup, D. M., (1982): Large Body Impacts and Terrestrial Evolution Meeting, October 19-22, 1981, — Paleobiology 8: pp. 1-3; Lawrence. Ravn, J. P. J., (1902): Molluskerne i Danmarks Kridtaflejringer, I. Lamellibranchiater. - K. danske Vidensk. Selsk. Skr. (6), 11: pp: 69-140, pls. 1-4, map; Copenhagen. RENGARTEN, V. P., (1965): “Basic Sections of Upper Cretaceous Deposits in Dagestan”’. - Nauka, Moskva (in Russian); Mos- cow (non vidı). REYMENT, R. A., (1955): Upper Cretaceous Mollusca (Lamellibran- chia and Gastropoda) from Nigeria. - Colon. Geol. min. Re- sour. 5: pp. 127-155, 4 pls., 2 textfigs., 1 map; London. RIEDEL, L., (1931): Zur Stratigraphie und Faciesbildung im Oberem- scher und Untersenon am Südrande des Becken von Münster. — Jb. preuss. geol. Landesanst. 51: pp. 605-713, pls. 72-79; Berlin. — — (1932): Die Oberkreide vom Mungofluß in Kamerun und ihre Fauna. — Beitr. geol. Erforsch. dt. Schutzgeb. 16: 154 pp., 33 pls., 47 textfigs.; Berlin. SCHMID, F., (1955a): Biostratigraphie der Grenzschichten Maastricht in der Bohrung Brunhilde, I. Teil: Megafauna. - Geol. Jb. 70: pp: 340-356, 4 textfigs., 2 tables; Hannover. — — (1955b): Die bisherigen Untersuchungen über das Unter- /Obermaastricht - Grenzprofil von Hemmoor (Niederelbe), seine Schichtfolge und Leitformen. — Mitt. geol. Staatsinst. Hambg. 24: pp. 75-86, 1 Tabel; Hamburg. — — (1956): Jetziger Stand der Oberkreide-Biostratigraphie in Nordwestdeutschland: Cephalopoden. — Paläont. Z. 30, Son- derheft: pp. 7-10, 1 table; Stuttgart. SCHOPF, T. J. M., (1983): Extinction of the Dinosaurs: A 1982 Un- derstanding. - In: SILVER, L. T. and SHULTZ, P., Eds. “Large body impacts and terrestrial evolution: geological, climatolo- gical and biological implications”’, Geol. Soc. Am. Spec. Pap., I table; Boulder, Co. (in press). SEITZ, O., (1956): Über Ontogenie, Variabilität und Biostratigraphie einiger Inoceramen. — Paläont. Z. 30, Sonderheft: pp. 3-6, 1 table; Stuttgart. — — (1961a): Vergleichende Stratigraphie der Oberkreide in Deutschland und in Nordamerika mit Hilfe der Inoceramen. — Congr. Geol. Int. 20, Symposium Cretacico I: pp. 113-130, 1 table; Mexico City. — — (1961 b): Die Inoceramen des Santon von Nordwestdeutsch- land. I. Teil. Die Untergattungen Platyceramus, Cladocera- mus und Cordiceramus. — Beih. geol. Jb. 46: pp. 1-186, pls. 1-15, textfigs. 1-39; Hannover. — — (1965): Die Inoceramen des Santon und Unter-Campan von Nordwestdeutschland. II. Teil. Biometrie, Dimorphismus und Stratigraphie der Untergattung Sphenoceramus J. BOEHM. - Beih. geol. Jb. 69: pp. 1-194, pls. 1-26, textfigs. 1-11, tables 1-46; Hannover. — — (1967): Die Inoceramen des Santon und Unter-Campan von Nordwestdeutschland. III. Teil. Taxonomie und Stratigra- phie der Untergattungen Endocostea, Haenleinia, Platycera- mus, Cladoceramus, Selenoceramus und Cordiceramus mit besonderer Berücksichtigung des Parasitismus bei diesen Un- tergattungen. — Beih. geol. Jb. 75: pp. 1-171, pls. 1-27, tables 1-8; Hannover. — — (1971): Über einige Inoceramen aus der Oberen Kreide. 2. Die Muntigler Inoceramenfauna und ihre Verbreitung im Ober- Campan und Maastricht. — Beih. geol. Jb. 86: pp. 105-171, pls. 14-28, textfigs. 11-12; Hannover. SORNAY, J., (1957 a): Inoceramus goldfussi, Paleontologia Universa- lis, ed. CEDP, 57: Parıs. — — (1957b): Inocerames, in: DARTEVELLE, E. and FRENEIX, $., Mollusques fossiles du Cretace de la cöte occidentale d’Afri- que du Cameroun & l’Angola, II. Lamellibranches, Annls Mus. r. Congo belge, Sci. geol. 20: pp. 56-60; Tervuren. — — (1959): Les faunes d’Inocerames du Cretace superieur en France. - CR Congr. Soc. Sav. Sect. Scı., Sous-section de Geologie, Colloque sur le Cretace superieur francais, pp- 661-669; Paris. — — (1962): Etude d’une faune d’Inocerames du Senonien supe- rieur des Charentes. — Bull. Soc. geol. Fr. (7), 4: pp. 118-122; Paris. — — (1966): Idees actuelles sur les Inocerames d’apres divers tra- vaux recents. — Annls Paleont. (Invert.) 52: pp. 59-92, text- figs. 1-10; Paris. — — (1968): Inocerames senoniens du Sud-Ouest de Madagascar. — Annls Paleont. (Invert.)54: pp. 2347, 11 textfigs., 8 pls.; Pa- ris. — — (1969): Especes et sous-especes senoniennes nouvelles de la fauna d’Inocerames de Madagascar. - Annls Paleont. (Invert.) 55: pp. 195-222, pls. A-H, textfigs. 1-11; Paris. — — (1973): Sur les Inocerames du Maestrichtien de Madagascar et sur une espece de la Craie ä Baculites du NW de la France. — Annals Paleont. (Invert.)59: pp. 83-93, 4 pls., 5 textfigs.; Pa- ris. — — (1975): Trois especes nouvelles d’Inocerames du Senonien de Madagascar. — Annls Paleont. (Invert.) 61: pp. 19-29, pls. 1-6, textfigs. 1-6; Paris. — — (1976): La faune d’Inocerames de Dau (region de Royan, Cha- rente-Maritime) et remarques sur deux especes de D’ORBI- GNY: I. regularis et I. goldfussi. - Annls Paleont. (Invert.) 62: pp. 1-18,5 pls., 5 textfigs.; Paris. — — (1982): Sur la faune d’Inocerames de la Smectite de Herve (Campanien) et sur quelques Inocerames du Campanien et du Maastrichtien de la Belgique. — Bull. Instr. r. Sci. nat., Sci. Terre 54, 4: pp. 1-15, 3 textfigs., 4 pls.; Bruxelles. — — and BILOTTE, M., (1978): Faunes d’Inocerames du Campa- nien et du Maastrichtien des Pyrenees. — Annls. Paleont. (In- vert.) 64: pp. 27-38, 6 pls., 4 textfigs.; Paris. SPEDEN, I. G., (1970): Generic status of the /noceramus? tegulatus species group (Bivalvia) of the latest Cretaceous of North America and Europe. — Postilla 145: pp. 1-45, pls. 1-3, text- figs. 1-3, 1 table; New Haven, Conn. SURLYK, F., (1972): Morphological adaptations and populationstruc- tures ofthe Danish Chalk brachiopods (Maastrichtian, Upper Cretaceous). — Biol. Skr. 19, (2): 57 pp., pls. 1-5, textfigs. 1-24; Copenhagen. — — and BIRKELUND, T., (1977): An Integrated Stratigraphical Study of Fossil Assemblages from the Maastrichtian White Chalk of Northwestern Europe. — In: KAUFFMAN, E. G. and HAZEL, J. E. eds. “Concepts and Methods of Biostratigra- phy”, pp. 257-281, textfigs. 1-13; Stroudsburg, Penn. TAVANI, G., (1947-1948): Fauna malacologica cretacea della Somalia e dell’Ogaden, I. Lamellibranchiata. — Palaeontogr. italica 43: pp: 85-154, 11 pls., Pisa. “Tendaguru”, (1914): Wissenschaftliche Ergebnisse der Tendagu- ru-Expedition 1909-1912, Archiv für Biontologie III, 4: pp- 1312, 23 pls.; Berlin. TROEGER, K. A. and ROEHLICH, P., (1980): Zur Variabilität und Pa- läogeographie von /noceramus (Trochoceramus) 1anjonaensis SORNAY aus dem Maastricht von Libyen. — Freiberger Forsch. Hft. C 357: pp. 93-103, textfigs. 1-6, 1 pl.; Freiberg. — — (1981): Inoceramus (Selenoceramus) ghadamesensis n. sp. from the Upper Cretaceous of NW Libya. - Vest. ustred. Ust. geol. 56, 3: pp. 169-175, pls. 1-2, textfigs. 1-5; Prague. TROELSEN, J., (1937): Om den stratigrafiske inddeling af skrivekrid- tet i Danmark. — Meddr. dansk geol. Foren. 9: pp. 260-263; Copenhagen. 701 TSAGARELY, A. L., (1942): Les Inocerames cretaces de la G&orgie. — Trav. Inst. geol. Acad. Sci. RSS Georg. I (VI) 2: pp. 93-205, pls. 1-10; Tbilisi (in Georgian, with French summary). — — (1949): “Upper Cretaceous Fauna of Georgia”. — Trav. Inst. geol. Acad. Sci. RSS Georg. V (X): pp. 173-274, pls. 13-16; Tbilisi (in Georgian, with Russian summary) WHITFIELD, R. P., (1880): Palaeontology of the Black Hills of Dako- ta, in: NEWTON, H. and JENNEY, W. P., Report on the Geo- logy and Resources of the Black Hills of Dakota. - US Geogr. and Geol. Survey Rocky: Mountain Region (Powell), pp: 325468, 16 pls.; Washington D. C. WIEDMANN, J., (1979): Die Ammoniten der NW-deutschen, Re- gensburger und OÖstalpinen Oberkreide im Vergleich mit den Oberkreidefaunen des westlichen Mediterrangebiets. — In: WIEDMANN, J. ed., Aspekte der Kreide Europas, IUGS Ser A 6: pp. 335-350, 6 tables, Schweizerbart’sche Verlagsbuch- handlung; Stuttgart. Woops, H., (1899-1913): A Monograph of the Cretaceous Lamelli- branchia of England. - Vol. I., 232 pp., 42 pls., 7 textfigs., vol. II.,473 pp.,62 pls., 252 textfigs., Monogr. Palaeontogr. Soc.; London. ZITTEL, K. ed., (1883): Beiträge zur Geologie und Paläontologie der Libyschen Wüste und der angrenzenden Gebiete von Ägyp- ten, I. Teil. — Palaeontographica 30, (1): 237 pp., map, 36 pls.; Stuttgart. — — (1893-1902): idem, II. Theil., Palaeontographica 30, (2): 397 PP-, 36 pls., Stuttgart. ZonovaA, T. D., (1970): Upper Cretaceous Inoceramidae of the group Inoceramus uwajimensis and their stratigraphic signifi- cance. — Trudy vses. nauchno-issled. geol. Inst. 127, “Ne- dra”; Leningrad (in Russian), (non vidi). 703 ISSN 0373 — 9627 On the systematic position of the Early Cretaceous Mathoceratinae CAsEY (Ammonoidea) ILIA V. KVANTALIANI*®) With 2 plates ABSERAGIT On the basis of an analysis of the literature, the morpho- logie patterns and the character of the suture line the author concludes that the Early Cretaceous subfamily Mathocerati- nae Casey must be transferred from the Deshayesitidae into the Leymeriellidae and must be reduced to generic rank. The new species, which Renz (1978) attributed to the genus Ma- thoceras Casey, served as the basis for the two new genera Venezuella Kvantauıanı and Renziella Kvantauıanı which form the subfamily Venezuellinae Kvantauıanı in the family Leymeriellidae. Taking this and the geological situation in Tunisia and in Venezuela into account, the author suggests an Albian (Early Albian, and not Middle Aptian) age for the de- posits, which contain the generic types of the named genera. KURZFASSUNG Aus Untersuchungen der Gehäusemorphologie, der Sutur- linie und durch Literaturstudium wird geschlossen, daß die unterkretazische Unterfamilie Mathoceratinae Casey aus der Familie Deshayesitidae in die Familie Leymeriellidae zu über- führen ist und dabei in den Gattungsrang zurückversetzt wird. Die neuen Arten, die Renz (1978) zur Gattung Mathoceras Casey stellte, dienen zur Aufstellung der neuen Gattungen Venezuella KvantaLıanı und Renziella KVvANTALIANI; zu- sammen bilden sie die Unterfamilie Venezuellinae Kvanra- Lıanı innerhalb der Familie Leymeriellidae. Hierauf aufbau- end und unter Berücksichtigung der geologischen Situation in Tunesien und Venezuela kommt der Autor zu der Annahme eines Alb-Alters (Unter-Alb und nicht Mittel-Apt) für die Ablagerungen aus denen die Genotypen der neubenannten Gattungen stammen. INTRODUCTION The main subject of this study is the subfamily Mathocera- tinae Casey, which is referred to the family Deshayesitidae Sroyanow. But for further conclusions the generic types of the family Leymeriellidae BREISTROFFER must be discussed. In the Aptian and Early Albian seas the stenochronic am- monites — the generic types of the families Deshayesitidae, Douvilleiceratidae, Acanthohoplitidae and Leymeriellidae — had a worldwide distribution; they have been used therefore for a worldwide correlation. Analyzing the abundant literature I came to the conclusion that thetaxonomy ofthe family Deshayesitidae Srovanow has *) I. V. KVANTALIANI, Geological Institute of the Academy of Science of the Georgian SSR, Rukhadze, 1/9, 380093, Tbilisi, USSR. been basically changed after the publication of Casey (1964), who established the subfamily Mathoceratinae and the genus Mathoceras - the main subject ofthis report. The type species of the genus was Hoplıtes (Kılianella?) matho (PERVINQUIERE, 1907: 185, pl. 7, figs. 31 a, b) from Lower Albian deposits of Tunisia. The new genus Mathoceras Casey served as the basıs for the new subfamily Mathoceratinae Casey. Thus, Casey divided the family Deshayesitidae into two subfamilies: Des- hayesitinae Srovanow and Mathoceratinae Cas£y. Mainly due to the lack of well preserved material many in- vestigators did not examine the taxonomy of the subfamily Mathoceratinae (SCHINDEWOLF 1966: 683; WIEDMANN 1966: 25; Kemper 1967; Bocpanova 1977, 1979; MikHaILoVvA 1976; BoGDANOVA, KVANTALIANI, SCHARIKADZE 1979 and others). Others raised this subfamily to the rank of an independent 704 family Mathoceratidae (KuLımann & WIEDMANN 1970: 18), though this change was based on the same material. The con- ception of Casey (1964) was accepted also by Renz (1978: 680) in his description of some new species of the genus Mathoce- ras Casey from the Aptıan (martinioides Zone) of Eastern Venezuela. Consequently there coexist two different opinions about the taxonomy of the Deshayesitidae at present: an undivided subfamily in the USSR (MıkHaAıova 1957 e. g.) and asplitted family with two subfamilies ın all other countries. The initial data: Before a careful analysis of the existing material, it is necessary to mention the initial material which served as the basis for Casey: PERVINQUIERE’s monograph (1907) ın which he described the new species Hoplites (Kılia- nella?) matho from the Lower Albian (he referred the Clan- sayesian to the Lower Albıan) of Tunis, and BREISTROFFER (1947: 19) who conventionally referred PERVINQUIERE’S spe- cies to the genus Dufrenoyia. Besides, reports by Rop & Maync (1954), Renz (1978) and two little known monographs by SoLısnac (1927) and Castany (1951) should be mentioned. For a detailed examination of the taxonomy of the Des- hayesitidae I consider it necessary to study this problem in two aspects. First paleontologically, which implies a morphologic analysis of the generic types of the subfamily in comparison with those of other families; and second, bio- stratigraphically -fora review of the geologic situation in which the generic types of so-called Mathoceratinae and the accompanying fauna have been found in Tunisia and in Vene- zuela. THE PALEONTOLOGICAL DATA A similar pattern of development of the suture line and a peculiarity of morphology (pl. 1, figs. 1-7) are characteristic signs of the genera of the family Deshayesitidae: Deshayesites Kasansky, Dufrenoyia BURCKHARDT, Burckhardtites Hun- PHREY, Prodeshayesites Casey (= Neodeshayesites Casey), Kuntziella CorLiGnon, Turkmeniceras Tovsına, Parades- hayesites KEMPER. As mentioned by MikHa1LovA (1957: 177) for adult indivi- duals of the genera Deshayesites and Dufrenoyia, the inner top of the external saddle (pl. 1, figs. Id, 2d, 3c, 4-7) is slightly higher than the external, and the external lobe (V) is unusually shortened in comparison to the lateral (L) one. This peculiarity can be observed within all other deshayesitids. Of no less importance is the peculiarity that in typical Des- hayesitidae the tubercular stage is absent during all the onto- geny. The ribs are simple, bending laterally and curving for- ward on the external side, and in most cases they are uninter- rupted. Casey included inthe subfamily Mathoceratinae such he- terogeneous genera as Cloroceras WHITEHOUSE, Somalıtes Tavanıand Mathoceras Casey. However, they can not be in- cluded in the usual limits of the Deshayesitidae. WHITEHOUSE (1927) stated that the genus Cloioceras was an unusual branch of the Hemihoplitinae SpatH with two rows oftubercles, and already MikHaıLova (1957: 177) noted that it can not be referred to the Deshayesitidae. The genus Somalı- tes can not be included in the Deshayesitidae because of its morphology and the character of the suture line. This genus has distinct tubercles (external, ventrolateral and umbilical) and also a strongly developed keel (pl. 1, figs. 8a, b). These two genera Cloioceras and Somalites must be excluded from the Deshayesitidae. Because of the lack of data I can not indi- cate to which family they must be referred. For the third member ofthe subfamily, the genus Mathoce- ras, already Casey (1964: 289) pointed out the resemblance of the sculpture and the suture line (see, pl. 2, figs. 6a-€) with the Albıian genus Leymeriella and thus he came close to a correct attribution of the taxonomic position of the genus Mathoce- ras. It is not difficult to guess that Casey, like BREISTROFFER, were psychologically influenced by PERVINQUIERE’s compari- son of his species Hoplites matho with the typical deshayesi- tids Dufrenoyia furcata (Sow.) and Dufrenoyia lurensıs (Kır.). BREISTROFFER consequently referred the species to Du- frenoyia. Following this investigator, Casey consequently re- ferred Mathoceras to the Deshayesitidae. PERVINQUIERE, however, made the comparison on the basis that A. matho and Dufrenoyia furcata (Sow.) belong to the genus Hoplites NEUMAYR, within which JAacog distinguished his new subgenus Leymeriella. Both papers were published simultaneously in 1907. If Jacog had known PERVINQUIERE’S new species H. matho he probably would have included it in his new subgenus Leymeriella, as he had done with the spe- cies Ammonites tardefurcatus LEYMERIE and Ammonites re- gularis BRUGIERE. An analysıs of Hoplites (Kılianella?) matho PERVINQUIERE on the basis of the large specimen (PErVINQUIERE 1907, pl. 7, figs. 31a, b) enables to following description: The sculpture (pl. 2, figs. 6a, b) is represented by ribs discontinuous on the external side, where a sharp angle is formed between both ends. On the lateral sides and between the lateral and external tubercles on the depressed parts of the ribs medial grooves were observed; the ribs on the lateral sides bend slightly in an S-shaped manner; lateral and external tubercles and a weak umbilical thickening are developed; the umbilicus is modera- tely wide, not deep. The suture line (pl. 2, fig. 6c) does not differ from that of the generic types of the Leymeriellidae. I propose therefore to refer the genus Mathoceras Casey to the subfamily Leymeriellinae s. str. of the family Leymeriellidae BREISTROFFER, 1951. The new species described by Renz (1978) — Mathoceras venezolanum, M. sucre, M. caribense and M. laeve (pl. 2, fig. 7-11) — show on the external side, as in Leymeriellidae common that the ribs are discontinuous; the external tuber- cles are counterplaced and form an angle. Beside some similar sculptural peculiarities a similar morphology of the suture line (pl. 2, figs. 7c, 8c) also relates these species to this family. The suture lines, both of M. matho (Perv.) and ofthe new species of Renz referred to the genus Mathoceras, have no resem- blances with any other generic types of the various families spread in Aptian and Albian times. Morphologic similarities in the suture lines of M. matho (Perv.) and the new species of Renz with the Leymeriellidae are not accıdental nor convergental but they are an expression ofa genetic interconnection. Their taxonomic positions with- in the family of the Leymeriellidae is defined below. Until now (perhaps with some insignificant differences) the following genera have been included in the Leymeriellidae: Proleymeriella BREISTROFFER, Epileymeriella BREISTROFFER, Leymeriella Jacos (with the subgenus Leymerzella Jacos and Neoleymeriella SavELıev) and Pseudoleymeriella Casey. Now I include the genus Mathoceras (Kvantauıanı, 1980, 1981). Mathoceras Casey manifests the greatest resemblance to the subgenus Leymeriella (Neoleymeriella) SaveLıev (1973). Both are characterized by the presence of lateral tubercles by which they are clearly distinguished from all other leymeriel- lids. Mathoceras differs from them in the existence of more distinct medial grooves on the ribs. The new species of Renz however are somewhat different not only from Mathoceras but from all other genera of the Leymeriellidae too. The Venezuelıian species of Renz are cha- racterized mainly by the sharply expressed bitubercular (ex- cept of M. laeve) sculpture, in the presence of umbilicus thik- kenings on the main, relatively thin, widely placed ribs, by the presence of the solitary capillary intermediate ribs and, what is most important, by the absence of the medial groove on the main ribs. These differences, which were evidently ac- quired by the geographic isolation from the typical Leyme- riellidae realm, are so perceptible that some new species with the same typical sculpture can be united in a new genus, for which I suggested (Kvanrtarıanı, 1980, 1981) the name Vene- zuella, according to the country Venzuela, where these am- monites were found first. The species, described under the name Mathoceras laeve is clearly distinguished from the other new species by its very thin-ribbed sculpture and by the absence of lateral tubercles (the character of the suture line is not known) and hence ı consider it as anew genus, which I named Renziella — ın honour of Renz (KvanTAuıanı, 1980, 1981). Taking into account the considerable differences of the ge- nera Venezuella Kvantauıanı (1980) and Renziella Kvanra- LIANI (1980) from the real Leymeriellinae, which are expressed by the absence of the medial groove on the lowered parts of the ribs (one of the main signs of the subfamily Leymerielli- nae) and the presence of the widely placed main ribs with thin intermediate inserted ribs in the Leymeriellidae, Iregard them as a new subfamily rank under the name Venezuellinae Kvantauıanı (1980). Thus, in the family Leymeriellidae there has appeared a special branch — a subfamily Venezuellinae, which in the process of evolution was most probably isolated from the primary group Leymeriellinae. If the European realm is considered as the centre of the ge- 705 neration of the Leymeriellidae, some unknown ancestors of the Venezuellinae must have migrated from East to West. During the migration to the Western part ofthe Mediterra- nean realm into the Caribbean paleozoogeographical pro- vince the typically Eastern Mediterranean forms probably greatly diverged. Subjected to geographical isolation and changeability they adapted to the new environments in the process of migration. Some changes in the morphology ofthe shell took place in spite of the individual signs inherited from the ancestors. In consequence of the natural selection the ac- quired new signs were fixed by inheritance and became cha- racteristic of the new “South American” taxons. Summarizing I suggest the taxonomy and the volume of the Deshayesitidae and Leymeriellidae in the following way: Superfamily DESHAYESITOIDEA Family Deshayesitidae Sroyanow, 1949 Genus Deshayesites Kasansky, 1914 Subgenus Deshayesites Kasansky, 1914 Subgenus Prodeshayesites Casey, 1961 (= Neodeshayesites Casey, 1964) Subgenus Paradeshayesites KEMPER, 1967, Genus Dufrenoyia BURCKHARDT, 1915 (in Kırıan & Resour), ?Genus Burckhardtites HuMPHREY, 1949, ?Genus Kuntziella CoıLicGnon, 1962, Genus Turkmeniceras TovsınAa, 1963, Superfamily HOPLITOIDEA Family Leymeriellidae BREISTROFFER, 1951, Subfamily Leymeriellinae BREISTROFFER, 1951 Genus Leymeriella Jacos, 1907, Subgenus Leymeriella Jacos, 1907, ?Subgenus Neoleymeriella SAvELıEv, 1973, Genus Epileymeriella BREISTROFFER, 1947, Genus Proleymeriella BREISTROFFER, 1947, Genus Mathoceras Casey, 1964, ?Genus Pseudoleymeriella Casey, 1957 Subfamily Venezuellinae Kvantauıanı, 1980 Genus Venezuella Kvantauıanı, 1980, (type: Mathoceras venezolanum Renz, 1978), Venezuella venezolanum (Renz, 1978), Venezuella sucre (Renz, 1978), Venezuella caribense (Renz, 1978), Genus Renziella Kvantauıanı, 1980 (type: Mathoceras laeve Renz, 1978), Renziella laeve (Renz, 1978). Atthis point we can end the examination of the paleontolo- gic data. It is natural that the problem will not be determined if the paleobiologic data are considered without a detailed analysis of the biostratigraphic data. 706 THE BIOSTRATIGRAPHIGC DATA Tunesia: According to PERVINQUIERE (1907: 185) some specimens of the ammonites referred to Hoplites (Kilianella ?) matho Perv. were found between Beja-gare and Oued Zerga, and the rest in Djebel Tella. PErvinQui£rE had no chance to study personally the stratigraphy of the deposits. He just listed the complex fauna, which (in the transcrip- tion of PErVINQUIERE, 1907: 417) consists of the following spe- cies: Phylloceras lateumbilicatum Perv., Ptychoceras cf. laeve MarH., Puzosia getulina CoQ., Hoplites matho Perv., Parahoplites milletianus D’Ors., P. cf. gargasensis D’ORB., P. bigoti Seun. Allofthem were found in association with the Clansayesian “Douvilleiceras” bigoureti SEUN. In his monograph on the geology of Eastern Tunisia Ca- stany (1951) defined the boundaries of the stages and gave the schemes of the stratigraphic subdivision. According to Ca- stany (1951: 144) the subdivision of the Aptian into three substages is classical: the Upper (Clansayesian), the Middle (Gargasıan) and the Lower (Bedoulian). But as the fauna of the Gargasian and the Clansayesian is often mixed, and in the Bedoulian fossils are absent, he accepted the following subdi- vision: the Upper Aptian (Gargasian-Clansayesian), and Lo- wer (Bedoulian). According to CAstany (1951: 145) in the massif Zaghouan (Ragoubet el Akfnaia) grey marls and limestones (8 m) of the Bedoulian age are following the Barremian beds. Stratigraphi- cally higher there occur blue marls with rare grey-blue shaly limestone beds, containing in the lower part of the section (100-110 m): Mathoceras matho (Perv.), Parahoplites sp., Valdedorsella getulina (CoQ.), V. angladei (Sayn), Prota- canthoplites (?) bigoureti (Seun.), “Terebratula” monto- niana (D’OrB.) and others. Castany supposed that this part of the section must be referred to the Upper Aptian because of the presence of the Protacanthoplites (?) bigoureti. Higher up occur olive marls with red sandstone beds (40 m) from which Souisnac (1927: 129, 130) and Castany (1951: 145) defined the following fauna: Colombiceras crassicostatum (D’ORB.), Protacanthoplites (?) bigoureti (Seun.), Valdedorsella angla- dei (Sayn), V. getulina (CoQ.) Aconeceras nisum (D’ORB.), Phyllopachyceras infundıbulum (D’Ors.), Salfeldiella guet- tardı (Rasp.), Protetragonites cf. crebrisulcatum (UHt1.), Ptychoceras laeve MarH., Hypacanthoplites milletianus (D’Ors.), Proleymeriella cf. schrammeni (Jac.), P. (?) le- moinei (Jac.), Leymeriella (Epileymeriella) revili (Jac.), (Perv.), Epicheloniceras (D’Ors.), Barremites strettostoma (UHr.), Neohibolites se- micanaliculatus (Bı.), Mesohibolites fallanxı Un. Mathoceras matho martini Taking into account the presence of Proleymeriella_ ct. schrammeni (Jac.), P. (?) lemoinei (Jac.) and Epileymeriella revili (Jac.) in these deposits, the distribution of which ıs Iı- mited to the Early Albian, these deposits must be of an Early Albian age. Other species of the indicated complex characte- rıze a Barremian, a Lower, Middle or Upper Aptian age and evidently they are reworked and in a secondary deposition. In the section Bir Alıma (CAstany 1951: 146) there ıs essen- tially the same mixed, complex fauna with Lower Albian am- monites, with the only difference that there ıs absent Matho- ceras matho (PErv.). Other sections (Oued Guelta-Djebel Ech Chama, Pont du Fays, 147; Djebel Zaress, 148) yielded M. matho (Perv.), but no typical Lower Albian species. Ac- cording to Castany in all these sections the above-mentioned cephalopods, occupy one and the same stratigraphical level (in all the sections marked as N 18). Many of these cephalo- pods are redeposited, evidently of different ages, and the de- posits containing these fossils are undoubtedly Early Albıan. In some sections, together with the indicated ammonites, there occur “Parahoplites” steinmannı (Jac.), somewhat re- minding of Middle Albian hoplitids by its sculpture. Every- where the described deposits of the Lower Albian are over- lapped by the younger deposits of the same stage. Analyzing all the material of Tunisia, Castany (1951: 167) notes that local intensive orogenic movements occurred at the end of the Aptian. In consequence of these movement there appeared conglomerates, most clearly expressed and fixed in the Djebel Serdj sections. During the invasion of the Early Albian sea the ammonites of the more ancient deposits, be- ginning from the Barremian and including the Clansayesian, were washed out and redeposited. Similar movements took place in Algeria. Jorzaun (1912: 147) found complex mixed faunas of Lower Albian age Pro- leymeriella schrammeni Jac.), Clansayesian (Protacanthopli- tes ? bigoureti Srun.) and Barremian (Phyllopachyceras in- fundibulum vD’Ors.) from Algeria. This was confirmed by Busnarno (1955: 239) who noted that very often in the north of Constantine (North-Eastern Algeria, Numidian mountains) the fauna of the Clansayesian is mixed with a fauna of the Early Albian. Therefore I come to the conclusion that the deposits containing Mathoceras ma- tho (Perv.)in Tunisia are of Albian (maybe Early Albian) age. South America: A large part of the ammonites described by Renz was found at the basıs of the Valle Grande formation, the age of which is determined as late Aptian (martinioides Zone). Besides the new species, the following ammonites (identified by WRIGHT) were discovered: Aconeceras nisus (D’ORrB.), Sanmartinoceras haugi (Sarasın), Valdedorsella getulina (CoQ.), V. cf. angladeı (Sayn), Acanthohoplites ct. aschiltaensis (AnTH.), Colombiceras sp., Gargasiceras aff. acuticostatum (RıEDEL), Zurcherella zurcheri (Jac.), Dufre- noyia justinae Hııı., D. justinae sanctorum Bürcı., Ptycho- ceras laeve MATHERON. The ammonites are mixed and evidently of different ages and - as ın Tunisia — they are in secondary deposition at the base of the Valle Grande formation. The species Aconeceras nisus, Colombiceras sp., Zuercherella zuercheri, Valdedor- sella cf. angladei are characteristic of the Middle Aptian (Gargasian), while Dufrenoyia has hitherto been known in Lower Aptian deposits only. Additional interesting informations are given by Rop & Maync (1954: 266-268, 276, 277). From the middle Apön Formation of the Sierra de Perija well preserved ammonites (identified by ImLavY) have been collected. The middle Apön Formation of western Venezuela can be correlated with the Garcia Formation of eastern Venezuela, which is laterally re- placed by the lower part ofthe Valle Grande Formation. This interval includes the Upper Aptian and the temporal equiva- lent of the Lower Chimana Formation, the age of which is Early to Middle Albian, containing ammonites of the mam- millatum Zone in the lower part and of the dentatus Zone ın the upper part (Renz 1978: 679). The new species, described by Renz and referred to Mathoceras, were discovered in the deposits of the transitional zone from the Garcia Formation to the Valle Grande Formation. The mentioned fauna from the middle Apön Formation of the Sierra de perija seems to be a mixed fauna too with species of different ages (Barremian, Lower, Middle Aptian): Hamu- lina (?), Cheloniceras cf. cornuelianum (D’Ore.), Deshayesi- tes columbianus Rıepeı, Dufrenoyia justinae (Hırı.) and Co- lombiceras aff. karsteni (MAarcou). But it contains even speci- fic Albian species as: Brancoceras (?), Knemiceras sp., and Douvilleiceras aff. monile (Sow.), which was discovered in sıtu (Rop & Maync, 1954: 266, 267). On the basis of the occurrence of Douvilleiceras aff. mo- nile Rop & Mayne (1954: 267) concluded that the Douvillei- 707 ceras ofthe New World precedes the forms ofthe Old World. But in my opinion the finds of ammonites of the genus Dou- villeiceras confirm once more my conclusion about an Albian (Early Albian) and not Aptian age of the deposits. Summarizing I come to the conclusion that the type of the genus Mathoceras Casey was discovered in Lower Albian, and not in the Upper Aptian (as it was supposed) deposits of Tunisia together with the typical generic types of the family Leymeriellidae (Proleymeriella cf. schrammeni (Jac.), P. (?) lemoinei (Jac.), and Epileymeriella revili (Jac.)), and toge- ther with a mixed Barremian/Aptian fauna in secondary de- position. In analogy to the circumstances in Tunesia I come to the conclusion that the deposits in Venezuela, which yielded the Leymeriellidae Venezuella KvantaLıanı and Renziella Kvanrtarıanı within a mixed fauna have an Early Albian age too, and can be correlated with the Leymeriella tardefurcata Zone in Europe. REEERENGES ARKELL, W. I., KuMMEL, B. C. WRIGHT, C. V. (1957): Mesozoic Ammonoidea. - in: MOORE, R. C. (edit.), Treatise on Inver- tebrate Paleontology, part L 4, - Geol. Soc. of America Univ. Kansas Press, Lawrence. BOGDANOVA, T. N. (1971): New Barremian ammonites from We- stern Turkmenia. — Palaeont. Journ., 3: 60-71; Moscow. — — (1977): On some Deshayesites of the Western Turkmenia. — Ann. VPO, 19: 46-69; Leningrad. — — (1979): Ammonites of the family Deshayesitidae from Turk- menıia. — Works of the 19 session of VPO: 152-169; Lenin- grad. — — KVANTALIANI, I. V., SCHARIKADZE, M. Z. (1979): Some Early Aptian Deshayesitidae from Central Dagestan. — Geologica Balcanıca, 9 (3): 3-19; Sofia. BREISTROFFER, M. (1947): Sur les zones d’ammonites dans l’Albian de France et d’Angleterre.- Trav. Lab. Geol., Fac. Sci. Univ. Grenoble, 26: 1-88; Grenoble. — — (1951): Sur quelques ammonites de !’Albian inferieur de Ma- dagascar. - C. R. Soc. Geol. France. 15: 266-268; Paris. BUSNARDO, R. (1955): L’Aptien superieur et l’Albien inferieur mar- neux au N de Constantine (Algerie). — Soc. G£ol. France. C. R. Somm. Seanc., 12: 238-239; Paris. Casey, R. (1957): The Cretaceous ammonite genus Leymeriella, with a systematic account of its British occurrences. — Palae- ontology, 1: 29-59; London. — — (1961): The stratigraphical palaeontology of the Lower Greensand. — Palaeontology, 3: 487-621; London. — — (1964): A monograph of the Ammonoidea of the Lower Greensand. — Palaeontogr. Soc., (Monogr.), part _: 289-398; London. CASTANY, G. (1951): Etude geologique de l’Atlas Tunisien Oriental. - (These). — Direct. trav. Publ. Ann. Min. Geol., 8: 632 pp., Tunis. COLLIGNON, M. (1962): Atlas des fossiles caracteristiques de Mada- gascar (Ammonites). - Fasc. 9 (Aptien). -Serv. G£ol. Repub. Malgache, Tananarive, 64 pp., pl. 215-240; Tananarive. HUMPHREY, W.E. (1949): Geology of the Siera de los Muertos Area, Mexico (with Descriptions of Aptien Cephalopods from the La Pena Formation). — Bull. Geol. Soc. America, 60 (1): 89-176; New York. JACOB, C. (1907): Etudes paleontologiques et stratigraphiques sur la partie moyenne des terrains Cretaces dans les alpes Francaises. — Trav. Lab. G£ol. Univ. Grenoble, 8: 280-590; Grenoble. JOLEAUD, L. (1912): Etude Geologique de la Chäine Numidique et des Monts de Constantine, Algerie. — (These). Montpellier, Montane, Sicardet et Valentin. 437 pp; Montpellier. Kasansky, P. A. (1914): Description of the collection of the cepha- lopods from the Cretaceous deposits of Dagestan with the list of forms of other classes and the stratigraphic essay. — Bul. Tomsk techn. Inst. 32 (4): 1-127; Tomsk. KEMPER, E. (1967): Die älteste Ammoniten-Fauna im Aptium Nordwest-Deutschlands. — Paläont. Z. 41 (3, 4): 119-131; Stuttgart. KıLıan, W. & REBOUL, P. (1915): La faune de l’Aptien inferieur des environs de Montelimar. - Mem. Sery. explic. Carte geol. det. France. 221 pp.; Paris. KULLMANN, J. & WIEDMANN, ]J. (1970): Significance of sutures in phylogeny of Ammonoidea. Univ. Kansas. Paleont. Contr., 47: 1-32; Kansas. KVANTALIANI, I. V. (1980): On the systematics of the families Des- hayesitidae and Leymeriellidae. —- Bull. Acad. Sci. Georgian SSR, 97 (1): 121-124; Tbilisi. — — (1981): New representatives of the family Leymeriellidae (Ammonoidea). — Bull. Acad. Sci. Georgian SSR, 101 (1): 81-84; Tbilisi. MIKHAILOVA, I. A. (1957): On the systematics of the family Paraho- plitidae Spath and Deshayesitidae Stoyanow. — Bull. Moscow Univer., 3: 173-182; Moscow. — — (1970): On the position of the stratum with Turkmeniceras turkmenicum and the Barremian-Aptian boundary. — Pro- ceed. ofthe USSR Acad. Scıi., Gel. ser.: 6: 107-113; Moscow. — — (1976): On the correct understanding of the ontogeny of re- presentatives ofthe family Deshayesitidae Stoyanow.— Papers Acad. Sci. USSR, 226 (2): 444447, Moscow. ORBIGNY, A. (1840-1842): Paleontologie Francaise. Terrains Creta- ces. I, Cepahlopodes. — 1-657; Paris. PERVINQUIERE, L. (1907): Etudes de Paleontologie Tunisienne. I. Cephalopodes des terrains secondaires. — Direc. Gen. trav. Publ. Carte Geol. Tunisie. 1438; Paris. RENZ, O (1978): Genus Mathoceras (Ammonoidea) from the Upper Aptian in the Serrania del Interior, eastern Venezuela. — Eclo- gae geol. Helv. 71 (3): 677-685; Basel. RoD, E. & Maync, W. (1954): Revision of Lower Cretaceous strati- graphy of Venezuela. — Bull. Amer. Ass. Petr. Geol., 38 (2): 193-283; Tulsa. SAVELIEV, A. A. (1973): The stratigraphy and ammonites of the Lo- wer Albian of Mangishlak (Leymeriella tardefurcata and 708 Leymeriella regularis zones). - Works ol VNIGRI, ad. 323: 1-340; Leningrad. SCHINDEWOLF, ©. H. (1966): Studien zur Stammesgeschichte der Ainmoniten. — Lief. 6. Abh. Acad. Wiss. Liter. 643-730; Mainz. SOLIGNAC, M., (1927): Erude geologique de la’ Tunisie Septentrionale. - Cart, Geol. Tunisie,, Serv. Min. Theses. 756, pp., Lyon. STOYANOW, A. (1949): Lower Cretaceous Stratigraphy in South- eastern Arizona, - Geol. Soc. America. Mem, 38: 1-169; New York. Tovsına, S, Z. (1963): On the Upper Barremian ammonites of Turkmenia. - Works VSEGEI, new ser. 109 (14):98-119; Le- ningrad. WHITEHOUSE, F. W. (1927): Additions to the Cretaceous Ammonite Fauna of Eastern Australia. Part 1:Simbirskitidae, Aconecera- tidae and Parahoplitidae. - Mem. Queensland Museum, 9 (1): 109-120; Brisbane. WIEDMANN, J. (1966): Stammesgeschichte und System der posttria- dischen Ammonoideen. — N. Jahrb. Geol., Paläont. Abh., 127 (1): 13-81; Stuttgart. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Plate 1 Deshayesites formosus BOGDANOVA, KVANTALIANI, SCHARIKADZE (1979: 8, pl. IY, fig. 1-6). Dufrenoyia caseyi KVANTALIANI, Holotype N 4 (3057/5-3). Museum Geol. Paleont. Geor- gian Lenin Polytechnical Institut; Aptian, Dagestan. Author’s coll. 1. Burckhardtites palumbes HUMPHREY (1949: 135, pl. 12, fig. 1-2). Suture line of Burckhardtites sp. (HUMPHREY, 1949). Dufrenoyia subfurcata KASANSKY (in MIKHAILOVA, 1970: 111, fig. 3>K). Deshayesites callidiscus CASEY (in BOGDANOVA, 1971: 66, fig. 4). Deshayesites planus CASEY (BOGDANOVA, 1971: 66, fig. 4 B). Deshayesites dechy PAPP in BOGDANOVA, 1971: 66, fig. 46). Somalites TAVANI, 1949 (in ARKELL, KUMMEL, WRIGHT, 1957: 384). Zitteliana 10, 1983 3 8b 8a KvAnTALIAN], 1. V. Plate 1 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fi Ei & g- 7a-c. 8a-c. 9a,b. 10a... 11axb: Plate 2 Family Leymeriellidae BREISTROFFER, 1951 Subfamily Leymeriellinae BREISTROFFER, 1951 Leymeriella (L.) tardefurcata (LEYMERIE in ORBIGNY, 1841: 248, pl. 71, figs. 4, 5). Suture line of Leymeriella (L.) tardefurcata (LEYM. in SAVELIEV, 1973: 197, fig. 41a). Leymeriella (Neoleymeriella) consueta CASEY (SAVELIEV, 1973: 230, pl. 35, figs. 3a, b). Leymeriella (N.) crassa SPATH (JACOB, 1907: 54, pl. VII, fig. 24). Suture line of Leymeriella (L.) astrica GLASUNOVA (in SAVELIEV, 1973: 207, fig. 44). Mathoceras matho PERVINQUIERE (1907: 185, pl. 7, figs. 31a, b, 72-in text). Subfamily Venezuellinae KVANTALIANI, 1980 Venezuella venezolanum (RENZ). Venetuella carıbense (RENZ). Venezuella sucre (RENZ). Venezuella venezolanum (RENZ). Renziella laeve (RENZ). figs. 7-11 after RENZ (1978: 683, 684). Zitteliana 10, 1983 But 8c 11a 9 11 KvAnTauianı, I. V. Plate 2 715 zum | © [ 7m München, 1.Jal 198 ISSN 0379 _9027 Die Echinodermen der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) MAX-GOTTHARD SCHULZ*) Mit 3 Abbildungen und 1 Tafel KURZFASSUNG Aus den Inoceramen-Mergeln (Unter-Maastricht, Bunt- mergelserie, Nord-Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens beı Siegsdorf in Oberbayern werden ein Crinoide und zwei Arten irregulärer Echiniden beschrieben: /sselicrinus afrıcanus (LorıoL), Guettaria fecunda n. sp. und Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus Pomeı. Diese /sselicrinus- Art und beide Echini- den-Genera waren bisher aus Mitteleuropa nicht bekannt. Sie zeigen enge Beziehungen zu Formen im Maastricht Nord- afrıkas und des Kaukasus. NBESITRINET: From the /noceramus-Marls (Lower Maastrichtian, Bunt- mergelserie, northern facies of the Ultrahelvetic zone) of the Moos-Graben near Siegsdorf in Bavaria one crinoid and two species of irregular echinoids are described: /sselicrinus afrı- canus (LoRIOL), Guettaria fecunda n. sp. and Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus Pomer. This crinoid species and both echinoid genera have not been recorded from Middle Europe hitherto. They are related to species in the Maastrichtian of N. Africa and of the Caucasus. ISERNIEEITIUNG Im Rahmen gezielter Fossil-Aufsammlungen in den Inoce- ramen-Mergeln (Unter-Maastricht, Buntmergelserie, Nord- Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens bei Siegsdorf (Ober- bayern) wurden neben den vorherrschenden Mollusken (Ino- ceramen, Ammoniten, Belemniten) auch einige irreguläre Echiniden und ein Crinoiden-Stielteil gefunden. Die genaue Lage des Fundpunktes und die Lithologie der Fundschicht sind in Hacn et al. (1981) und in Hacn & Here (1983, dieser Band) beschrieben (Abb. 1). *) M.-G. SCHULZ, Geologisch-Paläontologisches Institut und Mu- seum der Universität, Olshausenstr. 40/60, 2300 Kiel. Das Material entstammt teils eigenen Aufsammlungen, die gemein- sam mit Prof. F. SCHMID (Hannover) durchgeführt wurden, teils wurde es mir von den Herren Prof. H. HAaGNn und Prof. D. HERM (München) zur Bearbeitung überlassen. Die Photoarbeiten wurden von Frau B. HECHT (Kiel) durchge- führt; die REM-Aufnahmen verdanke ich Herrn Dr. C. SAMTLEBEN (Kiel). Den genannten Personen sei hiermit herzlich gedankt. 716 Galon-Graben HACHAUER MOOS N 7) [6) 100 200m ZZ, © Blaser Hütte Abb. 1. Lageplan des Fundpunktes. 2. GRINOIDEN Die Aufsammlungen in den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens erbrachten einen einzigen Crinoiden-Rest. Es handelt sıch um einen Stielteil aus 9 Columnalıa, deren unter- stes glücklicherweise ein Nodale ist. Ordnung: Isocrinida Familie: Isocrinidae Gattung: Isselicrinus Isselierinus afrıcanus (LoRıoL, 1893) Tafz 1, Eig.1 1893 Balanocrinus afrıcanas LORIOL (in PERON), $. 391, Taf. 31, Fig. 39-53. 1903 Balanocrinus africanus, PERVINQUIERE, $. 128, 150. 1926 Balanocrinus afrıcanns, VALETTE, S. 270. 1931 Balanocrinus africanus, VALETTE (in LAMBERT), S. 109. 1961 Isselicrinus afrıcanus, RASMUSSEN, S.47ff., Taf. 7, Fig. 18-20. Der Stielteil aus dem Moos-Graben hat einen annähernd runden Querschnitt. Die Oberfläche ist glatt. Die einzelnen Columnalia haben bei einem Durchmesser von 4,6 mm eine Höhe von 1,6 mm. Die Suturen sind anscheinend nicht cre- nuliert. Allerdings sind die einzelnen Columnalia leicht inein- ander gepreßt, so daß eine sichere Aussage nicht möglich ist. Die Gelenkfläche der Internodalia zeigt entlang der Peri- pherie kurze, gleichförmige Crenellae. Pro Interradius sind es 8 interradiale und 2 adradiale Crenellae. Die adradialen Rip- pen sind nicht crenuliert; sie sind durch deutliche, schmale radiale Furchen voneinander getrennt und reichen nicht ganz bis zur Achsialpore. Die interradialen Petalodien sind-durch Verwitterung verstärkt - stark eingetieft (Taf. 1, Fig. la). Das Nodale hat den gleichen Durchmesser wie die Interno- dalia. Es trägt am distalen Rand zwei Cirrhen-Sockel, die nach unten und auswärts gerichtet sind. Auf einem Cirrhen- Sockel befindet sich noch ein Teil des ersten Cirrhale in situ. Die distale Gelenkfläche des Nodale ist durch Pyritisierung, Drucklösung und Verwitterung schlecht erhalten. Sie zeigt eine schwache Skulptur, die jener der Internodalia ähnelt (Taf. 1, Fig. 1b). Der Stielteil aus dem Moos-Graben gleicht dem von Ras- MUSSEN (1961, Taf. 7, Fig. 20) abgebildeten Exemplar von /s- selicrinus afrıcanus aus dem Maastricht von Koudiat-el-Ma- zoudj, 2 km südwestlich von Gambetta, Algerien, zum Ver- wechseln. Die einzigen nennenswerten Unterschiede liegen in der etwas größeren Anzahl der Crenellae (10+2 pro Interra- dius) und in der praktisch glatten unteren Gelenkfläche des Nodale des algerischen Stückes. Isselicrinus africanus war bisher ausschließlich aus Algerien und Tunesien bekannt (RAasmussen 1961, S. 47). Die stratigra- phischen Angaben reichen vom Senon bis zum Eozän. Gesi- chert ist wohl das Auftreten im Maastricht und im Dan. 717 3.IRREGULÄRE ECHINIDEN Es liegen 5 einigermaßen vollständige Coronen und 7 Fragmente vor, die sämtlich stark verpreßt sind. Aussagen über die Coronen-Form sind deshalb schwierig. Zwei klei- nere Bruchstücke sind unbestimmbar; zwei Exemplare gehö- ren wahrscheinlich zur Spatangiden-Gattung Homoeaster; das übrige Material läßt sich, obwohl z. T. sehr schlecht er- halten, der Holasteriden-Gattung Guettaria zuordnen. Bei der folgenden Beschreibung wird zur Kennzeichnung der Ambulakren und der Interambulakren sowie der Platten des Apikalschildes — wie allgemein üblich — das Loven’sche Zif- fern-System angewendet. Ordnung: Holasterida Familie: Holasteridae Gattung: Guettaria Die Gattung Guettaria GAUTHIER, 1887, ist durch eine länglich ovale, relativ flache Corona ausgezeichnet, die am Vorderrand eine sehr tiefe Einbuchtung hat und am Hinter- ende konkav abgestumpft ist. Das Ambulakrum III liegt auf der Ventralseite in einer tiefen Furche. Das vertikal stehende Peristom liegt relativ weit vom Vorderrand entfernt am Ende dieser Furche. Auf der Apikalseite finden sich in allen 5 Interambulakren und z. T. auch in den paarigen Ambulakren vereinzelte sehr große Primär-Stachelwarzen. Wichtigstes Merkmal der Gat- tung Guettaria, das sonst nur noch bei der Gattung Lampad- aster CoTTEAu, 1889 auftritt'), ist jedoch der Besitz von je zwei zusätzlichen Genitalporen in den Ocellarplatten II und IV (Abb. 2). Alle genannten Merkmale lassen sich an dem Material aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens nachweisen, “wenn auch wegen des schlechten Erhaltungszustandes nicht an allen Exemplaren. Die Gattungszugehörigkeit zumindest der besser erhaltenen Exemplare ist also gesichert. Zur Gattung Guettaria sind bisher fünf Arten gestellt worden, von denen allerdings zwei zu anderen Gattungen ge- hören dürften: 1. Die Typus-Art Guettaria angladei GAUTHIER, 1887 ist mittelgroß und subkonisch. Die großen Primär-Stachelwar- zen sind ziemlich gleichmäßig über die Apikalseite der Co- rona verteilt. G. angladei ist bisher nur aus Algerien und Tu- nesien beschrieben worden. Sie kommt dort in einem „‚hori- zon assez eleve du Senonien“ vor (GAUTHIER, 1897, S. 833). 2. Guettaria rocardı CoTtzAu, 1889 aus der Oberkreide von Diego-Suarez (Madagaskar) wurde von LAMBERT (1896) erstmals abgebildet und ausführlich beschrieben. Sie unter- scheidet sich von G. angladei außer im Bau der paarigen Ambulakren hauptsächlich dadurch, daß die großen Stachel- warzen auf der Apikalseite nicht gleichmäßig verteilt sind, sondern einen supramarginalen peripetalen Kranz bilden, der t) Die Diagnose der Gattung Lampadaster bei WAGNER & DURHAM (1966) ist falsch: Statt ‚‚genital plates2 and 4 usually with 2 genital pores““ muß es heißen „‚ocular plates II and IV usually with 2 supp- lemental genital pores“ (vergl. LAMBERT 1896, Abb. 3 + 4). Abb. 2. Apikalschilder der verschiedenen Guettaria-Arten. 6. Die Siebporen der Madreporenplatte sind z. T. schematisch eingetra- gen. : G. angladei nach GAUTHIER 1887, Taf. 16, Fig. 4. :G. danglesi nach GAUTHIER 1897, Taf. 24, Fig. 8. : G. rocardi nach LAMBERT 1896, Abb. 1. :G. fecunda n. sp., Holotypus (vergl. Taf. 1, Fig. 2e). : Man beachte die große Ocellarplatte III, die eine fünfte zusätzli- che Genitalpore trägt. an co® in der Umgebung des Ambulakrum III unterbrochen ist. In der Größe (Coronen-Länge 47-58 mm) und Coronen-Form ähnelt G. rocardı der Typus-Art. Den Fundhorizont stellt LAMBERT (1896, $S. 329) ins Senon. 3. Guettaria danglesi GAUTHIER, 1897 aus der Oberkreide Algeriens ist beträchtlich kleiner (Coronen-Länge 29 mm) als die beiden genannten Arten. Sie unterscheidet sich von ihnen außerdem durch die hemisphärische Form der Corona und einen deutlichen subanalen Vorsprung. Die großen Stachel- warzen der Apikalseite sind wie bei G. rocardi in einem peri- petalen Kranz angeordnet. Als stratigraphisches Alter vermu- tete GAUTHIER zunächst (1897) Senon, später (1899) hielt er wegen der angeblichen Ähnlichkeit von G. danglesı mit Cardiaster pustulifer PERON & GAUTHIER 1878 (s. u.) ein Ce- noman-Alter für möglich. Lamsert (1931) schließlich gibt G. danglesi aus dem Ober-Senon (Campan-Maastricht) Al- geriens an. 4. Cardiaster pustulifer PERON & GAUTHIER, 1878 aus dem Cenoman Algeriens wurde von GAUTHIER (1899) wegen einer gewissen Ähnlichkeit mit G. danglesı zur Gattung Guettaria gestellt. Die Art beruht auf einem einzigen, durch laterale Kompression deformierten Exemplar. Der Bau des Apikal- schildes und die Ausbildung der Vorderfurche sind unbe- kannt. Wegen des relativ hohen stratigraphischen Alters (Cenoman) halte ich die Zugehörigkeit zur Gattung Guettaria für wahrscheinlich. 5. Die Gattung Entomaster mit der einzigen Art E. ronsseli GAUTHIER, 1887 aus dem Senon Algeriens und Tunesiens wur- de von LAMBERT & THı£ry (1924, S. 415) und LAMBERT (1931, 718 S. 98) in die Synonymie der Gattung Guettaria gestellt. Diese Auffassung wurde von MORTENSEN (1950, S. 91 f.) unter Vor- behalt übernommen. Von WAGNER & DURHAM (1966, 5. 528) wird die Gattung Entomaster jedoch aufrechterhalten”). Tat- sächlich hat E. rousseli keine zusätzlichen Genitalporen in den Ocellarplatten II und IV und das Peristom liegt nahe dem Vor- derrand, so daß dieser Art zwei für die Gattung Guettaria charakteristische Merkmale fehlen. Weitere zweifelsfreie Vorkommen der Gattung Guettarıa wurden von Böhm (1924) aus dem Senon von Misol (Timor) und von Posrawskaja & Moskwmn (1959) aus dem Unter- Maastricht des nördlichen Kaukasus und des Kopet-Dag?) beschrieben. Sie werden in beiden Arbeiten ohne nähere Be- gründung und Diskussion der Art G. rocardi zugeordnet. Außerdem wird G. rocardıi von PosLawskAaJa & MOoskwINn aus dem Maastricht Klein-Asiens und N-Afrikas angegeben. Auch unter den leider recht schlecht erhaltenen Echiniden aus dem Maastricht (Gosau) des Krappfeldes (Kärnten), die mir Prof. F. Tuıenıs (Hamburg) freundlicherweise zu Ver- gleichszwecken zur Verfügung gestellt hat, ist die Gattung Guettaria vertreten. Die im Moos-Graben bei Siegsdorf gefundenen Guetta- ria-Exemplare sind mit Coronen-Längen bis zu 80 mm rela- tiv groß. Derartige Größen wurden bisher nur für die Formen des nördlichen Kaukasus und des Kopet-Dag angegeben (Posrawskaja & Moskwin, 1959, S. 269). Die Coronen-Form läßt sich wegen der starken Deformation des Materials nicht sicher angeben, doch dürften die Coronen eher subkonisch als hemisphärisch gewesen seın. Die großen Stachelwarzen der Apikalseite sind im wesent- lichen in drei Feldern konzentriert. Zwei Felder liegen ante- riolateral und supramarginal im Ambulacrum II und in der hinteren Hälfte von Interambulakrum 2 einerseits und in der hinteren Hälfte von Interambulakrum 3 und in Ambula- krum IV andererseits. Das dritte Feld bildet die Umgebung des Apex, wobei die Primär-Warzen in unmittelbarer Nähe des Apex natürlich etwas kleiner sind als die anderen großen Primär-Stachelwarzen. Außerdem finden sich vereinzelt große Stachelwarzen im hinteren unteren Bereich der Inter- ambulakren 1 und 4, doch scheint hier eine gewisse Variabili- tät zu bestehen. Die Marginal-Fasziole ist nur bei einem Exemplar stellen- weise nachweisbar. Die Ausbildung der subpetaloiden Am- bulakren ähnelt der bei G. rocardi. Die Poren jeweils der hin- teren Reihe der paarigen Ambulakren sind ausgeprägt schlitz- förmig (Taf. 1, Fig. 2d, e). Einzelheiten der Struktur des me- ridosternalen Plastrons konnten an dem vorliegenden Mate- rial nicht ermittelt werden. Die Platten des Apikalschildes lassen sich leider nur bei ei- nem Exemplar aus dem Moos-Graben vollständig untersu- chen. Der Bau des Apikalschildes ähnelt dem bei G. rocardı, da die Ocellarplatte II in breitem Kontakt mit der Genital- 2) Die Diagnose der Gattung Entomaster bei WAGNER & DURHAM ist falsch (Druckfehler). Es muß heißen: ‚Like Guettaria except oculars II and IV not with supplemental genital pores.“ ?) In DJABAROWs (1964) Arbeit über die Oberkreide-Echiniden des Kopet-Dag (SW-Turkmenistan) wird die Gattung Guettaria al- lerdings nicht behandelt (frdl. mdl. Mitt. von Prof. G. ERNST, Berlin). platte 4 steht, was bei G. angladei und G. danglesi nicht der Fall ist (Abb. 2). Neben den für die Gattung Guettaria typi- schen zusätzlichen Genitalporen-Paaren in den Ocellarplat- ten II und IV findet sich eine fünfte zusätzliche Geni- talpore in der Ocellarplatte III, die entsprechend vergrößert ist (Abb. 2d; Taf. 1, Fig. 2e). Dieses Merkmal erscheint biologisch derart bedeutungs- voll, daß es sich nicht nur um eine Variante handeln dürfte. Es ist vielmehr anzunehmen, daß alle Guettarien aus dem Un- ter-Maastricht der Buntmergelserie fünf zusätzliche Genital- poren, also 9 Gonaden besessen haben. Da außerdem die Ver- teilung der großen Stachelwarzen auf der Apikalseite recht deutlich von dem Bild bei den drei bekannten Guettaria- Ar- ten abweicht, dürfte es sich bei den Guettarien des Moos- Grabens um eine eigene, neue Art handeln: Guettaria fecunda n. sp. Abb. 2d; Taf. 1, Fig. 2, 3. Holotypus: Das in Abb. 2d und auf Taf. 1, Fig. 2 abge- bildete Exemplar; Bayerische Staatssammlung für Paläonto- logie und historische Geologie, Nr. 1977 XX1/22. Locus typicus: Oberlauf des Moos-Grabens bei Siegs- dorf in Oberbayern (Abb. 1). Stratum typicum: Belemnella sumensis-Zone, Oberes Unter-Maastricht, Buntmergelserie, Nord-Ultrahelvetikum. Derivatio nominis: fecundus (lat.) = fruchtbar; nach dem Besitz von fünf zusätzlichen Genitalporen. Diagnose: Eine Art der Gattung Guettaria, die neben den zusätzlichen Genitalporen-Paaren in den Ocellarplat- ten II und IV eine fünfte zusätzliche Genitalpore in der Ocel- larplatte III besitzt. Die großen Primär-Stachelwarzen der Coronen-Oberseite sind im wesentlichen in zwei anteriolate- ralen Feldern und in der Umgebung des Apex konzentriert. Material: Neben dem Holotypus zwei einigermaßen vollständige Coronen und fünf fragmentarisch erhaltene Ex- emplare, die alle verpreßt sind. Beschreibung: siehe oben. Beziehungen: G. fecunda ähnelt in der Coronen-Grö- ße, der unregelmäßigen Verteilung der großen Stachelwarzen auf der Coronen-Oberseite und dem Bau des Apikalschildes G. rocardi. Sie dürfte mit dieser Art enger verwandt sein als mit den beiden anderen bekannten Guettaria-Arten (G. an- gladei und G. danglesı). Verbreitung: G. fecunda ist bisher ausschließlich aus dem Oberen Unter-Maastricht vom locus typicus bekannt. Ordnung: Spatangoida Unter-Ordnung: Hemiasterina Familie: Palaeostomatidae Gattung: Homoeaster Zwei stark deformierte, mittelgroße Echiniden aus dem Inoceramen-Mergel des Moos-Grabens weisen eine deutliche Peripetal-Fasziole und ein wahrscheinlich amphisternales Plastron auf. Weitere Fasziolen sind offenbar nicht ausgebil- det. Es handelt sich also um Hemiasterina der Familien He- miasteridae oder Palaeostomatidae. Die Coronen hatten vermutlich eine recht hohe subkoni- sche Form. Die Länge betrug schätzungsweise 5 cm. Die Pe- ripetal-Fasziole liegt sehr tief. Sie liegt im Vorderteil der Co- rona praktisch marginal, knickt in den vorderen Hälften der Interambulakren 1 und 4 kurz nach oben ab und verläuft dann schräg nach hinten über dem recht tief liegenden Peri- prokt (Abb. 3). Die paarigen Ambulakren sind nur subpeta- loid und nicht eingesenkt. Die Ambulakral-Poren sind oval bis kommaförmig und kaum gejocht (Taf. 1, Fig. 4c). Das Abb. 3. Rekonstruktion der Coronen-Form von Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus, Lateral-Ansicht. X1. Man beachte die tief liegende Peripetal-Fasziole. 719 Peristom dürfte etwa in der Mitte zwischen dem Zentrum der Oralseite und dem Vorderrand oder etwas davor gelegen ha- ben. Es war eher rundlich als labıat (Taf. 1, Fig. 4b). Die genannten Merkmale (Lage der Peripetal-Fasziole, Ausbildung der paarigen Ambulakren und Gestalt des Peri- stoms) sprechen für eine Einordnungin die Familie Palaeo- stomatidae, die allerdings durchweg kleinere Formen enthält. Innerhalb dieser Familie stimmen die beiden Spatangiden aus dem Moos-Graben am besten mit der Gattung Homoeaster Ponmeı, 1883 überein. Die bekannten Arten dieser Gattung er- reichen jedoch im allgemeinen nur Coronen-Längen von 30-40 mm. Für ein ungewöhnlich großes Fragment von H. tuneatus PomEL, 1883 schätzte LAmsBErT (1931, S. 99) die Coronen-Länge auf 45 mm. Arten der Gattung Homoeaster sind bisher aus dem Maastricht N-Afrikas (u. a. LAMBERT 1931, S. 75f., 99.) und aus dem Maastricht und Dan des Kaukasus (PosLawskAJa & Moskwin 1959, S. 274.) beschrie- ben worden. Wegen der vermutlich subkonischen Gestalt und den Co- ronen-Dimensionen, die beträchtlich über den für die Gat- tung Homoeaster bisher als normal geltenden Werten liegen, können die beiden Funde aus dem Moos-Graben keiner der bekannten Homoeaster-Arten mit ausreichender Sicherheit zugeordnet werden. Sie werden in offener Nomenklatur be- zeichnet als: Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus PomEL, 1883. 4.STRATIGRAPHIE UND PALÄOBIOGEOGRAPHIE Isselierinus afrıcanus tritt hauptsächlich im Maastricht und Dan auf, die Gattung Guettaria ist auf die höhere Oberkreide (Campan [?]- Maastricht) beschränkt und die Gattung Ho- moeaster ist bisher nur aus Maastricht und Dan bekannt. Nach dem gemeinsamen Vorkommen von /. afrıcanus, G. fecunda und H. ?n. sp. aff. tuneatus können daher die Inoceramen-Mergel in der Buntmergelserie des Moos-Gra- bens recht sicher in das Maastricht gestellt werden. Diese Einstufung wird durch die Belemniten dieses Hori- zontes bestätigt und beträchtlich präzisiert: unterer Teil des Oberen Unter-Maastricht (ScHhuLz & Schmp, 1983, dieser Band). Während die Belemniten deutliche Beziehungen nach N- und E-Europa (boreales Unter-Maastricht) aufweisen — dort kommen dieselben Arten wie im Moos-Graben vereinzelt ne- ben anderen Arten vor -, zeigen die Echinodermen enge Be- ziehungen zu Gebieten im Bereich der Tethys (Algerien, Tu- nesien, Kaukasus, Kopet-Dag). Die Echiniden-Gattungen Guettaria und Homoeaster kommen in der borealen Schreibkreide nicht vor. Der Fundpunkt im Moos-Graben ist für beide Gattungen das nördlichste bekannte Vorkommen. Dies gilt zwar auch für /sselierinus africanus, doch zeigt diese Art sehr enge Beziehungen zu /. buchü, die in der borealen Schreibkreide verbreitet im Maastricht auftritt (RAsmussen 1961) und hier im oberen Unter-Maastricht besonders häufig ist (SCHMID 1975, $. 240, Abb. 2; ScHhuLz 1978, S. 85). Dem Fossil-Fundpunkt in der Buntmergelserie des Moos-Grabens kommt also eine ganz besondere Bedeutung für die ‚‚Nord-Süd-Korrelation“ zu, da hier Belemni- ten-Gattungen (Belemnella, Belemnitella) der Nordeuropäi- schen Faunenprovinz (sensu KAuFFMAN 1973, Abb. 1, 2) mit Echiniden-Gattungen (Guettaria, Homoeaster) der Mediter- ranen Provinz gemeinsam vorkommen. Mit der charakteristi- schen, sehr gut definierten Gattung Guettaria reichen die Be- ziehungen sogar über die Ostafrikanische Provinz (Madagas- kar) bis in die Australische Provinz (Timor). 5. ANGEEÜHRTE SCHRIFTEN BÖHM, J. (1924): Über eine senone Fauna von Misol. — Paläontologie von Timor, 14. Lief., Abh. 24, S. 81-103, 4 Abb., 5 Taf.; Stuttgart. COTTEAU, G. (1889): Echinides cretaces de Madagascar. - Bull. Soc. Zool. France, XIV. (zitiert nach LAMBERT, 1896). DJABAROW, G. N. (1964): Werchnemelowye Morskije eji zentral- nowo Kopet-Daga i ich stratigrafitscheskoje snatschenije. — 715., 7 Abb., 20 Taf., Turkmenischer Verl., Aschchabad, [russisch]. GAUTHIER, V. (1887): Types nouveaux d’Echinides cretaces. — Ass. Frang. pour l’avanc. d. sci. Toulouse (zitiert nach MORTEN- SEN, 1950). — — (1897): Contribution a l’etude des Echinides fossiles. I. Une troisieme espece du genre Guettaria GAUTHIER. — Bull. Soc. Geol. France, 3e ser., XXV, 1897, S. 831-835, 1 Taf.; Paris. — — (1899): Contribution a l’etude des Echinides fossiles. V. Gu- ettaria pustulifera GAUTHIER. — Bull. Soc. Geol. France, 3e ser., XXVII, 1899, S. 346-347; Paris. 720 Hacn, H. & HErMm, D. (1983): Die Foraminiferen der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maa- stricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). - Zit- teliana, 10, : 613-635, 1 Abb., 4 Taf., München. — — ‚HERM, D., Maız, H. & MARTINI, E. (1981): Moos-Graben, Oberlauf. — In: HaGn, H.: Die Bayerischen Alpen und ihr Vorland in mikropaläontologischer Sicht. - Geologica Bavarı- ca, 82, $. 112-115; München. KAUFFMAN, E. G. (1973): Cretaceous Bivalvia. - In: HALLAM, A. (Hrsg.): Atlas of Palaeobiogeography, S. 353-383, 10 Abb., Elsevier-Verl., Amsterdam-London-New York. LAMBERT, J. (1896): Note sur quelques Echinides cretaces de Mada- gascar. — Bull. Soc. Geol. France, 3e ser., XXIV, 1896, S. 313-332, 7 Abb., 4 Taf.; Paris. — — (1931): Etude sur les Echinides fossiles du Nord de l’Afrique. — Mem. Soc. G£ol. France, Nouv. ser., VII, Mem. 16, S. 5-228, 13 Abb., 8 Taf.; Paris. — — & THI£RY, P. (1909-1925): Essai de nomenclature raisonnee des Echinides. - 607 S., 15 Taf., Libraire L. Ferriere; Chau- mont. MORTENSEN, T. (1950): A monograph of the Echinoidea, V, 1, Spa- tangoida I, 432 S., 315 Abb., 25 Taf., C. A. Reitzel-Verlag.; Copenhagen. PERON, A. (1893): Explication scientifique de la Tunisie. Pal&ontolo- gie, Invertebres fossiles des terrains cretaces. Parıs (zitiert nach RASMUSSEN, 1961). — — & GAUTHIER, V. (1878): Echinides fossiles de l’Algerie. - fasc. IV (zitiert nach GAUTHIER, 1899). PERVINQUIERE, L. (1903): Etude geologique de la Tunisie centrale. — Carte geol. Tunisie; Paris (zitiert nach RASMUSSEN, 1961). POMEL, A. (1883): Classification methodique et genera des Echinides vivant et fossiles. -— 131 S., 1 Taf., Adolphe Jourdan-Verl., Alger. POSLAWSKAJA, N. A. & MOsKkwIn, M.M. (1959): Echinodermata. — In: Moskwin, M. M. (Hrsg.): Atlas werchnemelowoj fauny sewernowo Kawkasa i Kryma. - S. 237-303, 78 Abb., 1 Tab., 26 Taf., Gostoptechisdat; Moskwa, [russisch]. RASMUSSEN, H. W. (1961): A monograph on the Cretaceous Crinoi- dea. - Biol. Skr. Dan. Vid. Selsk., 12, 1, S. 3428, 60 Taf.; Kobenhavn. SCHMID, F. (1975): Crinoiden-Stielglieder aus dem Maastricht Nordwestdeutschlands und ihre biostratigraphische Auswer- tung. — Mitt. Geol. Paläont. Inst. Univ. Hamburg, 44, S. 235-248, 2 Abb., 3 Taf.; Hamburg. SCHULZ, M.-G. (1978): Zur Litho- und Biostratigraphie des Ober- campan-Untermaastricht von Lägerdorf und Kronsmoor (SW-Holstein). — Newsl. Stratigr., 7, 2, S. 73-89, 3 Abb., 1 Tab.; Berlin-Stuttgart. — — & SCHMID, F. (1983): Die Belemniten der Inoceramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigra- phische Bedeutung. - Zitteliana, 10, S. 653-661, 6 Abb., 1 Taf., München. VALETTE, D. A. (1926): Note sur quelques Crinoides fossiles de la Tunisie. — Bull. Soc. Hist. Nat. Afrique du Nord, 16; Alger (zitiert nach RASMUSSEN, 1961). WAGNER, C. D. & DURHAM, J. W. (1966): Holasteroids. — In: MOORE, R. C. (Hrsg.): Treatise on Invertebrate Paleontolo- gy, Part U, Vol. 2, S. 523-543.°13 Abb., Univ. of Kansas Press; Lawrence. Tafel 1 Echinodermen aus dem Unter-Maastricht der Buntmergelserie des Moos-Grabens bei Siegsdorf. Für die Aufnahmen in Fig. 2d und 2e wurde die Coronen-Oberfläche schwach mit Ammoniumchlorid bedampft. Die Originale sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie unter den angegebenen Nummern hinterlegt. Fig. 1: a: b: 1557 Fig. oru.n OT. Fig. 3: Fig. 4: Isselicrinus afrıcanus (LORIOL, 1893); BSP 1977 XXV/21. Proximale Gelenkfläche eines Internodale, REM-Aufnahme, X 6. Distale Gelenkfäche des Nodale, REM-Aufnahme, X6. Die Gelenkfläche ist durch Pyritisierung, Drucklösung und Verwitterung stark korrodıert. In einem der beiden Cirrhen-Sockel (rechts oben) ist noch ein Teil des ersten Cirrhale erhalten. Guettaria fecunda n. sp., Holotypus; BSP 1977 XX1/22. Die Corona ist in der Dorsoventral-Richtung, schräg nach hinten, zusammengepreßt. Apikal-Ansicht, X 1. Ventral-Ansicht, X1. Lateral-Ansicht, X1. Ausschnitt aus Ambulakrum II, oberer Teil, X3. Apikal-Region, X3. Mit Ausnahme der Pore in der Genitalplatte 1 sind die 9 Genitalporen recht deutlich zu erkennen (vergl. Abb. 2d). Guettaria fecunda n. sp., Paratypoid; BSP 1977 XX1/23. Die Corona ist in der Längs-Richtung stark zusammengepreßt. Frontal-Ansicht, X1. Die beiden anteriolateralen Felder mit großen Primär-Stachelwarzen sind deutlich zu erkennen. Anal-Ansicht, schräg von oben, X1. Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus POMEL, 1883; BSP 1977 XX1/24. Die Corona ist lateral zusammengepreßt. Lateral-Ansicht, X1. Ventral-Ansicht, X 1. Der Pfeil zeigt auf das erhaltene linke hintere Viertel des Peristomrandes. Ausschnitt aus Ambulakrum IV, oberer Teil, x3. Zitteliana 10, 1983 ScHuLz, M.-G. Tafel 1 71 BON Ar \ b JS Ei} 1% 6 su? en "LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS_ S31I4VYII1I LIBRARIES SMITHSONIAN - z m “ m: z = z n — [6) 7 oO = E 3 E Fin = EG: 3 5 Fig ; > DL: = 20 E > ww; > En 5 Ser = 5, MR NOILNLILSNI _ NVINOSHLIWS S31UVWAITL LIBRARIES, SMITHSONIAN_ INSTITUTION NOILNLILSNI_ NVINOSHLINS 2 = I = 2. = < er - = -4 x = - : = BAR: = Ns 3 = | on 77) [77] TR NN o 02) IRRE 2 tz) ( '@) I: [®) GG E ®) I 2 IN [eo] ze IC Fe = Zr 7 = = = RN N zZ, E }: 3 3 = = 8 2 A A 3 “LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLINS SI1YVYAIT LIBRARIES SMITHSONIAN 7 a: u N, u z u = GEL. = _ = = < Fl, 2 < = N en = © = = DEF} 3 < 3,8 = = < = ee m Eu NS: = ca [e) = fe) = je) EN _ [e) a: > er zZ 3 = eo = 2 NOILNLILSNI NVINOSHLINS S31IYUVYYI1I1 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIW z = ” z = = u = IE | © = RER © = o N oO == | E Ian 5 = S > = n | Fe >RAN\ 2 > nr >= = >" | r Ne: > ne 2 = ® Q m 2) m 2) m (7) = = on . 2 @ = 17) z > \ \ ze! BRARI ES „SMITHSONIAN INSTITUTION NOLNEIESNLENNINGSHLUNS 33 I4UV48 n_tı BRARI ES „SMITHSONIAN Er > RR 7) ER = Ne = < SS, zZ < zZ „Z N z zZ N 53 zZ SU 53 = = = N = SUN Z SUN LI [e) TE SRUN ZI N: ZN 2 & 8: 2 & EIN 2 EN = E 2 E IQ 2 > > = \ > / >> > = Ne = 177 32 r77 = 7) 2 [77 2 „NOILNLILSNI NVINOSHLINS S31I4VYY911 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWN = Fr = — 2 wu U EN 2 w - wu = N == NSS an 0 = ee == NN x = N x =, © HL, = a ai N < 4 I ee: = ud dl 4 < ri, DEN [04 (= N X = Pi U, S E © a 3 EN co = fe) DH s 3 = = x 5 2 er z 3 zZ N LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS _SIIYUVYUIgIT LIBRARIES SMITHSONIA ( z j I = Ne 5 = = Y = = = = w _ wo Im ww — / = = Mr. 5 2 NR 5 e*) = - 2 N > = iD E > SON Hr > E zu = a = 2 NN 2 — PF, - = = = Der = Bue o = > = a o z | NOILNLILSNI NVINOSHLINS _S3 IuVy&8 ze BRARI ES „SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS 162) : “ « = m, : = dh, = < Sure < 4 DL ; : x = m. 3 ZZ: mM: z | > 7: | I AE ZEN: ZEN: 2 | A A = z = NS = E N 2, E | ; . N > N in > 2 = a 8 5 5 5 3 | nen LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_NVINOSHLINS SI31IUVYAII LIBRARIES SMITHSONIAN 5 S 7) = u - 5 u 7; w 5 w zZ u a = 4 a - = = = 5 = = I = < = 4 5 a 3 [e4 = © ° er fe) = e) = =) = | z = zZ = z en z ar | ! NOILNLILSNI NYINOSHLINS S3IYyVYY917 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS z = = (m 5 = = Tz [®) = [e) Ä — = w _ ao ses w = [ee] = ® 5 = 5, = 5 © = =. = = 2 pr = = 2 = u ns 1% > DL = = = 3 = 2 n u: 2 n = 7) ee m _ 2) = [2) a BE IBRARI ES „SMITHSONIAN INSTITUTION _ DUO LEN LEER BEN MN Iyvyag nt BRARI ES „SMITHSONIAN = Surs \ = „< Z „Z S zZ EN 3 = s = ZN 5 E N 2 2 E =; E N 2 | = Su x > / = > = Sp 17) ae = Be 7) = 7) Ss Ss314v4gı7 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS “ NOILMNLILSNI NVINOSHLIWS 3RARIES SMITHSONIAN BRARIES ILNLILSNI VG AR ILNLILSNI BRARIES S N N ILNLILSNI BRARIES ILNLILSNI ION _NOILNLILSNI NVINOSHLINS _S31I4VYg11 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHL z BEN zZ Tr = Ir z Fre =) = © = = BIN = = m = m > \ N = E) NUR 5 E) = ar 5 Eu N = z N\ E z : - = = N je > NS m = 4, = = = RN 111 _ LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS SI31IUVYEIT LIBRARIES SMITHSON a2= - 142} Ze = [7) = (47) zZ “ [92] < = zu, z < z < = ANNE: |; ve - ANNE: Sn?) N [22] 7) UIÜRIR 9 77) [72] [2] N [7] ANNE N [e) zT 2x. 6 E [e) E @) EIS 2 ED: = 2 E NIS 2 S\ > N _— —_ —_ RR = 3 w 5 2 B a ee ON NOILNLILSNI_NVINOSHLINS S3IYUWYAII LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI _NVINOSHL 2) = 2 ei (72) 3 2] ZIER u 17) x = [7 u o = z = =. — == — = N 12 = [14 _ [14 _ x = N < ER N < e < Fa < © AN E = EN = = = 5 = ZN _ oO EN _ [o) u o = o© BEN 111 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS S31IUVYEIT LIBRARIES SMITHSON d.£ SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNMLILSNI NVINOSHI S31yV4g11 INSTITUTION s3lyvVy4g17 INSTITUTION INSTITUTION S3lyvyg11 INSTITUTION ION NOILNLILSNI NVINOSHLINS SI31IUVYUAII_LIBRARIES v7, I NVINOSHLIWNS S31Y4V4817 (42) zZ a. 2 .< E= „2 < 2 z = == en N IN z =, z= E E m: EV 2 = 2 (6) = o% E N T fe) T = = z = IN E = = > 5 2 5 > 5 = i 5 j11 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI LIBRARIES SMITHSON = 72) Z @ 2 a z 2 [7) = > .o w n wu nm wu E \ FE ES Pr ER | == — BE “\ — Der. © _ (.= = [24 _ ©. 74 v J& ZH < = Z < = SygHh Mn er x Z 29 3: : : E s = 0 2 = ö = er 2 Ser, = 3 ON _ NOLLNLILSNI_NVINOSHLIWS SF1UVYAIT_ LIBRARIES SMITHSONIAN_ INSTITUTION _ NOLLNLILSNI_NVINOSHL [o) = $ [®) — 5 ni Sen 5 = > = w = [os] — {eo} — joe] > S E) N 5 E) = 2 5 » N S E zZ SE E En = > = za N 5 = 8 5 2 5 = : N m IN m n m m N = (7) Fr = (7) z (7, = 1%) IT LIBRARIES SMITHSONIAN_ INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS S31UVUAIT LIBRARIES „SMITHSON EN} z =! < < < er < z 3 ze = z 3 = 3 7 N E FE ZN: BNP, E 2 N: = NS z E RO 2 E z ES 2 = ze 3 3 > on NOILNLILSNI_NVINOSHLUINS S31UVYAIT LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI_ NVINOSHI w = nn u w 5 2 E E = = E Y < [e4 = x x = = er 5 a m. = Sg er z a 2 an =z 11 LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLINS S3IUVYEI1 LIBRARIES SMITHSON INSTITUTION NOILNLILSNI INSTITUTION NOILMLILSNI S3I4V4gI INSTITUTION s31yv4g11 S3l4V4gl1 INSTITUTION ON NOILNLILSNI NVINOSHLINS S3IUVYEII_LIBRARIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNMLILSNI NVINOSHI N NVINOSHLINS S31UV4 817 'YINOSHLINS SMITHSONIAN SMITHSONIAN NVINOSHLIWS SMITHSONIAN SMITHSONIAN NVINOSHLIWS re x RIES SMITHSONIAN INSTITUTION NOILNLILSNI NVINOSHLIWS S31IYVYHI1 LIBRARIES SMITHSON BRARIES ILMLILSNI BRARIES BRARIES N ILNLILSNI ILNLILSNI B BAR lES EN TAosuy BERSHAr, Fa Be FE SE ERTL „= ERS: BEREICHERT EEE NIT? a AED it een ee ten E Su RE, PER RrR Mit angıatn ERRESÜRHERESRE > BEER EHI NEHLELTE BE Pa ase nd 3 Der un tee eig er e BSP RTEISEEE, een PR ESREREeE RE nun en MAnL a BE 7 PUPPE $ ee BR ERRENERE erlile PRESSE Kran PIE RER Bi: OR A B A KORITLN PuPapner tn ae area Br RE Kerul Sa u NREFLAGE BEER hr I Be: hi 16; ED N Bd ir Te BETNEDBTL URAN ITE, ehe PTR BEL ® a 2 ER ER RRE Herr BLECHE BES SE NTR TE NETTER I ha NER NEE ERERSE LIE EEEENRELTIET ENET SHE E ASGIRER, SER EESEN ES nee En en SRnENEIALNN N? TS EI DALE TRINZ MEERES R. ne u SEO ET Ui uhhnanene made: MENDATENAALESSRSET ENGE Hrn. NEMO Ba ALOE AD m ER net. hran en VEREINE EN An Feen I WAL ILTERL IE SPEFSE STELITIEPIRPAET ETREN BRENBLm LUENE HR ENDE mn amEnDn Bn.ed mn Dan y Da nn imn Mean sn TEURER. MTor nnd ADATANME NEN ER er PP u BERC rar ER R ee N DR DER SUN JarS ART POT ARE BE OPEN. BERIED RE RIO 1 EL NBNG; Mena er aan nass HRG din HEnER eh nn Mn T Namen tn BAER EHER 0 EEE N A BAM ME NEL SAS DER BAIRFERE N Au Anne Nana Ana era, Reh Bar nnah Anetaan DyR Bi ra nenn Be nun BEP RO AR ERSTER ASIEN PELTU RE RLLLSRRERETOHTS REN A NTERTEE HE ARE SEET EC SE NET RER EI LEEREN. DENE BE TE NSS PIE RP BIETER ELTIIETESERS IE BETT re Zar DONE Te et VREDE EEE TEE ERZIETF EEE BEEE BENERERRESESEREBISPHETE ED EITSEHSERDZSLTEITTTTEIVIE NEN FIIR? nur m nm a seen nd mn IE ne nn m nıe he een) IeRn ea m ualern EC HBRABSNNELA Met ahnanehnlahre Lund EM» named ine Ann ann an m Ren mann AnE nen man er ahmmdnd nun oe). ER aa ET IE BnBP AN aa nr aan BP EHI DE BRATEN ER NEE Dan mE ARAnInS Sernanih nis Ashen em 2 R em nn atmen ana nr nm Mm ndsmng ana Ne nm ann meletn mob at Kom bufonsunnndn ent na kun nn PaR: FEB a BEN ABREEOPLSHRDEB AA AR PIE BOBESE RE BR Muh nun ne mut nnnBieh mn eher m nern su snsund. dh RS EEE ap nen seen ehlm LE PSP AMEIPRRSE PET SP FE REDET EZ EEE Dean peu ER URTE - ERROR Regen? IE ER EIUEENE FARTURN IR NRNESAEERE Non Dean ee Bryan dern LEN DIR PeREN ER warn ENTER N UN LE ER NREIN VRR RUE Kastel Kuhn SER N HT van Hin rtelaiye tler ARE FC RER FE RN A SAr ren neevy ERLITTEN RENTE TREE PORTELTNTTADURT. RUE ART RU EEE UT ENG SORHSR BETONEN BE RN vniev. UNFITTIDETISN are NEU ® ER IE BERE ut, var ag wien VRrbeurg Rn N RE ER EAN EITHER KELE RR EEATERATTER HERR RR RE HANLEN ER 0G IE E u DT RLEN HEN DE NR er Ars ERFUNDEN rende: int, TR ER EH EILTITE REIFEN) TEENS WIERRSTEHPEAVUNFUR EV Een Deellaltere Kane nieheien | SMITHSONIAN INSTITUTION LIBRARIES INIMNMINN 3 9088 01429 0464