ANUARUL IN STITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNI EI VOLUMUL XI 1925—1926 CU 39 FIGURI ÎN TEXT, 34 TABLE ȘI TABELE, 2 SCHIȚE GEOLOGICE ȘI 2 HĂRȚI CVLTVRA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI 1926 Institutul Geologic a! României ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOLUMUL XI 1925—1926 CU 39 FIGURI ÎN TEXT, 34 TABLE ȘI TABELE, 2 SCHIȚE GEOLOGICE ȘI 2 HĂRȚI CVLTVRA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI 1926 Redacțiunea Anuarului Institutului Geologic al României este sub îngrijirea d-lui Profesor SAVA ATHANASIU. CUPRINSUL — CONTENU Pac. PROF. N. FLOROV. Degradarea cernoziomului în antestepă ........................... t — Ueber die Degradierung der Tschernosioms in den Waldsteppen 67 Dr. THEODOR SAIDEL. Contributions ă la connaissance des Solutions aqueuses de sol 145 INGINER Radu PASCU. Zăcămintele de minereuri feromanganifere din regiunea Broșteni, jud. Neamț ............................................................ 161 Mangan Erzlagerstătten in den Region Broșteni, Bezirk Neamț 177 SAVA ATHANASIU. Elephas planifrons dans le pliocene sup&ieur de Roumanie • 185 Dr. ENCULESCU, Dr. SAIDEL și EM. PROTOPOFESCU-PaKE. Privire generală asupra solului din Ardeal, Bucovina și Basarabia ....................................... 191 DAVID ROMAN. Studii petrografice in Yemen (Regiunea Hodeida-Saava) . . 207 Petrographical studies in Yemen (Arabia) (Resume) .... 301 Dr. ȘTEFAN I. MATEESCU. Observațiuni geologice și morfologice asupra depre- siunii Huedinului din Nordvestul Transilvaniei............................. 349 Observations geologiques et morphologiques dans la depression de Huedin (N-W de la Transilvanie) ....................................... 383 U Institutul Geologic al României GH. MUNTEANU-MURGOCI >872 — 1925 Institutul Geologic al României GEORGES MUNTEANU-MURGOCI GfiOLOGUE EN CHEF CHEF DE LA SECTION AGROGEOLOGIQUE DE L’INSTITUT GfiOLOGTQUE DE ROUMAN’IE (1872—1925) ESQUISSE BIOGRAPHIQGE PAR ȘT. CANTUNIARI et EM. PROTOPOPESCU-PAKE GfiOLOGUES A l’aube de la journee du 5 marș 1925, la Science geologique roumaine a subi une grande perte, par le deces d’un de ses repre sentants Ies plus dis- tingues. La triste nouvelle de la mort de G. M. Murgoci affecta non seulement ses collegues et amis roumains, mais aussi Ies etrangers, car ses travaux et ses voyages l’avaient fait connaître partout. Ne le 20 juillet 1872 preș de Br ăila, fils de paysan roumain, doue d’aptitudes exceptionnelles, il parvint rapidement et sans difficulte au grade de licencie es Sciences physiques et chimiques de l’Universite de B u- cu r ești (1895). Deja au lycee, sous l’influence du professeur Dr. Th. Nicolau, mineralogue, il s’eprit vivementdes Sciences physiques et natu- relles. Applique surtout â la Physique, il fut appele en 1895 par le pro- fesseur L. Mrazec assistant au Laboratoire de Mineralogie et de Petro- graphie de l’Universite de București, ou, â la suite des excursions geolo- giques en Dobrogea et dans Ies Carpathes, sous l’egide et la direction de son professeur, il demeura definitivement adonne aux etu- des naturalistes. De 1896 datent ses premieres publications, parues au debut en colla- boration avec le professeur L. Mrazec. En 1898, il fut envoye â l’etranger pour y completer ses etudes. A V i e n n e, il devint l’eleve de Tchermak et Becke, et â M ii n i c h, sous Ies auspices des professeurs Groth et Weinschenk, il fut promu docteur en 1900, â la suite d’un important travail de petrographie. De retour en Roumanie, en gardant la charge de chef de travaux â l’U- niversite, il tenait un cours de Physique, jusqu’en 1902, â I’Ecole des Postes et Telegraphes de la Capitale. Habilite «docent» de Mineralogie appliquee ă l’Universite de Bucu- rești (1903), pendant la premiere annee, il tint un cours sur Ies gise- i Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României II ments de minerais. suivi par un cours sur la Science du sol pendant l’annee suivante. A partir de 1904, ii occupa une chaire de professeur de lycee â P 1 o e ș t i, puis ă București. En 1904—1905, en compagnie de son epouse, M-me Dr. AGNăs Mur- GOCI (nee Kelly), elle-meme une naturaliste distinguee, il entrepritun long voyage d’etudes dans Ies principaux centres de culture europeenne; il passa ensuite en Amerique, en Californie, ou il travailla dans le Laboratoire de la Science des sols du professeur Hilgard. En 1908, il fut nomme professeur de Geologie et de Mineralogie â l’Ecole Naționale des Ponts et Chaussees; lorsque cette institution fut reorganisee en 1920 en Ecole Polytechnique, il y demeura comme professeur de Mineralogie et de Petrographie â la Section des Mines. Lors de la fondation de l’Institut Geologique de Roumanie, en 1906, Murgoci reșutdu debut, en raisonde sa preparation et de ses travaux me- ritoires, la charge de chef de la Section Agrogeologique, charge qu’il rem- plit avec competence et autorite jusqu’â sa fin. La reconnaissance de ses merites scientifiques fut consacree en 1923 par son election comme membre correspondant de l’Academie Roumaine. Agrogeologue emerite, â la Conference Internationale d’Agrogeologie de Prague (1923), il fut elu president du Comite International de Carto- graphie des sols, dependant du Comite International de Pedologie. En 1924, il fut nomme membre correspondant de l’Academie d’Agriculture de France, et â la Conference Internationale d’Agrogeologie de Rome (1924), il fut proclame membre d’honneur du Cernite de l’Association Internationale de la Science du sol et President de la Commission de la Carte pedologique internaționale de l’Europe. * * * L’activite de Murgoci fut tres intense, mais dispersee dans beaucoup- de directions, car lă oii il etait question d’un progres de culture naționale, on le trouvait parmi Ies premiers. Professeur doue d’admirables facultes didactiques, bon educateur de la jeunesse, nous le trouvons â la tete du mouvement de l’organisation des jeunes Eclaireurs. Publiciste et conferencier de grand talent, profond connaisseur de tou- tes Ies manifestations scientifiques, litteraires et artistiques de sa patrie qu’il aimait avant tout, il contribria par tous Ies moyens et de toutes ses forces â cultiver le grand public. Ses articles et ses conferences de vulga- risation scientifique, ses recits de voyage. ses narrations concernant le fol- klore roumain etaient egalement attrayants. A Institutul Geologic al României III En tant qu’homme de Science, le defunt s’est manifeste de meme dans de nombreux domaines. Ses premiers travaux, entrepris avec le professeur Mrazec, se refe- rent â la petrographie et ă la geologie de la D o b r o g e a et des C a r- pathes Meridionales (i—12)1); ils preparerent la synthese de la structure geologique de ces contrees. «Murgoci fut le premier âcon- cevoir la structure en nappes desurplissement du Cristallin des Carpat- hes Roumains Meridionales»2). Parmi ses travaux de petrographie, citons comme particulierement importants ses etudes sur Ies inclusions de grenat-vesuvienne-fels dans Ies serpentines du Parângu (16), sur le succin de Roumanie (24), etc. Dans le domaine de la mineralogie, il avait rassemble des materiaux pour une etude sur Ies amphiboles, qu’il n’a publie que partiellement (28, 31, 92). Le Tertiaire de l’Oitenie (30, 37, 40) est une contribution importante â la connaissance de la geologie de cette province. Encore plus interes- sants sont ses travaux sur la synthese des Carpathes Meridionales (29, 54, 74) et son etude sur la Dobrogea septentrionale (69, 82) (apparue en 1914), dans lesquels il expose ses vues sur la geologie et la tectonique de ces gran- des regions. Comme agrogeologue, MURGOCI a le grand merite d’avoir etabli la base de l’etude du sol roumain. Specialise dans cette direction, il en- treprit avec ses collaborateurs de la Section Agrogeologique de l’Institut Geologique de Roumanie, une serie d’etudes des types de sols, etudes ana- logues â celles du professeur Dokoutchaeff enRussie; au debut il appli- qua Ies principes de classification des pedologues russes (27). C’est sous son egideet surla base des travaux sur terrain et des levees effectuees danstoute l’etendue du pays, qu’â peine trois ans apres la fon- daticn de l’Institut Geologique, la Section Agrogeologique etait en me- sure de publier la premiere esquisse de la carte agrogeologique de Rou- manie. II fut de meme le promoteur d’une serie de travaux importants sur la vegetation caracteristique de chaque type de sol, sur la climatologie du pays, etc., demontrant Ies relations entre le sol, le climat et la vegetation (34, 35, 4L 44, 49, 50, 5L 52, 63, 75, 85, 89, 121, 123, etc.). Toujours grâceâses efforts, l’on doit l’organisation, â l’Institut Geolo- gique, des cours sur la Science du sol pour agronomes, ainsi que l’intro- duction de ces cours dans Ies Ecoles superieures d’Agriculture et de Syl- viculture. ’) Les chiffres entre parenth&ses se referent aux travaux de la liste annexee. 2) L. MRAZEC. Discours tenu aux funerailles de G. M. MURGOCI. Institutul Geologic al României \ IGRZ IV A l’etranger, Murgoci, avec Ies professeurs Nabokich (O d e s s a) et Treitz (B u d ap es t) sont Ies initiateurs de la premiere Conference Agro- geologique de Budapest (1909). Enigia, Murgoci unit ses efforts â ceux des professeurs Wahnschaffe, Schucht (Berlin) et Ramann (M u e n- c h e n) pour fonder la revue «Internationale Mitteilung fur Bodenkunde», l’organe quasi-officiel des commissions internationales dediees ă l’etude physique et chimique du sol. Elu president de la Commission de Cartographie des sols par Ies mem- bres de la Conference Agrogeologique de Prague (1923), ii reussit en peu de temps â rassembler des riches materiaux sur l’etat actuel de l’etude et de la cartographie du sol sur toute la terre. Ces donnees, publiees d’abord dans un volume special (122) sous Ies auspices de l’In- stitut Geologique de Roumanie, furent presentees par l’auteurau IV-dme Congres d’Agrogeologie â Rome en 1924. 11 nous faut encore rappeler ici ses recherches sur la climatologie de la Roumanie (50), ses etudes hydrologiqus en vue de l’alimentation en eau de plusieurs localites (70, 72, etc.), quelques travaux de geogra- phiefig, 78, 79), dontunen collaboration avec le distingue geographe de la Sorbonne, M. DE Martonne (14), l’un de ses meilleurs amis. * * * II est evident qu’un compte-rendu si resume ne peut refleter que fai- blement la valeur de l’oeuvre de l’illustre dispăru. L’enumeration de ses travaux varies, donne toutefois, meme sans entrer dans Ies details, la preuve d’une vie qui, bien que courte, a pu grâce a des facultes intellec- tuelles exceptionnelles, â une solide preparation scientifique et â une energie sans egale, soutenue d’un patriotisme eclaire, contribuer dans tant de directions au progres intellectuel de son pays. Si la plupart de ses travaux sont plutot d’interet local, il y en a encore de nombreux qui font pârtie du patrimoine de la Science universelle. Les temoignages de sympathie reques par l’Institut Geologique de Roumanie de toutes les sommites geologiques et geographiques du monde, â l’occasion de la grande perte qu’il a subie par la fin prematuree de Mur- goci, constitue un juste hommage â sa memoire et une grande consola- tion pour sa patrie, sa familie et notre institution si douloureusement af- fectees. Institutul Geologic al României k IGR/ GH. MUNTEANU-MURGOCI GEOLOG-ȘEF ȘEFUL SECȚIUNII AGROGEOLOGICE DIN INSTITUTUL GEOLOGIC AL ROMÂNIEI (1872—1925) SCHIȚĂ BIOGRAFICĂ DE ȘT. CANTUNIARI și EM. PROTOPOPESCU-PAKE GEOLOGI ... După o noapte de chinuri sfâșietoare, în zorii zilei de 5 Martie 1925, sufletul ales al lui G. M. Murgoci se despărți pentru totdeauna de trupul său istovit de muncă neîntreruptă și răpus de boală înde- lungată. Vestea tristului desnodământ, venit să întrerupă foarte de timpuriu o vieață activă și rodnică, a fost primită cu mare îndurerare de toți colegii și prietenii valorosului dispărut; și prieteni avea doar Murgoci peste tot si la noi si aiurea. * * * In rândurile ce urmează vom încercă a schiță vieața plină de fapte în- semnate a acestui mare român și neobosit cercetător, căci o descriere amă- nunțită a unei vieți atât de activă ar ieși din cadrul impus de caracterul acestei publicații. Gh. Murgoci, denumit de dascălul său din școala primară cu numele Munteanu, s’a născut în 20 Iulie a anului 1872 lângă Brăila, fiu al lui Radu Manolache dela Murgoci, țăran înstărit prin vrednicia lui și al Justinei, născută I. Olteanu dela Dârste (Brașov). Obârșia nea- mului stabilit la B i s o c a (jud. R.-Sărat) pare a fi, după cum însuși regre- tatul o credeă, din ciobanii scoborîtori în timpul verii din Ardeal, peste Carpați, către șes. In 1891, Murgoci absolvește liceul real din Brăila, unde a avut ca profesor de Șt. Naturale și Fizice pe regretatul mineralog Theodor Nicolau, care a exercitat o puternică influență asupra lui, după cum însuși o spuneă. In 1892 trece examenul de bacalaureat, după care se înscrie la Universitatea din București, la Facultatea de Științe, Secția Științelor fizico-chimice. Prin concurs intră în 1892, în Școala Normală Superioară, iar în 1895 obține licența în științe. A Institutul Geologic al României IGR/ VI Student fiind încă, lucrează, ca asistent în Laboratorul de fizică al regre- tatului Prof. D. Negreanu, căci gândul lui erâ pe atunci să devină fizician; în 1895 însă este chemat de Prof. L. Mrazec, ca asistent în Laboratorul de Mineralogie. Excursiunile făcute împreună cu profesorul său în Dobrogea, schimbă gândul lui Murgoci și de atunci vieața lui rămâne definitiv în- chinată studiilor naturaliste. Lucrarea sa asupra serpentinelor din U r d e, M u n t i n și Găuri (8)1) a fost distinsă de Universitate cu premiul «Hillel» (1896). In 1898 este trimis în străinătate pentru completarea studiilor, unde a stat până în 1901. La Universitatea din Viena, lucrează în laboratoriile prof. Tschermak, și Becke unde și începe studiul asupra inclusiunilor de «Granatvesu- vianfels» în serpentinele Par â n g u 1 u i. Anumite restricțiuni regu- lamentare împiedicându-1 a-și lua doctoratul la Viena, Murgoci trece la Universitatea din Miinchen, unde, călăuzit de Groth și mai ales de WeinscHENK, termină teza și obține doctoratul în petrografie în 1900. înapoiat în țară, în timp ce funcționa ca șef de lucrări la Universitate, post pe care îl păstrează până în 1906, predă până în 1902 cursul de fizică la Școala de Telegrafie și Poștă din Capitală. Din 1902 datează lucrarea sa asupra «Succinului» (24) care îi servește ca teză de docență la Universitatea din București. Abilitat(i9O3) ca docent de Mineralogie aplicată — a fost primul docent universitar în România — în primul an predă un curs asupra zăcămintelor de minereuri, iar în al doilea an un curs de știința solurilor. In acelaș timp, în calitate de șef de lucrări la Laboratorul de Mineralogie, suplinește în mai multe rânduri pe Prof. Mrazec la catedra de Mineralogie. Spre a se putea susține, în 1902, după trecerea examenului de capaci- tate de profesor secundar, ocupă o catedră Ia liceul din P 1 o e ș t i, apoi trece la Liceul «Lazăr» din București unde funcționează până în 1908. Doritor de a-și lărgi cât mai mult cunoștințele în ramura ce îmbrăți- șase, obține un nou concediu în anii 1904—1905 și împreună cu soția sa d-na Dr. Agnes Murgoci (născută Kelly), ea însăși o distinsă naturalistă, pleacă într’o lungă călătorie de studii în principalele centre de cultură ale Europei și ale Americei, căutând pretutindeni să profite nu numai din con- tactul cu somitățile străine, dar oprindu-se în laboratoarele și muzeele mai însemnate pentru a-și studia mai amănunțit materialul adunat din țară. In America (California) face cunoscute prin publicații atât re- zultatele lucrărilor sale din România (28, 30), cât și diferite studii de spe- cialitate (31). In acel răstimp își face ucenicia de agrogeolog în Laboratorul de studiul solurilor al Prof. Hilgard. In toate părțile leagă prietenie cu *) Numerele în parantez indică numărul de ordine din lista lucrărilor anexată la sfârșit. Institutul Geologic al României VII savanții vremei, le vorbește cu dragoste de țara sa îndepărtată, de comorile ce ascunde și izbutește să-i convingă a o vizită. Foarte mulți din oaspeții cu deosebire americani și englezi, cari ne-au cercetat în urmă cu atâta in- teres, au fost invitați personal de MURGOCI, în casa căruia au găsit o găz- duire prietenească și colegială, cu adevărat românească. In 1908 este numit profesor de Mineralogie și Geologie la fosta «Școală Națională de Poduri și Șosele», iar în 1920 este reconfirmat profesor de Mineralogie și Petrografie la aceeaș școală, reorganizată în «Școală Politechnică». In afară de însărcinările de profesor, Murgoci, care încă din 1895 începuse studiile geologice în România, subvenționat din fondul special pe care ministrul P. P. Carp îl prevăzuse în acel an la Min, Domeniilor, își sporiă an cu an capitalul de cunoștințe asupra geologiei țării sale. Ne- cesitatea și progresele studiilor geologice la noi, conduc la înființarea în 1906 a Institutului Geologic, la care Gh. Murgoci ocupă dela început un loc de fruntaș. In organizarea primordială a Institutului, el primește conducerea Secțiunii Agrogeologice, pe care a păstrat-o cu competență și autoritate până la sfârșitul său. Murgoci era îndeobște recunoscut ca un bun geolog de teren; deaceea a fost chemat să-și dea avizul în diferitele probleme de geologie aplicată, la petrol, mine, hidrologie, etc. și mai multe societăți mari miniere se ono- rau a-1 avea ca geolog consultent. Un fapt care cinstește în mod deosebit amintirea valorosului dispărut, este că pregătirea sa științifică atât de variată, alături de dragostea fierbinte a țării sale, au făcut să fie ales ca profesor pentru partea științifică al fostului principe moștenitor Carol al României. In 1919 și 1920 îl găsim la C luj, organizând la Universitatea de acolo pri- mul curs românesc de Mineralogie și Petrografie, până la numirea unui titular. Pentru activitatea sa științifică valoroasă, în 1923 este ales membru corespondent în Secția Științifică a Academiei Române. Autoritatea sa recunoscută în domeniul Agrogeologiei face, cala Con- ferința Internațională de Agrogeologie din 1923 (P r a g a), să fie ales Președinte al Comitetului Internațional de cartografie a solurilor, depen- dent de Comitetul Internațional de Pedologie. In 1924 a fost ales membru corespondent al Academiei de Agricultură din Franța, iar în Conferința Internațională de Agrogeologie din 1924 (Roma), a fost proclamat membru de onoare al Comitetului Asociației Internaționale de știința solurilor și Director al Hărții pedologice internaționale a Europei. ' * * * Activitatea lui Murgoci, foa.te bogată, este împrăștiată în multe di- recțiuni, căci oriunde era vorba de un progres cultural național, el. se găsia între cei dintâi și cu vorba și cu scrisul și cu fapta. A Institutul Geologic al României 16 R/ VIII In ce privește activitatea sa didactică, în afară de aceea de profesor, maiîntâiu la liceu, apoi la Școala Politechnică, despre care elevii lui numeroși păstrează amintiri frumoase pline de recunoștință, trebuie să cităm câteva conferințe, cursuri și manuale didactice (19, 23, 25, 26, 84, 95, 98, 112, 113, 117), unele în colaborare (19, 23, 113, 117), în care atât aranjarea sistematică a materialului cât și tratarea limpede, într’un stil curgător, dovedesc însușiri pedagogice de primul ordin. Părinte și profesor, educator luminat al tineretului, Murgoci a fost cel dintâiu care a răspuns inițiativei lăudabile a Principelui Carol de a organiză la noi instituția Cercetașilor și a desvoltat o activitate neobosită în această direcțiune, cu deosebire în perioada de pregătire și în timpul răsboiului mondial. Cu dragostea lui nemărginită pentru țară și mulțumită culturii generale vastă, ce-și făcuse prin multele călătorii și prin cetit, el cunoștea și aprecia toate ramurile de manifestare literară și artistică românească din cuprinsul regatului și din toate părțile locuite de români. Villa sa modestă din str. Transilvaniei, conținea multe obiecte de artă națională: țesături, broderii, ceramică, icoane, etc., de mare valoare artistică (parte au trecut la Ministerul Artelor). In mișcarea culturală generală, care, sub îndemnul unor minți luminate și unor inimi încălzite de patriotismul cel mai bine înțeles, a început cu mare avânt la noi încă dinaintea marelui răsboiu, Murgoci a luat totdeauna parte cu dragoste și pricepere. Frumoasele lui conferințe de popularizare a științei și artei populare, cu subiecte de geo- grafie, etnografie, descrieri de călătorii, etc., erau totdeauna așteptate cu deosebit interes de un public ales, care prețuia și farmecul vorbirii sale calde. Articolele sale nenumărate, apărute în reviste și ziare, erau din cele mai căutate. Multă vreme el a luat parte în mod direct la conducerea revistei literare «Sămănătorul». Mai târziu, îl găsim alături de Prof. Iorga și Pârvan, reușind să în- temeieze «Institutul Sud-Est European», cu menirea de a face legătura culturală între Statele din SE Europei și de a face cunoscută Occidentului cultura țărilor din această parte. Adânc cunoscător al averii solului și subsolului țării noastre, el a fost în mod firesc atras în mișcarea economică românească. Pe acest teren îl găsim susținând în toate ocaziunile (vezi «Rtvue du Petrole»), în primul rând, interesele mari ale neamului. Cu deosebită căldură el pricepe și susține sforțările de înviorare a inițiativei și energiei native ale poporului român, care au găsit întruchipare — între altele — în acea mișcare de cooperare țărănească, începută timid, desvoltată cu pași uriași și ajunsă la proporțiuni formidabile. Institutul Geologic al României X igr/ IX Pe ogorul științelor, MURGOCI s’a manifestat mai ales în dome- niul geologiei, mineralogiei și petrografiei, al agrogeologiei și al geografiei. «Impresionat adânc de bogăția nesfârșită de forme și făpturi cu care natura împodobește suprafața pământului, el îmbrățișă cu acelaș entusiasm orice probleme ce se ridicau pe drumul cercetărilor sale în lanțul măreț al Carpaților Olteniei și în colinele stâncoase ale Dobrogei» 1). Primele lucrări științifice pe care dânsul le publică între 1896—1898, mai întâiu în colaborare cu Prof. Mrazec (i, 2, 3, 6, 11), apoi singur (4, 5, 7, 8, 9, 10, 12) se referă la petrografia și geologia Dobrogei și a Carpa- ților Meridionali. Aceste lucrări au condus în urmă la sinteza structurii geologice a acestor ținuturi. «Murgoci a fost cel dintâiu care a conceput structura în pânze de supracutare a Cristalinului Carpaților români meri- dionali» 1). O importantă lucrare petrografică este teza sa de doctorat, asupra in- clusiunilor de grenat-vesuvian-fels în serpentinele Parângului (16), în care mai întâiu ajunge la încheierea că serpentina acolo este produsul de trans- formare al unui peridotit din seria Iherzolitei; arată mecanismul pătrunderii — postcarbonică, poate postliasică — a magmei, concomitent cu cutările stratelor; procesul serpentinizării este lămurit prin fumerole și ape termale. Descrie apoi iviri de contact exomorfe, iar între cele endomorfe apariția unor granat-vesuvian-fels-e și a unui amfibolit. Cercetează mineralogic și chimic legătura între serpentină și inclusiunile de granat-vesuvian-fels, care ar proveni dintr’un gabbro. La nașterea amfibolitelor ar fi intervenit digerarea unor roce sedimentare. In lucrarea asupra Succimdui din România (24), autorul arată mai întâiu că diferitele varietăți de succin aflate în România și în alte părți, trebuie cuprinse, după însușiri și zăcăminte, în aceeaș specie cu numele: succin. Descrie apoi principalele zăcăminte de succin de aiurea și din țară, terminând cu oarecari considerațiuni asupra valorii economice a suc- cinului românesc. O schiță de hartă indică localitățile unde acesta se găsește. In Sinteza Carpaților Meridionali (29, 54, 76), .Murgoci arată existența unei mari încălecări ce a avut loc din interiorul arcului carpatic în afară, către sfârșitul Cretacicului inferior, a grupului I de șisturi cristaline (Mra- zec), împreună cu stratele jurasice-neocomiene din spinarea lor, peste șisturile cristaline din grupul II și acoperișul lor mesozoic (Jurasic și Cre- tacic inferior). Astfel grupul al doilea de șisturi cristaline din Munții Lotrului, Parângului, Retezatului șiAlmașului, repre- zintă autochtonul, iar grupul I constitue pânza de supra-cutare, din care aflăm ca rest petece în Munții Mehedinți (G o d e a n u 1) și Pla- toul înalt al Mehedinților. i) L. MRAZEC. Cuvântare la îmmormântarea prof. MURGOCI (manuscris). Institutul Geologic al României O problemă de mineralogie care l-a pasionat mult, a fost aceea a cla- sificării. amfibolilor, pentru care el adunase un bogat material de literatură pe baza căruia, inclusiv și a unor cercetări proprii, a și publicat mai multe lucrări (31, 92, etc.). Terțiarul Olteniei a fost de asemenea cercetat de dânsul destul de amă- nunțit și datele adunate de autor precum și o bogată literatură i-au permis să ajungă la încheieri de mare interes, atât în ce privește structura geolo- gică, cât și bogăția subsolului acestui ținut (30, 40). In Studiul asupra Dobrogei nordice, apărut în 1914 (69, 82), în care pune la contribuție literatura rezultată din toate cercetările vechi și noui apărută până în acel an, caută să sintetizeze geologia și tectonica Nordului Dobro- gei, după care desvoltă ideile sale asupra tectonicei întregei Arii Chimerice. Este o lucrare în care datele sunt folosite cu o mare putere de speculație științifică. Dar titlul de glorie cel mai de seamă al Profesorului Murgoci este, de- sigur, acela de a fi călăuzit primele începuturi ale Agrogeologiei în România și de a fi îndreptat cercetările pe teren pe o cale justă și rodnică. Având putința, cu ocazia diferitelor și numeroaselor sale călătorii prin apusul Europei, Rusia și America, să cunoască și să compare atât diferitele metode de cercetare a solurilor utilizate în laboratoare, cât și solurile în- seși, și-a dat seama că spiritul în care trebuie îndreptate primele cercetări asupra solurilor, este acel adoptat de școala pedologilor ruși sub influența lui Dokuceaef, a cărui concepție de a deduce din examinarea caracte- relor profilului unui sol, condițiunile de naștere sub acțiunea factorilor climaterici și fizico-naturali, dăduse urmașilor lui: Sibirtzew, Tanfiliew, Rispolojenco, Ferchmin, Ototzky, Glynca, Kossovici, Nabokich, Dimo, etc., putința de a reprezenta după o normă unitară și cuprinzătoare, întreaga diversitate de soluri de pe un teritoriu atât de întins cum eră im- periul rusesc. Prof. Murgoci, încă din 1904 încercase împreună cu Prof. Zaharia să ridice harta agrogeologică a moșiei Crovu din jud. Dâmbovița, pro- prietate a așezămintelor Brâncovenești; cu acea ocazie, utilizând metoda de cartare germană pentru soluri, s’au izbit de dificultatea de a’și face o reprezentare destul de bună asupra repartiției diferitelor varietăți de so- luri întâlnite. Numai în urma cunoașterii lucrărilor școalei lui Dokuceaef, și-a putut da seama de locul solurilor acelei moșii în clasificarea genetică generală a solurilor. Acestea l-au determinat, ca încă dela înfințarea Secțiunii Agrogeolo- gice a Institutului Geologic, să aplice metodele ruse și în parte cele americane în lucrările pe teren și să recomande pe cele germane pentru cercetările în laborator, dând în acelaș timp o importanță deosebită și cercetărilor asupra vegetației spontane și faunei desvoltate pe diferitele Institutul Geologic al României XI tipuri de soluri, în legătură directă cu condițiunile climaterice de des- voltare a acelor soluri. Grație acestei concepții, Prof. MURGOCI a orga- nizat în așa mod Secțiunea Agrogeologică a Institutului Geologic, ca încă dela început să se studieze nu numai solurile țării, dar și vegetația lor și pe cât i-a fost posibil, dânsul s’a ocupat destul de intens și cu climato- logia țării. Deși personal Murgoci a dat la lumină puține publicațiuni spe- ciale de Agrogeologie (27, 34, 35, 38, 41, 44, 48, 49, 50, 51, 52, 55, 63, 75, 85» 89, 93, 118, 119, 121—123), lucrând pe teren numai în răstimpu- rile lăsate libere de numeroasele sale preocupări de tot felul, a utilizat însă orice excursiune, geologică ori de agrement, pentru adunarea de material pentru Agrogeologie. Și a strâns astfel un material bogat de date pe care avea gândul să-l utilizeze pentru lucrările viitoare. Dela început a recomandat colaboratorilor săi, să întreprindă cerce- tarea unor regiuni cât mai întinse din țară, publicând în scurtă vreme nu- meroase hărți agrogeologice pe diferite scări. Grație acestei stăruințe a lui chiar în al treilea an dela înfințarea Institutului Geologic, s’a putut publica prima ediție a schiței de hartă agrogeologică a țării pe scara 1:2.500.000, care a fost prezentată la prima Conferință agrogeologică, ținută la Budapesta în 1909. Această schiță, deși la o scară foarte mică, a dat totuși o primă idee asupra repartiției principalelor tipuri de soluri din vechiul regat. O idee fericită a lui Murgoci a fost aceea de a se alcătui și publica în primul rând hărți pedologice generale, privind întreaga țară, pentru a avea o vedere sintetică asupra tuturor tipurilor principale de soluri ce le avem și apoi să se întreprindă studii regionale detailate și paralel cu acestea, studiul fiecărui tip de sol în parte. Acum, când avem inventarul general al solurilor țării, ne putem dă seama mai bine de importanța fiecărui tip de sol în economia agricolă a țării și putem deci întreprinde mai cu succes studii asupra nevoilor de menținere, ameliorare sau mărire a productivității lor. Tot influenței lui se datorește alcătuirea de hărți corelative de vegetație și climă, paralel cu harta solurilor. Un alt rol, ce și-a asumat el ca agrogeolog, a fost acela de a răspândi cunoștințele pedologice și rezultatele obținute de Secția Agrogeologică între agronomi. In numeroase rânduri a convocat pe cei mai de seamă agronomi din țară, pentru a se consfătui cu dânșii asupra îndreptării practicei agricole spre utilizarea cunoștințelor pedologice câștigate; mai la toate congresele agronomilor a luat parte activă, expunând în conferin- țele publice diferite chestiuni de agrogeologie, în legătură cu chestiuni de ordin practic, căutând să familiarizeze pe agronomi cu acele cunoștințe. In anul 1919, după unirea țărilor surori, a simțit că agricultura trebuie să capete o nouă viață și o nouă organizare în România Mare, odată cu A Institutul Geologic al României XII marile reforme agrare, care modificau atât de profund repartiția proprietății pământului. In scopul de a pune pe agronomi și pe aceia cari erau chemați să execute reformele agrare în măsură de a cunoaște pământurile țării și a putea utiliza cunoștințele cele avem asupra acestor pământuri, a reușit să organizeze la Institutul Geologic, cu sprijinul Direcției, o serie de cursuri de pedologie, ținute de membrii Secțiunii Agrogeologice. Un mare regret a avut Prof. Murgoci, că aceste cursuri, cari s’au predat în doi ani consecutivi (1919 și 1920) nu au avut un mai mare răsunet printre agronomi; căci deși cursu- rile s’au început cu un auditor numeros, în urmă, cea mai mare parte dintre agronomi fiind tocmai în acele timpuri chemați în servicii exterioare, n’au putut urmă acele cursuri până la sfârșit. «Regretul Prof. Murgoci eră cu atât mai mare — spune G. Sisești, vorbind de aceste cursuri în «Viața Agricolă»,— cucâtelaveăo mare prețuire pentru agronomi, cunoșteă desvoltarea științei agricole în România, ca orice om de specialitate și sur- prindeă în întemeietorii aceste științe în România, în Ionescu dela Brad cu deosebire, adevăruri, pe cari le-a adâncit doctrina sa». «Murgoci aveă pentru agricultură, pentru pământ și pentru țărani o iubire adâncă, o iubire care vibră în toate cutele sufletului său, din adâncul obârșiei sale». însemnata sa activitate pe domeniul agronomiei române în ultimele decenii, a făcut ca el să fie ales președinte al Consiliului Centralei obștiilor și cooperativelor agricole, unde «ducea în mijlocul colegilor săi frământarea necurmată de a vedeă realizându-se cu un ceas mai de vreme organizarea temeinică a plugăriei țărănești». In mod discret, totuși efectiv, a colaborat, grație relațiunilor sale cu marii agronomi ai țării și la reforma agrară a țării întregite și la temeinica organizare a «Casei centrale a împroprietăririi» si a Direcției Cadastrului. înființarea acestei din urmă institutiuni l-a > , > , bucurat cu deosebire, pentru că aveă speranța, ca odată cu măsurarea tere- nurilor expropriate, arpentorii pregătiți în acest scop, vor puteă face și o ridicare sistematică în plan a diferitelor specii de soluri, realizându-se astfel cât mai repede o hartă detailată a solurilor țării întregi. Din cauza dificultăților technice și a timpului foarte scurt în care trebuiă să se facă măsurătorile terenului, nu s’a putut însă îndeplini acest deziderat. O contribuție mai directă și mai eficace a avut Prof. Murgoci la ela- borarea reformei agrare din Basarabia, unde, cu autoritatea de care se bucură ca om de știință și ca membru în Comisiunea «Sfatului țării» instituită pentru făurirea reformei agrare, a avut rolul de moderator al tendințelor extremiste a unora din membri, contrabalansând și tendințele antiromânești ale altora. Chemat în 1918 de «Zemstva» Basarabiei auto- nome să conducă lucrările de cartare a solurilor părăsite de Ruși, dânsul nu s’a mărginit la adunarea de material științific pentru harta agrogeolo- gică și climatologica a Basarabiei, ci, de îndată ce a sosit laChișinău a Ja Institutul Geologic al României IG RZ XIII început desfășurarea unei intense propagande culturale; prin numeroase conferințe și dese consfătuiri cu conducătorii români, el a contribuit mult la reînviorarea sentimentelor românești în clasele culte și populare ale acestei provincii deslipită atâta vreme de patria-mamă. In urma încheierii răsboiului, acțiunea începută în Basarabia a fost continuată de el la Paris, unde, pentru documentarea drepturilor Basarabiei de a se reuni cu România, publică și un interesant studiu de- mografic «La Population de la Bessarabie» (109). Acțiunea Prof. Murgoci pentru desvoltarea studiilor agrogeologice nu s’a mărginit în limitele țării, ci s’a manifestat puternic și în afară. Astfel el izbutește să facă cunoscute în țările vecine ideile adoptate de dânsul asu- pra felului de cartare a solurilor. In modul acesta a provocat inițiativa In- stitutului Geologic din Budapesta de a convocă prima Conferință Inter- națională Agrogeologică (Budapesta, 1909). La cea de a doua confe- rință, ce s’a ținut laStockholm (1911) simțindu-se nevoie de un organ internațional care să pună în curent pe pedologii din toate părțile cu meto- dele de cercetare a solurilor, care, pornite din răsăritul Europei își făceau tot mai mult loc în știință, Prof. Murgoci a fost acela care, împreună cu Prof. Ramann (M ii n c h e n), Wahnschaffe și Schucht (Berlin) au fondat și dirijat revista de specialitate «Internationale Mitteilungen fur Boden- kunde» care a durat până la moartea sa. La Conferința a IlI-a (P r a g a, 1922), ca urmare a prestigiului ce că- pătase între pedologi, este ales președinte al «Comisiunii Internaționale pentru Cartografia Solului». In această calitate, cu sprijinul material al Institutului Geologic al României, publică un volum de memorii (121—123), care arată starea cartografiei și studiilor asupra solurilor în lumea întreagă. Acest volum prezentat la a IV-a Conferință Pedologică Internațională dela Roma, a făcut o frumoasă impresie, determinând alegerea Prof. Mur- goci ca membru de onoare al Comitetului Asociației Internaționale Pedo- logice și Director activ al hărții pedologice internaționale a Europei, a cărei lucrare a fost hotărîtă la acea conferință. Ca model al acestei hărți trebuia să servească în mare parte Harta agro- geologică a României, prezentată la Conferința dela Roma în manuscris. In vederea îndeplinirii mandatului încredințat, dânsul alcătuise în ulti- mele săptămâni ale vieții sale instrucțiunile prime ce trebuiau trimise cola- boratorilor din diferite țări pentru alcătuirea hărții pedologice interna- ționale. Un studiu de predilecție al Prof. Murgoci eră deslegarea diferitelor probleme pe care le prezintă orohidrografia Țării Românești și în special a Câmpiei Române; pentru geografia Câmpiei a și adus contribuțiuni (33, 38, 41, 88) care au avut un însemnat răsunet în lucrările mai noui asupra acestei părți din țară, precum schimbările suferite de râurile Buzău, Râmnic .....A Institutul Geologic al României 16 R/ XIV și alți afluenți ai Șiretului din cauza scufundării Câmpiei în regiunea Foc- șani — Mărăsesti, etc. Cu privire la aceste chestiuni, asupra cărora n’a publicat decât foarte puțin în câteva din rapoartele sale asupra activității Secțiunii Agrogeologice, ne-a rămas un manuscris asupra «Bărăganului» (125) scris încă din 1908, în care este tratată mai ales orohidrografia acestei regiuni în mod destul de detailat, a cărui publicare nu voia să o întreprindă decât după ce ar fi complectat-o cu o descriere a solurilor, pentru care aștepta publi- carea rezultatelor cercetărilor chimice asupra acestor soluri. Nu mai puțin demne de amintit sunt încercările lui de a pătrunde mai adânc în climatologia țării noastre (50), cu scopul de a putea paraleliza regiunile climaterice cu tipurile de soluri zonale desvoltate în ele. In orele de repaus ce îi lăsa din când în când alte preocupări, el căuta cu multă râvnă să desprindă din numeroasele date strânse dela toate institutele meteorologice din jurul țării noastre și delastațiunile dela noi, corelațiuni între diferitele elemente ale climei și felurile de soluri. Intre manuscrise se află, pe lângă numeroase notițe și diagrame și o lucrare aproape în stare de publicare, asupra climei Basarabiei. Hidrologia subterană a avut să profite deasemenea mult de cunoștințele lui asupra geologiei țării. Lui se datoresc studiile geologice^ cari au condus la lucrările de alimentare cu apă potabilă, sau la amplifi- carea lucrărilor existente a orașelor Fălticeni (70), Râmnicul Sărat (90), etc. In această ramură de geologie aplicată el a colaborat cu Prof. Macovei și Col. Botez la întocmirea primei hărți hidrologice în România, cuprinzând ținutul sud-dobrogean (97). Orașul B a 1 c i c, unde Murgoci își cumpărase o locuință cu gândul ca să’și petreacă acolo anii de odihnă, este în posesiunea unui raport al său pentru alimentarea cu apă potabilă. Tot el a indicat, pe simpla bază a interpretării datelor geologice, o re- giune de câmpie a țării, imediat la Sud de dealurile subcarpatine, unde la adâncime mică și prin sondaje ușor de făcut, se pot întâlni ape arteziene cu debit însemnat; dealtfel el a și avut satisfacția de a vedea reușind să se obțină apă arteziană multă și puternică la sonda ce s’a așezat după indica- țiunile sale, pe domeniul Coroanei Gherghița (din județul Prahova) (72, 87). Naturalist cu cunoștințe vaste în mai toate domeniile științei, geo- logul Murgoci a fost și un bun geograf; căci pregătirea sa i-a înlesnit mai bine ca altora priceperea legilor naturale care domină forțele modificatoare ale scoarței globului, inclusiv cele dela suprafață. In aproape toate lucrările sale de geologie se găsește un capitol de observațiuni geografice interesante, totdeauna expuse într’o formă atrăgătoare, din care nu lipsesc pasaje poetice, și care ne introduc în evoluția geologică a regiunii. -4®^. Institutul Geologic al României XjCR/ XV Geografii străini cari în ultimii ani au venit să facă studii la noi, au tre- buit să cunoască pe profesorul Murgoci dela care au avut o colaborare pricepută. Prietenia lui cu ilustrul Prof. De Martonne, îndeobște cunos- cută, eră cimentată și cu o strânsă colaborare, din care au rezultat roade de cel mai mare interes pentru țara noastră (14). Este locul a menționa aci succesul care a întâmpinat apariția (în 1902) a cărții sale de geografie a României, în colaborare cu Prof. Popa-Burcă (19), lucrare premiată în urmă de Academia Română (v. și 78, 79). # * * Nu putem încheia această schiță biografică, fără să insistăm asupra patrio- tismului luminat care a susținut toate acțiunile valorosului dispărut. Ridicat din mijlocul țărănimii celei mai curate, înzestrat cu acele «puteri intelec- tuale latente» caracteristice poporului românesc, el ajunge repede printr’o voință neînvinsă și o putere de muncă uriașă, la asimilarea unei vaste culturi și la atingerea treptelor sociale celor mai înalte; dar oriunde se găsește, el nu uită că este român și că trebuie să’și susțină neamul în toate împre- jurările. «Și cu cât cutreeră țara, cu atât o cunoaște și o iubește mai mult, cu atât este mai nerăbdător să o vadă Ia locul de cinste ce merită. Iată de ce el duce, peste tot unde trece, nu numai privirea omului de știință ce pătrunde în întuneric și scoate adevărul la lumină, dar și inima românului care scoate de sub cenușe și aprinde iarăș focul ascuns sub vi- tregia vremurilor. In mijlccul răsboiului cel mare, Murgoci nu se duce în Basarabia nu- mai să continue cercetările agrogeologice ale Institutelor din Rusia; el este unul din factorii de înfrățire în momentul când a sunat ceasul cel mare al desrobirii. Tot astfel în urmă la Paris, în urma lămuririi drepturilor neamului contestate, el adună, scrie și propagă toate datele trebuincioase pentru apă- rarea drepturilor noastre; iar acum în urmă bolnav și slăbit, cutreeră con- gresele internaționale pentru a duce, deodată cu autoritatea ce’și căpătase în agrogeologie pentru fala numelui de Român, și cunoașterea țării re- înnoite și sporite. Dacă pomenesc azi de această parte a activității lui Murgoci, nu mai puțin importantă, o fac, că nu putem să-i aducem un prinos de recunoștință mai meritat, decât trăgând pentru noi toți dela el învățăminte pentru fo- losul obștesc. Omul de știință are la noi, și cu deosebire în timpurile de prefaceri naționale prin care trecem, un rol mai mare și mai greu decât în statele cu civilizație consolidată. El este peste tot cercetașul care prin știință vede mai departe și care, înainte chiar ca agricultorul și industriașul să pună Institutul Geologic al României XVI în valoare bogățiile, el le străvede viitorul; dar la noi, popor până azi stân- jenit în propășirea lui firească de tot felul, tocmai fiindcă el vede mai de- parte prin tainele științei, are și menirea apostolului, care cu glasul său re- deșteaptă pe toate terenurile conștiința națională. Murgoci a fost și acest cercetaș și acest apostol. Mulții săi prieteni, elevii lui și mai numeroși, copii lui cari îl bucurau într’atât, să-i cinstească memoria imitând pilda acestui bun și rodnic român»x). V. BRĂTIANU. Cuvântare rostită din partea Guvernului Român la îmmormântarea Prof. Gh. Murgoci. Institutul Geologic al României LISTA CRONOLOGICĂ A LUCRĂRILOR MAI ÎNSEMNATE ALE LUI GH. M. MURGOCI LISTE CHRONOLOGIQUE DES PRINCIPAUX TRAVAUX DE G. M. MURGOCI i. L. MRAZEC și G. MUNTEANU-MURGOCI. Les quartsites d’Orliga. Bull. Soc. Sc. phy- siques V annee No. 3—4, Bucarest, 1896. Sur le gneiss ă cordierite des montagnes du Lotru. Bull. dela Soc. de Sciences, Bucarest, 1897. 3. — La wehrlite du mont Ursu. Bull. de la Soc. de Sciences. No. 3, Bucarest, 1897. 4. G. M. MURGOCI. Contributions ă l’etude petrographique des roches de la zone centrale des Carpathes mindionales. Bull. de la Soc. de Sciences, Bucarest, 1897 (v. și Foldt. Kdzl. XXIX, Budapest, 1899). Comunicare asupra tectonicei din Nordul Parângului. Bul. Soc. de Sc. Anul VII No. 1, pag. 2—4. 6. — și L. MRAZEC. Dare de seamă asupra cercetărilor din vara anului 1897. I. Partea de E. a Munților Vâlcan. Bul. Soc. de mine. București, 1898. 7. G. M. MURGOCI. Calcare ți fenomene de erosiune în Carpații Meridionali (versantul român). Bul. Soc. de Științe, VII No. I, 1898, București. 8. — Serpentinele din Urde, Muntin și Găuri (Masivul Parângu). Annuaire du Mus^e geologique et paleontologique, 1895; Bucarest, 1898. 9. — Masivul Parângului. Bul. Soc. ing. de mine București, 1898. (Cu mai multe profile geologice). 10. — Ridicări geologice în Nordul Dobrogei. Bul. Soc. ing. de mine, 1898. 11. — și L. MRAZEC. Munții Lotrului. Bul. Soc. ing. de mine, 1898. 12. G. M. MURGOCI. Grupul superior al Cristalinului în masivul Parângului. Bul. Soc. ing. de mine. 1899, București. (Cu o hartă și profile geologice). 13. — Determinări cristalografice. Bul. Soc. de Științe, București, 1899, anul VIII No. 1 și 2. (Krystallographische Bestimmungen. Tschermak’s mineralog. und petrographische Mitteilungen, Bd. XVIII, Heft 6). 14. DE MARTONNE et G. MUNTEANU-MURGOCI. Sondage et analyse des boues du lac de Gâlcescu (Carpathes meridicnales). C. R. des S^ances de l’Academie des Sc. de Paris, 2 avril 1900 și în rom. în Bul. Soc. Sc. Anul X No. 1 și 2, 1901. 15. L. MRAZEC et G. M. MURGOCI. Seclion geologiquele long dela Valee d’Olt, pr&entee â l’exposition de 1900 ă Paris. 16. G. M. MURGOCI. Ueber die Einscldiisse von Granat-Vesuviar.fels aus dem Serpentin vom Parângumassiv. Bul. Soc. de Sc., București, 1901 No. 5 și 6. Teză de doc- torat, Miinich. 17. — Quelques mineraux de la Dobrogea. Bul. Soc. Sc. natur. rom. No. 2, București. 1901. 18. — Sur l’âge de la farmation de Schela, 1902. 19. — Geografia României și a țărilor locuite de Români (cu colaborarea d-Iui I. POPA- BURCĂ). Manual premiat de Academia Română. Prima ediție, București 1902, 2 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României IGR, XVIII 20. G. M. MURGOCI Excursiuni în Carpați. Munții Lotrului. Peștera din Târnovui mic. ConvorbiriLiterare No. 2, 1902. 21. — Vedere geologică în jurul Brăilei. Convorbiri Literare, 1902. București. 22. Congresul petroliștilor din București. Conferință. Rev. Rom. pol. și lit. No. 6. București 1902. 23. — și I. POPA-BURCĂ. Harta vegetației în România. București, 1902. 24. G. M. MURGOCI. Gisements de Succin de Roumanie. Monit. des inter, petr. Roum., Voi IV. No. 6—7, 10—11, 14—16, București, 1903 (și în rom. 1902). 25. — Mineralogie pentru cl. VI de liceu. (Cu colaborarea d-lui prof. E. LUDWIG). București, 1903. 26. — Două lecții de inaugurarea cursului de Petrografie și Mineralogie la Facul- tatea dc științe și farmacie, București, 1903. 27. — Clasificația naturală a solurilor după SlBIRTZEF. Prelegere la deschiderea cursului de Agrogeologie. București, 1903. 28. — The origin of the riebeckite rocks. Journal of Science, 1905. (In rom. în Bul. Soc. de Științe, No. 5, 1905). 29. — Contribution ă la tectonique des Carpathes meridionales. Sur l'existence d’une grande nappe de recouvremsnt dans Ies Carpathes meridionales.—Sur l'ăge de la grande nappe de charriage des Carpathes meridionales. Comptes rendus de l’Academie des Sciences. Paris, 1905 și Bul. Soc. Șt. — Buc. 1907. 30. — Tertiary formations of Oltenia ivith regard to Salt, Petroleum and Mineral Springs. Journ. of Geol. Chicago, XIII, No. 8. p. 671—712, 1905. 31. — Contribution to the classification of the amphibols. II. On some glaucophane schists, etc. Bull. of the Departement of Geology. Voi. 4, No. 15. University of California publications, 1906. 32. — Revue du Petrole (Revue roumaine des Sciences appliquăes). Directeur G. Murgoci. Bucarest, 1907—1912 33. — La plaine roumaine et la Balte du Danube Guide des excursions du Congres du Petrole, 1907. Avec une planche de coupes geologiques. 34. Le sol arable dans «La Roumanie, esquisse găographique». IlI-e Congres du Petrele. Bucarest, 1907. 35. — Granița între stepă și pădure. Revista pădurilor, 1907. (In rusește în «la Pe- dologie». 1909). 36. — Die Petroleumlagerstălten von Bălteni, C. R. du III-e Congres Internat, du Pătrole. T. II. 1907. Bucarest, 1910. 37. — Das Facies und die Tektonik des Tertiăres von Oltenia in Bezug auf die Petro- leumlagerstătten. Idem. 38. — Crovurile și Movilele Bărăganului. Rev, «Semănătorul», An. II, București, 1907. 39. — O călătorie prin stepa rusească. (Ibidem, An. VI, 25, 34, 40, 44 1907). 40. — Terțiarul din Oltenia cu privire la sare, petrol și ape minerale. Schițe anexe la «Terțiarul Olteniei). Anuar. Inst. Geol. al Rom., I, Buc. 1907. (Das Terțiar Olteniens miRiicksicht auf das Vorkommen von Salz, Petroleum, und Mineralwăsser). An. Inst. Geol. Voi. I, 1907. 41. G. M. MURGOCI, EM. PROTOPOPESCU-PAKE, P. ENCULESCU și D. RUSESCU. Raport asupra lucrărilor făcute de Secția Agrogeologică în anul 1906—1907. An. Inst. Geol. Voi. I, p. XCIX. 42. G. M. MURGOCI. Les charbons de terre en Roumanie. Revue du Petrole No. 4, 1908. 43. — Industria minieră în România pe 1907. Revue du Petrole No. 4, București, 1908. Institutul Geologic al României XIX 44. G. M. MURGOCI Solul în genere și în special al Bărăganului în «Chestiunea împădu- ririi Bărăganului». I. de D. RUSESCU. București, 1908. 45. — Regiunea Stejar-Recea (Revue du petrole. No. 9. 1908). 46. —■ Emmagasinement et transport du petrole en Roumanie. (Avec la collaboration de M. C. OSICEANU). Industrie du pătrole en 1908. Bucarest 1909 et Revue du Petrole No. 12, 1909 No. 13, 14. 47. — Lacul Sărat. Rev. «Dunărea de jos», An. 1 No. 11, Galați, 1909. 48. — Solurile României în «Grâul Românesc» de Dr. AL. ZAHARIA. București, 1909. 49. — Cercetările agrbgeologice în Dobrogea de Sud. An. Inst. Geol. al Rom. Voi. II, Fasc. 3 (1908), București, 1909. (Rapoarte) 50. — The climate in Roumania and vicinity in the late quaternary times în «Die «Verănderungen des Klimas seit dem Maximum der letzten Eiszeit». C. R. du Xl-e Congrăs Intern, de G4ol., Stockholm, 1910. 51. — Die terra rossa Bodenserie. Berichte der II. agrogeologischen Konferenz, Stockholm, 1910. 52. — Zonele naturale de soluri în România. An. Inst. Geol. Voi. IV, 1910, p. 1—22 (în germ. Budapest 1909; în franc. în «Revue du Pătrole» 911, No. 6—-7). 53. — Notițe geologice din Taurusul estic (regiunea Nigde-Aladag). Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. I, 1910, p. 118. 54. — Sinteza geologică a Carpaților de Sud. (Idem p. 48). 55. — Solurile dealungul C. F. anatoliene. (Ibidem, p. 24). 56. — Contrihuțiuni la tectonica Balcanilor vestici. (Ibidem, voi. II, 1910—1911, p. 40). 57. — Discuțiune asupra existenței Permianului în Carpați. (Ibid., p. 52). 58. — Observațiuni asupra geologiei regiunii dela Băile Herculane. (Ibidem, p. 83). 59. — Discuțiune asupra originii conglomeratelor cu roce verzi din Terțiarul carpatic. (Ibidem, p. 23). 60. — Elementul român în industrie. Rev. du petrole. No. I, 3, 4, 8, n din 1910. 61. — Regiunea Policiori—Berea—Deciu—Arbanăș (în colab. cu ing. PORN.) id. No. 7 1910. 62. I. POPESCU-VOITEȘTI și G. MURGOCI. Discuțiuni asupra tectonicei Văii lui Stan. (Ibidem, P- 13). 63. G. M. MURGOCI. Cercetări agrogeologice. An. Inst. Geol. Voi. IV, p. LXXIV. 64. — Sur le plateau bulgare et la zone des Balkans. Compte-rendu d’une publi- cation de M. ST. BONTCEFF, accompagne d’observations personnelles. 1911. 65. — La Vallee de l'Oltu. Son importance comme voie de communication rapide. Revue du petrole, Bucarest, 1911. 66. — Potopul cel mare și interpretarea lui științifică. Convorbiri literare, An. XI No. 9 (en roumain). 67. — Excursion dans la Vallee de l'Olt. II. Excursion geologique aux Portes de Fer et ă Herkulesbad. Guide de 1 'Excursion geologique, 1909, 1910, Bucarest. Revue du Petrole No. 12, 1911. 68. — Turcia. Considerațiuni speciale asupra Macedoniei, cu colaborarea d-lui PE- RICLE PAPAI-IAGI. însoțită de un guide al excursiunii făcute în Macedonia între 1—20 Aprilie 1911. Anuarul Soc. Turiștilor, București 1911. 69. — Cercetări geologice în Dobrogea nordică. An. Inst. Geol. Voi. V, 1911, p. 307 apărut în 1914. 70. — Studii geologice și hidrologice în jurul orașului Fălticeni. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. III, 1911—12, p. 91. 2* Institutul Geologic al României 7i. G. M. MURGOCI Terminologia românească în tectonică. Dări de seamă ale ședin- țelor. Voi. III p. 52. 72. — Raport asupra apelor arteziene în Câmpia Română și cu privire specială la Do- meniul Gherghița. (Ibidem, p. 82). 73. — Geologia părții nordvestice a Dobrogei. (Ibidem, p. 134). 74. — Origina serpentinelor în Carpații românești. (Ibidem, p. 151). 75. — Cercetări agrogeologice în Moldova de NE și în Basarabia. An. Inst. Geol. Voi. V, p. XXIV. 76. — The geological synthesis of the South Carpathians. C. R. du XI-c Congres geologi- quc internațional, 1910, Stockholm, 1912. (A vecune carte et plusieurs coupes). 77. — Țara nouă. Dobrogea sudică și Dcliotmanul. București, 1912. 78. — Studii de geografie fizică în Dobrogea de Nord. Bul. Soc. reg. rom. de Geo- grafie No. 1 și 2, București 1912. 79. — Gecgraphische Skizse der Norddobrudscha. An. Soc. de geografie a Rom. XXXIII, No. 1 și 2, București 1912. 80. — Minele de aur din Valea lui Stan. Revue du Petrole. No. 7. 1912. 81. — Carier ele principale de piatră de moară dințarăți străinătate. id.No. 8. 1912. 82. — iStudes geologiques dans la Dobrogea du Nord. La tectonique de l’aire cimme- rienne. An. Inst. Geol. Voi. VI, 1912, p. 443, apărut în 1914. 83. — Asupra formațiunii de Schela. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. IV. 1912—13, p. 26. 84. — Rezumat al cursului de geologie generală predat la Școala de Poduri și Șosele. București. 1913—1916. (Cu mai multe tablouri, hărți și prefile geologice). 85. — Cercetări agrogeologice: a) In regiunea Ploeștilor; b) In Dobrogea de NW;c) In regiunea Fălticenilor. An. Inst. Geol. al Rom. Voi. IV, Fasc. I (1910), Bucu- rești, 1913. 86. — Nomenclatura în Mineralogie și Petrografie. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. V, 1913—1914, p. 90. 87. — Rezultatele sondajului dela Gherghița. (Ibidem, p. 96). 88. — Studii în Câmpia Română, regiunea Haimanalele, Gherghița, Crivina-Maia. Col. R. Ser. XX, 1:50.000. An. Inst. Geol. Vel. VII, p. XXXIII. 89. — Cercetări agrogeologice: a) In Moldova de NE și în Basarabia, b) In Oltenia de Vest. An. Inst. Geol. al Rom. Voi. V (1911), București, 1914. 90. — Căutarea unor surse noui de apă pentru alimentarea orașului R.-Sărat. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. VI, 1914—1915. gt. G. MURGOCI, EM. PrOTOPOPESCU-PaKE și I. P. IONESCU-ARGETOAIA. Cuaternarul din Oltenia. (Ibidem, p. 30). 92. G. MURGOCI. Asupra clasificării amfibolilor albaștri. (Ibidem). 93- — Cercetări agrogeologice. An. Inst. Geol. Voi. VIII, pag. XXXVIII. 94. — Excursiune în Valea Oltului. București, 1914. 95. — Câteva conferințe asupra Geologiei României și țărilor vecine, ținute la Școala Superioară de Războia. București, 1914. 96. — Sur la rhodusite et l'abriachanite. C. R. de l’Acadămie des Sciences. Paris, Seance du 10 mai 1915. 97. — Harta hidrologică a Dobrogei de Sud (cu colaborarea d-lui G. MACOVEI și altora). București, 1915. 98. — Curs de geologie aplicată la industrie și la agricultură. 1915. (Prima lecție cu o hartă a solului Rusiei). 99. — Cretacicul dela Dâlbocița. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. VII. 1915 —1916 p. 146. Institutul Geologic al României IGR, XXI ico. G. M. MURGOCI Serpentina cu mică dela Firizu. (Ibidem, p. 303). 101. — Tectonica Subcarpaților la Apus de Ialomița. (Ibidem, p. 357). 102. MANOLESCU St. și G. Murgoci. Câteva date asupra Văii Dâmbovița și regiunea dea- lurilor. (Ibidem, p. 339). 103. G. M. MURGOCI. La Geologie de la Roumanie et des pays environnants. (Avec plusieurs cartes et coupes geologiques). Bucarest, 1916. 104. G-M. MURGOCI. Cercetări necesare pentru reorganizarea agriculturii în România (inclusiv Basarabia). Analele statistice și economice. An. I No. 7—8, 1918, pag. 9. 105. — Asupra Ariei Chimerice. Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. VIII, 1919—1920. p. 185. 106. — Discuțiune relativă la vârsta sării. (Ibidem, pag. 11). 107. — Gospodăria unui Muntean. Viața Agricolă. No. 13. 1920. ic8. G. MURGOCI, L. MRAZEC și G. MACOVEI Propuneri asupra întocmirii hărții geologice a României, Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. VIII - 1919—1920, pag. 27. 109. G. M. MURGOCI- La population de la Bessarabie. Etude demographique. Paris, 1920. 110. — Raport asupra situației hărții 1:500.000 (Ibidem, Voi. IX, 1920—1921). iu. — Nouvelles donnâes sur Ies gisements de petrole. Annales des mines de Roumanie. 4-eme Annăe No. 8—9. Bucarest, 1921. 112. G. M. MURGOCI. Noțiuni generale asupra coloidelor (din cursul de Mineralogie). Bu- curești, 1921). 113. G. M. MURGOCI și EM. PrOTOPOPESCU-Pake. Lucrări practice de Mineralogie. A. Caiet de Cristalografie. B. Tabele mineralogice. București, 1922. 114. G. M. MURGOCI Comunicare asupra sondei de explorare dela Florești. II. Despre lucrările de sondaj în regiunea petroliferă dela Govora. III. Asupra profilului geologic dela Slă- tioara (Vâlcea). Diri de seamă ale șed. Inst. Geol. Voi. XI, 1922—1923, p. 171. 115. — Chihlibarul din Valea Almașului. (Ibidem). 116. — Câteva cuvinte asupra activității agronomului ION lONESCU DELA BRAD. 117. G. M. MURGOCI și D. DUMITRIU. îndrumare în analiza pirognostică cu aplicațiuni spe- ciale la determinarea mineralelor. București, 1923. 118. G. M. MURGOCI Considerations concerning the classification and nomenclatur of soils. (Mâmoires sur la nomenclatura et la classification des sols). Pag. 257—269. Helsingfots, 1924. 119. — Instructions pour la preparation de la Carte generale du sol de l’Europe. Buca- rest, 1924. 120. — Laboratorul de Mineralogie al Șc. Politcchnice din București. 1924. 121- 123. — I. Les sols le long du cheminde fer de Badgad. II. La Cartographie des sols en Roumanie (avec plusieurs figures, planches et deux cartes, en couleurs). III Recherches pedclogiques detaillees au Nord de Moghilew. (In volumul: Stat de IVtude et de la cartographie du sol dans divers pays de l’Europe, Amărique, Afiique et Asie, publicat în București sub auspiciile Inst..Geo- logic al României. 1924. 124. — Expoziția internațională de arte decorative și industriale moderne. Paris 1925. (Și în franțuzește în Rev. Ind. Științe, Comerț și Firanțe), supl. la An. Mi- nelor, An. VIII No. 2, 10 Febr. 1925. Manuscrise 125. — Bărăganul (geologie, hidrologie, soluri). 126. — Contribuțiuni la cunoașterea climei Basarabiei. 127. — Noui contribuțiuni la cunoașterea succinului românesc (prezentat la Academia Română). Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPA DE Prof. N. F L O R O V PREFAȚĂ Lucrarea de față atinge două chestiuni, cari sunt strâns legate una de alta și anume: x. Chestiunea asupra degradării cernoziomului și 2. Chestiunea asupra influenței, pe care o exercită procesul degradării asupra unor însușiri agricole ale solului. In ce privește prima chestiune, aceasta a luat naștere relativ nu de mult. Dealtfel, în literatura pedologică rusă s’a emis părerea încă din anii 1880—1890, că în natură e posibil procesul degradării cernoziomului. Această părere însă s’a emis numai într’o formă generală, și n’a găsit imediat o recunoaștere din partea tuturor pedologilor și nici o precizare suficientă a acestui termen. O studiere mai sistematică a chestiunii o vedem însă numai la începutul veacului XX și mai ales în intervalul anilor 1905—1915, paralel cu marea desvoltare a lucrărilor Zemstvelor în studiul solurilor din regiunea loessului în Ucraina. Tocmai de acest studiu sunt legate și cele mai importante lucrări în chestiunea degradării. Și mai nouă este chestiunea a doua; în privința căreia găsim în literatura, care studiază mai sus menționata regiune a loessului, numai indicațiuni în- tâmplătoare, și cari apar numai la începutul secolului actual. Astfel, ambele chestiuni sunt cu totul noi, și e natural, ca în literatura pedologică să existe un material foarte neînsemnat cu privire la aceste chestiuni. Întrucât acest material îl găsim de preferință în literatura pedologică rusă și cum în momentul de față această literatură, cu mici excepții, nu o am la dispoziție, sun t lipsit de posibilitatea de a da un rezumat complect asupra datelor acelei literaturi. Regretând acest lucru, voi face cel puțin un mic co- rectiv la această lacună și astfel aduc la sfârșitul studiului meu o enumerare a lucrărilor, cari au un oarecare raport, fie cu chestiunile atinse aci, fie cu che- stiunile înrudite. Această listă de lucrări e făcută în parte pe baza publicațiilor, ce le am la dispoziție, în parte pe baza notițelor, ce le-am păstrat întâmplător, Astfel, și această listă este necon plectă, și trebuie prin urmare considerată numai ca o încercare provizorie, fiind făcută în condiții, cari exclud posibi- litatea unei normale analize a literaturii chestiunii. Aceleași împrejurări au t Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI Institutul Geologic al României N. I'LOROV condiționat și faptul că în text nu citez lucrările, ce le-am avut în vedere în expunerea mea. Ca concluzie, țin să adaug, că lucrările mele în chestiunile aci expuse sunt strict legate, după cum am arătat și în capitolul IV, de preferință de studierea solului în guv. Kiev, studiu, pe care l-am făcut în curs de mai mulți ani dea- rândul. Rezultatele, ce le-am obținut în perioada acestor lucrări, s’au publicat în parte, iar altele s’au pregătit numai pentru publicare, dar au rămas ne- publicate încă. Prezenta lucrare cuprinde concluziile generale ale întregului material. Deasemenea găsesc necesar să mai arăt, că lucrarea de față are ca scop să reducă tot materialul obținut, privitor la degradarea cernoziomului, la o anumită schemă, la o tabelă, care ar prezenta chestiunea degradării în mod succint tratată din diferite puncte de vedere: morfologic, chimic și agronomic. Aceasta este prima încercare de această natură. Pot să spun, că materialul, pe baza căruia am alcătuit schema, deși nu e totdeauna abundent și adeseori are un caracter provizoriu (vezi experiențele agronomice), totuși indică anu- mite regularități și inspiră anumite generalități, cari ne dau astfel, o anumită bază pentru schema, aici propusă (vezi capit. VI). Astfel, deși această schemă trebuie considerată ca prealabilă, totuși găsesc publicația ei la timp atât în ve- derea nouii chestiuni și a absenței materialului respectiv în literatură, cât și în vederea indicațiunilor destul de hotărîtoare, cari se pot deduce din această schemă cu privire la direcția cercetărilor, dorită în viitor. Chișinău, Martie, 1924. N. FLOROV Institutul Geologic al României INTRODUCERE Noțiunea «antestepă»1) (Waldsteppe) aparține acelei categorii de termeni și noțiuni, pentru cari în literatura științifică avem deocamdată definițiuni foarte neclare și adeseori contrazicătoare. Scopul meu însă nu este de a analiza părerile, privitoare la această chestiune, precum și nici să expun materialul respectiv. Subliniind faptul, cât este de greu a da o definiție precisă a acestei noțiuni, măvoiu mărgini numai la oarecari note în chestiunea ridicată și numai cu scopul de a face mai accesibil înțelesul materialului, pe care îl expun mai jos. Faptul fundamental, care stă la baza noțiunii de «antestepă» este lupta dintre două formațiuni vegetale: formațiunea păduroasă și erboasă; este însă absolut indiferent, dacă această luptă continuă și astăzi, sau dacă ea s’a terminat de mai mult sau mai puțin timp, și în legătură cu aceasta, s’a stabilit si un armistițiu statornic între formațiunile antagoniste. Deaci rezultă și alt fapt, care asemenea stă la baza noțiunii «antestepă»: evenimentul schimbării climei. Intr’adevăr ambele formațiuni antagoniste cer pentru o existență reușită ccndițiuni climaterice diferite. Dacă însă la un anumit moment avem aceste formațiuni în acelaș timp, pe unul și acelaș teritoriu, în unul și acelaș raion geografic, precum și în unele și aceleași condițiuni de macro- și micro-relief, apoi altă explicație acestui eveniment nici nu putem da, afară doar de presumțiunea, că aici a fost cândva o climă favorabilă unei formațiuni, care s’a dezvoltat, iar pe urmă clima s’a schimbat în mod favorabil pentru o altă formațiune; aceasta din urmă a invadat regiunea, ’) Termenul nemțesc «Waldsteppe» se traduce în românește și franțuzește de obiceiu prin cuvântul «antestepă». E de notat, că termenul nemțesc, indicând precis, că aici avem de a face cu două formațiuni de vegetație suprapuse — ceeace este faptul cel mai caracteristic acestei regiuni—exprimă clar și foarte nimerit ideea principală a noțiunii. Din contră, termenul «antestepă», fiind lipsit de această indicație, e insuficient și nu-mi pare deloc nimerit. Afară de aceasta, termenul «antestepă» e inacceptabil și din alt punct de vedere, fiindcă poate provocă neînțelegeri și încurcături în ce privește înțelegerea schimbărilor de faze în timp și spațiu (de ex.: faza antesetepei urmează de obiceiu după faza stepei, pe când din traducerea textuală reese invers). Puțin mai potrivită ar fi expresia: «stepă cu pădure», dar și această expresie e prea complicată și nu totdeauna corespunde realității. O traducere textuală din nemțește prin expre- sia «pădure-stepă» ar fi mai acceptabilă, în orice caz, ar avea avantajul exactității unei traduceri a termenului bun (nemțesc). Sper că în viitor voiu reveni asupra acestei chestiuni; în lucrarea de față însă întrebuin- țez deocamdată termenul vechiu «antestepă». Institutul Geologic al României 4 N. FLOROV a ocupat-o numai parțial și lăsând o serie de parcele în posesiunea primei formațiuni. Cu alte cuvinte, perioada climei favorabile stepei, s’a schimbat cu perioada climei favorabile pădurii1); aceasta din urmă a pătruns în stepă ocupând un teritoriu mai mare sau mai mic. Astfel se stabilește un oarecare raion fizico-geografic sui generis, un oare- care regim la fel, unde două formațiuni antagoniste se învecinează și conve- țuesc, când continuând lupta între ele pentru teritoriu, cu succes variat, (schimbări climaterice locale), când, fixându-se în pozițiunile ocupate odată, mențin neschimbat statu-quo. Această schimbare extraordinară în natură își găsește expresia în fenomene din cele mai diferite, ceeace se poate constată și prin fapte botanice, și prin fapte climatologice și geologice. Dar cea mai puternică exprimare o vedem în faptele și evenimentele pedologice, ce rezultă din împrejurarea, că stepa creiază un anumit tip de sol-cernoziom, iar antagonistul ei — pădurea este totodată și antagonistul cernoziomului și astfel, așezându-se pe cernoziom, pădurea într’un timp, relativ probabil nu prea lung, îl distruge, degradându-1 și transformându-1 la urma urmei în podzol. Aici sunt de remarcat următoarele: pădurea pătrunde în stepă treptat, încet prin insule, ocupând unele parcele și lăsând neocupate cu totul sau numai provizoriu alte parcele vecine. Astfel observând regiunea în perioada ei finală de împădurire, putem găsi ușor parcele, cari au fost sub pădure un timp ne- egal de lung. Dar întrucât existența pădurii pe cernoziomul de stepă, provoacă degradarea lui, în funcție de durabilitatea acestei existențe și stadiul degradării poate fi foarte diferit. De aici și caracterul complex al solurilor în antestepă cu prezența a diferite varietăți de soluri degradate, cari se găsesc în diferite stadii de degradare și cari în totalitatea lor restabilesc tot procesul de tran- ziție dela cernoziom spre podzol. Această complexitate și împestrițate a so- lurilor, aceste diferite stadii de degradare, cari se găsesc uneori la distanțe foarte mici unele de altele, constitue primul și esențialul caracter al ante- stepei. Al doilea caracter este o oarecare neregularitate — la prima vedere — în repartizarea variantelor de degradare pe suprafața regiunii respective, iar uneori, și o iuțeală uimitoare în trecerea dela o variantă la alta și ceea ce este mai ales de subliniat, e faptul, că această trecere poate uneori să nu stea deloc în legătură cu condițiile macro- și micro-reliefului. Așa de pildă, pe unul și acelaș platou o parte poate fi ocupată de cernoziom, pe când o altă parte e ocupată de pedzol sau de un sol mai puțin degradat, fără o schimbare vizibilă a reliefului și prin urmare și fără vreo influență din partea acestui factor. ') Sau invers. In lucrarea de față, însă mă ocup numai de fe- nomenul invaziei pădurii în stepă. \ IGR/ Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ Această suprafață împestrițată în antestepă are adeseori un caracter de contraste neașteptate și contraziceri; asemenea contraste avem aci și în alte domenii ale naturii, ca de pildă în domeniul animalelor, unde alături cu re- prezentanții tipici ai pădurii, avem tot așa de tipici reprezentanți și ai stepei, sau și mai puternic această stare de lucrări se pronunță în domeniul plantelor. Așadar, din punctul devede re alpedologului, an- testepa este o regiune fizico-geografică sui gene- r i s , care, datorită unei schimbări radicale de cli- mă, precum și unei schimbări de formațiuni vege- tale, prezintă înmo meritul de față un complex de cernoziom1), p o d z o 1 , și nenumărate tipuri de tran- ziție între aceste două extreme tipuri, iar repar- tizarea tuturor acestor variante pe teritoriu1 res - pectiv este mai mult sau mai puțin neregulată, dezordonată, poate să nu fie legată cu macro-și micro- relieful și prezintă adeseori un tablou de contraste și contraziceri. Din toate cele expuse rezultă concluzia, că fenomenul mai caracteristic pentru antestepă este degradarea cernoziomului. A studia antestepa în- seamnă a studia mai întâiu fenomenul degradării cernoziomului: iar a clasi- fica solurile antestepii, înseamnă înainte de toate a le grupă după însușirile caracteristice procesului de degradare. CAPITOLUL I. CÂTEVA OBSERVAȚIUNI ASUPRA ROLULUI PĂDURILOR IN PROCESUL DEGRADĂRII. Importanța pădurii ca factor, jucând un anumit rol în procesele formării solului, se arată în lucrările pedologilor încă din prima jumătate a secolului trecut. Dar abia în ultimul deceniu al acestui secol, s’a pus chestiunea mai hotărît și mai precis asupra genezei acelor soluri de pădure, cari se găsesc l) S e p.oate întâmplă , că regiunea de antestepă să fie lip- sită cu totul de cernoziom, a di că acea regiune să fi fost pretu- tindeni ocupată de pădure; totuși prezența într’însă a soluri- lor degradate, și în afară de aceasta, a solurilor cu stadii de de- gradare diferite, arată imediat, că regiunea are un caracter tipic de antestepă. Institutul Geologic al României 6 N. FLOROV sub formă de pete mici sau mari în regiunile de antestepă; abia în acest timp s’a ridicat și s’a formulat mai clar chestiunea acelor procese și schimbări în general, cari pot luâ naștere în cernoziomul de stepă, dacă acesta este invadat de pădure. Primul pedolog, care a descris aceste schimbări din punct de ve- dere morfologic, a fost prof. Korjinschi, cercetătorul hotarului nordic al cer- noziomului în Rusia de sud. Acest pedolog a numit procesul schimbărilor morfologice și fizico-chimice în cernoziom sub influența invaziei pădurii: degradare. Dar atâtKoRjiNscm, cât șîCostâcev, precum și alți pedologi din acel timp, au dat numai o schiță generală asupra caracteristicei acestui proces; și abia cercetările, cari au urmat în secolul nostru, au intrat mai adânc în amănuntele acestui proces, deși multe laturi ale chestiunii așteaptă încă cercetări și prelucrări. Și acum sâ vedem care este esența acestui proces, cari sunt cauzele și rezultatele lui. E fără îndoială, că în degradare avem de a face cu un fenomen extrem de complicat, sub influența căruia, cernoziomul capătă o serie de noi simptome și însușiri. întrucât cea mai obișnuită și mai frecventă cauză în nașterea și desvoltarea procesului degradării este înlocuirea formațiunii ierboase cu una păduroasă, pentru a ne orienta în tot complexul acestor fenomene, ar trebui să arătăm înainte de toate, dacă, si ce fel de diferență există între asociatiunile forestiere și cele erboase în ceea ce privește desvoltarea vieții solului și for- marea orizonturilor sale. Nu voiu intră însă în amănuntele acestei chestiuni, fiindcă nu intra in problema, pe care otratez aici, ci voiu face numai pe scurt câteva observațiuni, amintind datele îndeobște cunoscute. Pentru a lămuri, care este pentru cernoziom influența schimbării vegeta- țiunii ierboase cu una forestieră, trebuie să ținem înainte de toate cont de următorul fapt: cernoziomul este un sol relativ xerofil, el formându-se în condițiunile unei umezeli comparativ slabe, sau după terminologia prof. Glinca, moderate. Intrând în posesiunea pădurii, cernoziomul schimbă ra- dical condițiunile sale de existență, și anume condițiunile regimului său de umiditate. Aici nu mă refer la chestiunile litigioase asupra schimbărilor climate- rice, cari ar fi provocate de pădure, ci am numai în vedere schimbările hidro- logice. Voiu aminti aci părerile susținute de diferite stațiuni hidrologice: că: i. Pădurea încetinează topirea zăpezii, evitând astfel îngrămădirea apelor, provenite din această topire; 2. Pădurea micșorează sau înceti- nează scurgerea apelor la suprafața pământului; 3. Pădurea micșorează evaporarea apei dela suprafață, mulțumită apărării suprafeței solului de acțiunea razelor solare și a vânturilor uscate; în fine 4. Pădurea micșorează temperatura medie anuală a solului și a aerului, mărind ume- zeala lor. G.M Institutul Geologic al României kjGRZ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ Toate aceste împrejurări deja dela sine provoacă o mărire a umezelei în orizonturile solului dela suprafață1), chiar dacă în regiune se păstrează aceeaș cantitate de precipitațiuni atmosferice. Dar afară de aceasta, în condițiunile formațiunii păduroase, mai are loc încă un factor, care contribuie în aceeaș direcție Ia ridicarea umezelei în ori- zonturile solului dela suprafață și a cărui rol în această privință trebuie con- siderat ca fiind de mare importanță: aci am în vedere, așa numitul «terici» sau așternutul, provenit din căderea frunzelor, crenguțelor, cetinei, etc. în pădure. După Kravkow2), acest strat mort, fiind un regulator între procesele ce au loc în aerul înconjurător pe de o parte și procesele, ce se des- voltă în orizonturile solului dela suprafață, pe dealtă parte, trebuie considerat ca un factor foarte important, care determină caracterul bilanțului apei so- lului; și anume, acest strat, deși cuprinde în sine o umezeală foarte mare, to- tuș cu mare greutate redă în atmosferă apa absorbită; apoi, ținând umbră suprafeței solului, chiar după ce s’a uscat, apără excelent această suprafață de pierderea apei; și mai ales aceasta trebuie să o spunem în privința pătu- rii superioare a acestui strat, adică în privința frunzelor celor mai proaspete, deoarece acestea din urma n’au de loc însușiri capilare și de aceea ele apără mai bine de evaporare păturile mai jos așezate. In vederea acestor împrejurări, trebuie să spunem, că în pădure utilizarea apei de către sol se face în întregime; că aci are loc o absorbire extrem de energică nu numai a apelor de ploaie, ci și a apei provenite din topirea zăpezii; și că precipitațiunile pătrund în sol în toată puterea cuvântului, iar orizon- turile superioare ale solului le utilizează foarte mult, și în orice caz mai mult, decât aceasta are loc in condițiunile regimului de stepă. Astfel, dacă schimbarea climei în general și într’un sens larg al cuvân- tului sub influența invaziei pădurii în stepă este problematică, apoi schim- barea climei «s o 1 u 1 u i», adică a regimului de umiditate,, ce are loc în ori- zonturile solului, și mai ales în orizonturile superioare, reprezintă un fapt, de care nu trebuie să ne îndoim deloc. Pentru sol, invazia pădurii, înseamnă o schimbare bruscă și radicală a climei lui, și anume o transformare în sensul măririi umezelei, chiar presupunând, că cantitatea precipitațiunilor atmosfe- rice a rămas aceeași în regiune și după ocuparea ei de câtre pădure. Mărirea umezelei în orizonturile superioare ale solului, de care m’am ocupat acuma, este o schimbare esențială, ce se provoacă de invazia pădurii în stepă. 1) T o a t e aceste considerațiuni nu se extind pe orizonturi mai adânci, unde putem găsi o repartizare cu totul diferită a umezelii. 2) KRAWKOW: Cercetări asupra rolului exercitat de stratul vegetal mort (terici) asupra formării solului. Institutul Geologic al României 8 N. FLOROV Această schimbare la rândul său aduce după sine și o altă schimbare, nu mai puțin importantă. Știut este, că între elementele esențiale și caracte- ristice ale solului, este și materia șa organică, sau humusul. Acuma fără să intru în examinarea compoziției acestei materii, voiu aminti numai, că în con- diții de formațiuni forestiere avem în această privință două deosebiri: i. Sub influența condițiilor menționate humusul capătă o formă mult mai solubilă, decât cea în condițiile de formațiuni ierboase; 2. întrucât pădurea favori- zează formarea unui mediu acid, procesul dezagregării sub pădure decurge în condițiuni diferite decât acele de stepă, unde tipul dezagregării e neutral sau chiar slab alcalin. In sfârșit, vom arătă încă o deosebire între condițiunile desagregării la formațiunile ierboase și forestiere, care joacă asemenea un rol esențial în pro- cesul degradării. Plantele ierboase trăesc în majoritatea cazurilor un an, și toată materia organică, ce se formează în cursul acestei perioade de vegetație, piere în întregime în cursul acelecași perioade - iar substanța organică moaită, provenită din acea materie, se depune mai întâiu în mod egal atât pe suprafața solului, cât și înlăuntrul lui; și apoi se depune sub formă de substanță, repartizată în mod aproape egal în massa compactă a pământului, unde circulația aerului nu poate fi liberă; din această cauză substanța organică nu poate să fie ușor combustionată sub acțiunea acestui agent. Vegetația în condițiunile pădurii prezintă un caz contrar: plantele viețuesc mai mulți ani; în timpul vieții lor îndelungate, în fiecare an moare numai o parte re- lativ neînsemnată din organizmul lor, iar materia organică, provenită din acea- stă pieire, se concentrează aproape exclusiv la suprafața solului, pe când în- lăuntrul lui pier anual numai perișorii dela rădăcină și o mică parte de ră- dăcini; cantitatea lor fiind foarte mică, și aportul de materie organică în sol este redus. Afară de aceasta, esențial e și faptul, că materia organică, provenită din plantele lemnoase, care se concentrează la suprafața solului, și compusă din frunze, crenguțe ș. a. m. d., se depune în forma unui terici poros și afânat, în care aerul pătrunde ușor. Astfel, deosebirea, datorită la două tipuri de formațiuni vegetale, cu pri- vire la desvoltarea condițiunilor, în cari decurg procesele formării solului, se poate rezumă în felul următor: 1. Solul în pădure se găsește la orizonturile superioare în condițiunile unei umezeli mai intensive, decât în stepă; 2. in pădure solul acumulează materia organică sub forma unei substanțe, depuse afânat și la suprafață, pe când înlăuntrul lui această substanță se depune numai în cantități neînsemnate. In stepă însă, cantitatea materiei organice, depusă la suprafață și înlă- untrul solului, e egală, iar materia depusă DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 0 pătrunde uniform în massa solului. 3. Materia orga- nică în condițiunile formațiunilor păduroase are o reacțiune acidă, pe când în condițiuni ierboase— o reacțiune neutrală sau aproape neutrală. Aceste particularități biologice, legate de două formațiuni vegetale, in- fluențează esențial asupra proceselor pedologice, și deaceea, când cerno- ziomul— un sol de formațiune ierboasă — se supune invaziei pădurii, în el se produc o serie de schimbări, atât în privința massei organice, adică a hu- musului, cât și în privința massei minerale. La rândul lor aceste schimbări firește provoacă schimbări și asupra morfologiei solului. Să ne oprim deci la expunerea acestor schimbări provocate în cernoziom prin procesul degradării, caracterizând mai întâiu morfologia acestui proces. CAPITOLUL II. MORFOLOGIA PROCESULUI DEGRADĂRII. Morfologia procesului degradării am studiat-o mai mult în antestepa ucraineană și mai ales în raionul Kievului1), care prezintă un material foarte favorabil pentru studiu: aici avem cernoziomuri curate, vechi alături de toate stadiile de degradare, aici avem un tablou tipic al reliefului de antestepă; și în sfârșit aici avem regiuni, în cari lupta dintre pădure și stepă se desvoltă așă zis, sub ochii noștri (nordul regiunii) și tot aici mai avem regiuni, în cari această luptă s’a terminat probabil de mult în trecut și în natură s’a stabilit din vechime un anumit sistem de echilibru, mai ales în sudul regiunii. In vederea acestor fapte, găsesc de cuviință să fac prealabil o descriere a profilului cernoziomului tipic din regiunea Kievului. Profilul din Lucașiovca, jud. Lipoveți, pe platou Gub. Kiev. Orizontul A. o—45 cm., Orizontul cu humus, gri-închis, are pre- tutindeni aceeași coloare; în partea arabilă (la suprafață) are o structură neclară, sau e com- pusă din cocoloși și praf; în partea sa inferioară structura e granuloasă. Granulele au mărimi de 1—7 mm. în diametru. Fețele, cari limitează granulele, nu sunt netede, ci când concave, când convexe, colțurile sunt rotunzite, iar muchiile nu sunt ascuțite, din care cauză și toată suprafața grăuntelui prezintă ondulațiuni; neregularitățile de pe suprafața grăuntelui, îi dau o formă multilaterală, ca și când suprafața sa ar fi săpată sau găurită. «Grăunții» mai mari, la lovire, se desfac ușor în părticele mai mici, dar absolut cu aceeași formă. Diferitele diametre ale grăuntelui sunt mai mult sau mai puțin egale. Limita inferioară a orizontului cu humus este invizibilă, adică orizontul trece pe nesimțite și treptat la orizontul următor. La o adâncime de 25 cm. începe efervescența, fără a se observă ’) Făcând însă cunoștință cu toată antestepa din Ucraina, am găsit tot temeiul pentru generalizarea concluziilor, obținute în regiunea Kievului și pentru a afirmă, că acelaș tablou, numai cu oarecari variațiuni, are loc pretutindeni în raionul Ucrainei. Exact la aceeași concluzie ajung și în prezent, studiind antestepa în Basarabia și Bucovina. VjA Institutul Geologic al României \ IGRZ IO N. FLOROV acumulări vizibile de CaCO3, cari apar numai la o adâncime de 35—40 cm. ca un fel de «mu- cegaiu» abundent (pseudo-micelliul). Pseudo-miceliul acesta format de Ca CO3 adeseori învelește ca o peliță bulgării solului, concentrându-se mai ales în galeriile viermilor. Orizontul B. 45—120. cm. Orizont de tranziție în privința colorii lui de humus, se caracterizează printr’o slăbire treptată a colorii gri-închise, care mai jos dispare cu totul; astfel orizontul trece pe nesimțite în al treilea orizont. Pretutindeni «pseudo-mucegaiul» de carbonați e abundent, atât la suprafața elementelor de structură (granulilor), cât și în găurile viermilor și rădăcinilor, cari sunt aici în abundență. Orizontul este străpuns intensiv de «croto- vine» (găuri și galerii de rozătoare de stepă). Structura granuloasă a orizontului superior se constată și aici, dar în jos grăunții se măresc, ajungând la mărimea unei alune, adică structura granuloasă trece treptat în structura «macro-granuloasă». Conturul acestor «grăunți» se asea- mănă în general cu al celor mărunți, adică aici observăm aceeași ondulație în suprafața ele- mentului de structură. De sus în jos, deodată cu creșterea «grăunților» are loc adeseori și o neegalitate în mărimea diferitelor diametre, din care cauză grăunții capătă o formă întrucâtva lungăreață; ca și la grăunțe, concavitățile alternează aici treptat cu convexitățile și astfel fețe netede lipsesc aici cu desăvârșire; asemenea mai lipsesc aici și muchii drepte. Aceste ele- mente de structură totuș pot fi comparate cu mici coloane neregulate. Ele formează astfel împreună, o structură în coloane neregulate. Atât grăunții cât și colonașele nu sunt tari, căci lovindu-l’e, se desfac ușor în mai multe părticele mărunte, fie sub formă de elemente rotunde, fie sub formă de elemente lungărețe, dar mult mai mici. Orizontul C. 120—180 cm. L o e s s foarte mult bortelit de rozătoare (crotovine), e puțin murdărit prin pătrunderea humusului de sus prin crăpături etc. și deaceea acest orizont are o coloare cenușiu-gălbui-închisă. Pe alocurea însă petele galbene nemurdărite, cresc cu adân- cime.. Elementele de structură sunt lungărețe, și au o suprafață ondulată. Pseudo-mucegaiul calcaros precum și tubulețele calcaroase (vinișoare) sunt abundente. Orizontul D. 180—200 cm. Loessul este galben-deschis și cu tuburi de carbonați (vinișoare); crotovinelc sunt mai rare. In cazul când acest cernoziom este invadat de pădure, atunci el se schimbă mai mult sau mai puțin. Această schimbare, după cum am amintit mai sus, se numește degradare, are un caracter de formare a podzolului și atinge atât însușirile chimice ale solului, cât și deosebirile lui morfologice. In ce privește schimbările chimice (vezi cap. III), după cum se știe, esența procesului formării podzolului, constă în făptui, că dezagregarea massei so- lului se produce sub influența unei umidități în mediu acid, și în legătură cu aceasta, în sol se formează o serie de orizonturi și suborizonturi1), caracte- ristice acestui proces. Anume, soluțiunea acidă, descompunând materialul solului, duce din orizonturile superioare mai întâiu carbonații alcalino-pă- mântoși, ușor solubili în aceste condiții, și apoi sesquioxizii (R2O3 ^2^5^’ lăsând pe loc silicea. Astfel, pe câtă vreme în profilul cernoziomului se ’) După terminologia rusă, prin termenul «orizont» înțeleg pretutindeni acele părți ale profilului, cari apar în evidență, mulțumită însușirilor morfologice, și cari se deosebesc astfel (morfologic) ușor unele de altele. Uneori însă, când orizontul nu e absolut egal pretutindeni din punct de vedere morfologic, deosebesc două (sau mai multe) părți, pe care le numesc «sub- orizonturi». Expresia «eluviu» o întrebuințez în sens obișnuit, iar «iluviu» — în sensul, între- buințat de VlSOTCHI, care l-a și introdus în literatură. DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 11 observă o repartizare egală a oxizilor, în profilul solului degradat vedem o schimbare pronunțată în această repartizare, în care privință putem stabili următoarele trei caracteristice: i . Acumularea de S i O2; aceasta are loc în pătura superioară și se provoacă prin spălarea tuturor celorlalți oxizi din această pătură; prin aceasta cantitatea acestor din urmă oxizi se micșorează, iar procentul de si- lice, firește urmează să se mărească. Astfel, aici avem o acumulare eluvială deSiO2. 2. Acumularea de oxizi și s e s q u i o x i z i R2 O3, RO, R2 O și P2®5 ’ aceasta are loc ta 0 adâncime mai mare sau mai mică și se pro- voacă prin spălarea acestor oxizi în direcția de sus în jos și precipitarea lor. Astfel aici, avem o acumulare iluvială. Și înfine, 3. Acumularea de R.,0 și I’2O5 în pătura superioară; aceasta se provoacă prin acțiunea plantelor. Această formare a orizonturilor eluviale și iluviale este însoțită de o serie de însușiri morfologice noi, cari lipsesc în cernoziom și cari fără îndoeală rezultă din noile condițiuni ale compoziției chimice ale orizonturilor din sol. Aceste înșușiri morfologice sunt ușor vizibile și cercetarea lor mai deaproape ne ajută la rezolvarea chestiunii: dacă are loc degradarea solului și la recunoaște- rea stadiului ei. Astfel se prezintă ca un criteriu vizibil pentru clasificarea solurilor antestepei. Caracterele morfologice ale degradării sunt următoarele: 1. înainte de toate intensitatea colorii închise a orizontului cu humus descrește, ceeace se pro- voacă atât prin descompunerea humusului, cât și prin acumularea de Si09. 2. In legătură cu micșorarea cantității rezervelor de humus, se micșorează și puterea orizonturilor cu humus; această micșorare a puterii se observă clar nă și în primele stadii ale degradării, și mai cu seamă în orizontul de tran- ziție. 3. Caracterul tranzițiilor orizonturilor dela unul la altul se schimbă simțitor; în primele stadii de degradare începe a se zări o limită între orizontul «de tranziție» și orizontul de loess, așezat mai jos, și astfel tranziția nu se mai face pe nesimțite, cumse făcea la cernoziomul tipic. Apoi, pe măsură dizolvării și îndepărtării humusului, se pronunță tot mai tare și limita dintre orizontul cu humus superior (A) și orizontul de tranziție (B). 4. Carbonații se spală, se levigează din orizonturile superioare în cele inferioare la o adâncime mai mare, sau mai mică, și trecerea orizontului, lipsit de carbonați, în orizontul- cu carbonați se manifestă în mod mai net sau mai puțin net, după sțadiul degradării. In extremele stadii ale degradării, când avem de a face cu un sol podzolit gri-deschis, se formează un foarte pronunțat orizont de acumulare iluvială a carbonaților, care se vede foarte clar în profilul vertical: linia «efer- vescenței» e bine pronunțată sub orizontul brun-roșcat, superior, lipsit de carbonați. Până și forma carbonaților e diferită în cernoziom și în solurile degradate: pe când în orizontul cu carbonați al cernoziomului avem un abun- dent pseudo-«mucegaiu» de carbonați, în care în direcția de sus în jos apare și carbonați pulveriformi (formă microcristalmă), depuși pe păreți' porilor; •< Jr- Institutul Geologic al României \ 16 R/ 1 2 N. FLOROV în orizontul cu carbonați al solurilor gri-deschise podzolite avem numai car- bonați pulveriformi, iar pseudo-mucegaiul lipsește. In solurile de tranziție avem, probabil, ambele forme de precipitare de carbonați una lângă alta. 5. Sesquioxizii, precipitați în procesul degradării, asemenea se spală din pă- tura superficială în orizonturile inferioare ale solului, unde, după cum am spus mai sus, formează un orizont iluvial. Acesta din urmă poate fi exprimat mai mult sau mai puțin clar deasemenea în raport cu stadiul degradării. For- marea orizontului iluvial al acumulării sesquioxizilor este însoțită de următoa- rele însușiri morfologice: a) orizontul obține o compacitate mai mare și se face cleios în urma cimentării sale cu sesquioxizi; b) orizontul capătă și o co- loare brun-roșcată, mulțumită acelorași sesquioxizi; c) și înfine obține o structură prizmatică. Toate aceste însușiri sunt criterii bune pentru a recu- noaște, dacă solul e degradat, fiind totodată și hotărîtoare în precizarea sta- diului degradării, deoarece cu cât solul e degradat mai tare, cu atât aceste însușiri se pronunță mai intens. Apariția acestor însușiri în stadiile începătoare ale degradării se observă de obiceiu în locul, unde se întâlnește orizontul brun-roșcat cu orizontul cu carbonați, iar pe măsură, ce se intensifică degradarea și humusul se spală din orizonturile superioare, acele însușiri se extind și asupra acestor din urmă orizonturi; astfel în ultimele stadii ale degradării avem un orizont brun-roșcat de o putere mai mare sau mai mică, care este așezat direct sub orizontul gri-deschis cu humus foarte podzolit, sub el are un orizont gălbui deschis cu carbonați, și e foarte bine delimitat de ambele orizonturi. 6. Silicea, care se formează în procesul de- zagregării, se depune în orizontul superficial, pe care îl face să aibă o coloare cenușie albicioasă. In cazul, când silicea se acumulează într’o cantitate mai mare, orizontul cu humus capătă o coloare gri-cenușie, pierzând cu totul structura granuloasă inerentă cernoziomului și căpătând o structură sistoasă și uneori chiar foioasă. SiO2 se acumulează, deasemenea, și mai jos, în ori- zontul brun-roșcat, depunându-se acolo ca o fină presurare pe suprafața ele- mentelor prizmatice sau nuciforme și în crăpăturile dintre ele. Din descrierea însușirilor morfologice, făcută aici, însușiri, cari însoțesc procesul formării podzolului, vedem, că formarea orizonturilor principale, caracteristice procesului, și anume a orizontului de acumulare eluvială de si- lice, a orizontului de acumulare iluvială de sesquioxizi și a orizontului iluvial de carbonați, este însoțită de apariția unei colori și structuri particulare și caracteristice fiecărui orizont. In ce privește coloarea orizonturilor, în ulti- mele stadii de degradare profilul solului capătă cinci orizonturi, cari se deose- besc clar în colorile lor, și anume: 1. Orizontul superior cu humus, de coloare gri-deschisă; 2. Orizontul cenușiu, a cărui coloare e datorită petelor și acumu- lărilor de silice pulverulentă; 3. Orizontul brun-roșcat (iluviul de R2 O3); 4. Orizontul deschis, aproape alb (iluviul carbonaților) și 5. Orizontul mai puțin deschis, galben, loesul, puțin alterat. DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 1.3 In solurile foarte degradate, de exemplu în solurile gri-deschise podzolite, aceste cinci orizonturi se separă în mod foarte net unul de altul. Asemenea radical se deosebesc și particularitățile de structură ale fiecărui orizont. Să ne oprim puțin la aceasta din urmă. După cum vedem, din descrierea cernoziomului, în profilul vertical al acestui sol, observăm trei tipuri de structură: a) în orizontul cu humus (A) o structură granuloasă; b)în orizontul de tranziție (B) o structură macrogra- nuloasă și c) în orizontul inferior (C) o structură în coloane neregulate (forma granuloasă lungăreață). La solul gri-descbis podzolit, care reprezintă un stadiu ultim de degradare, observăm în mod consecvent următoarele tipuri de structuri. In orizontul cu humus structura solului capătă o formă tipică șistoasă, fiecare lamelă desfăcându-se ușor în altele subțiri1) (aproximativ 0,5 mm. grosime); și în sfârșit și acestea din urmă se desfac ușor la rândul lor, în foițe foarte subțiri, cari, în bucățele mici ne amintesc de «prizmei e» mărunte (vezi mai jos descrierea prizmei); dar spre deosebire de «prizma» orizonturilor brun-roșcate, ele sunt așezate orizontal, și nu vertical. Suprafața fiecărei lamele este puțin pătată, deoarece aici avem când pete albe, când pete ruginii. Aceeași structură se extinde și pe orizontul așezat sub orizontul cu humus, care e bogat în pete de silice, și din care cauză el adeseori se di- stinge prin coloarea sa albicioasă. Petele albe pe suprafața «lamelelor» în acest orizont sunt și mai dese, alternând cu petele ruginii, cari sunt mai rare. La- melele acestui orizont, ca și ale orizontului cu humus, se desfac ușor în foițe, cu muchi tipice și cu fețe netede, cari ne amintesc de aceleași însușiri, pe cari le are și «prizma», dar aici ele se prezintă orizontal, și nu vertical. In orizontul brun-roșcat al solului gri-deschis podsolit avem o structură prizmatică. Deosebirea acestei structuri de cea granuloasă a cerniozio- mului este următoarea:2) a) numărul total al fețelor, limitând această «prizmă», este relativ mic, și în orice caz mai mic, decât la granulele cernoziomului, care, după cum am spus mai sus, este cu multe fețe; b) fețele fiecărui element sunt plane, iar muchiile drepte; c) din cauza aceasta, suprafața prizmei nu e onduloasă, ca aceea a granulelor cernoziomului, ci cu muchi pronunțate; d) fețele limitând corpul «prizmei», sunt așezate mai mult sau mai puțin re- gulat, ceeace dă prizmei un caracter simetric, și creiază o asemănare cu forma cristalografică a prizmei, justificând astfel întrebuințarea termenului de «priz- mă» ; e) prizmele au o formă lunguiață ca și colonașe’e lunguiețe ale cernozio- amului din orizontul B și C, dar spre deosebire de acestea din urmă, prizma este mai compactă (fiind cimentată de coloizi) și are o suprafață lucioasă, adeseori acoperită cu pete dendritice brune-închise, cari urmează tiparurile rădăcinilor mici; f) dacă lovim «prizma», ea se desface în bucățele mai mărunte, dar de ’) Vezi anexa-fotografia elementelor de structură, Tabla II și III. 2) Vezi anexa-fotografia elementelor de structură, Tabla II și III. Institutul Geologic al României >4 N. FLOROV acelaș tip prizmatic, adică cu fețe plane, lucioase, cu muchi drepte ș. a. m. d.; g) baza «prizmei» este de obiceiu plană, iar uneori baza de jos este mai mare sau mai mică decât baza de sus, așa că «prizma» ia o formă întrucâtva pira- midală. Dimensiunile prizmelor în orizontul brun-roșcat nu sunt pretutindeni egale; în partea superioară a orizontului avem «prizme mărunte». După cum am arătat mai sus, în această parte a orizontului, adică unde orizontul brun- roșcat se întâlnește cu orizontul cu humus, observăm și o structură în formă șistoasă, precum și prizme mărunte, așezate orizontal; și în fine, în acelaș suborizont mai întâlnim și o structură «nuciformă». Aceste elemente nuci- forme ale solului gri-deschis podzolit se deosebesc de macro-granulele cerno- ziomului prin faptul că, a) suprafața elementelor nuciforme e acoperită cu o presurare de SiO2; b) aceste elemente au o duritate însemnată; c) au mai departe, o suprafață netedă, și nu onduloasă, ca cele ale cernoziomuluiJ), și d) în sfârșit, dacă le lovim, ele se desfac în bucățele mici, cari mai totdeauna au forma și toate însușirile «prizmei». Pentru a demonstra aceste însușiri ale solului gri-deschis pod- zolit, voiu descrie un asemenea profil de sol, din Cu li c ove a, gub. Kiev: Orizontul A,O—20 cm. Orizontul cu humus, este sărac în humus, cenușiu- deschis și are o structură șistoasă; pe suprafața fiecărei lame se găsește o precipitațiunc de pul- bere de SiO2 abundentă. Limita dintre acest orizont și orizontul următor este foarte vizibilă. Orizontul B, 20—40 cm. Orizontul albicios de silice, are o structură nuciformă-prizmatică; e lipsit de coloarea închisă a humusului, pe alocurea se văd pătrunderi și pete din pătura cu humus superioară. Coloarea elementelor nuciforme este brună; pe su- prafața elementelor se observă deasemenea pulbere de SiO2 abundentă; dacă le lovim, ele se desfac în bucățele mici, cari ne amintesc prizmele prin faptul, că sunt lunguiețe și cu muchii ascuțite. Limita dintre acest orizont și orizontul următor, e vizibilă, dar nu prea pronunțată. Orizontul C 40—130 cm. Orizontul brun roșcat de sesquioxizi. Este foarte cimentat și are o structură prizmatică; în suborizontul superior «prizmele» sunt mici. Când e umed, pământul devine cleios. «Prizma» are o suprafață lucioasă și e acoperită cu desene dendritice. Suborizontul inferior arc «prizme» din ce în ce mai mari. Orizontul D, 130—200 cm. Orizontul de loess cu carbonați. Galben- deschis (iluviul de carbonați). Carbonații sunt depuși în abundență pe pereții porilor. Pseudo- mucegaiul de carbonați lipsește, având pretutindeni numai tuburi de carbonați. Limita dintre acest orizont și orizontul superior lui este reprezentată prin o linie onduloasă și foarte pronunțată. Orizontul E, peste 200 cm. Roca mumă. Loessul galben-deschis are mai puțini carbonați și se confundă cu orizontul de mai sus pe nesimțite. Descrierea solului gri-deschis, făcută aici, caracterizează așa dar ultimul stadiu de degradare a cernoziomului de stepă. Intr’adevăr în natură se ob- servă o serie întreagă de momente de tranziție, caracterizând, evident, tot mersul transformării cernoziomului în solul gri-deschis podzolit, și antestepa ‘) Vezi fotografia elementelor de structură, tabla II și III. Institutul Geologic al României IGRZ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ regiunei Kievului prezintă în această privință o regiune foarte elocventă. Gama tranziției treptate a cernoziomului în solul gri-deschis se poate urmări uneori și pe un teritoriu mic. Având ocazie în timpul lucrărilor mele pe teren a întâlni momente bine definite din această gamă1) a degradării, am elaborat următoarea schemă: Primul stadiu de degradare e prezentat prin soluri, cari în esență nu se disting încă pronunțat de cernoziomurile tipice și în cari însușirile procesului de degradare abia sunt exprimate; în orice caz, în aceste soluri noi nu ob- servăm încă orizontul brun-roșcat de acumulare a sesquioxizilor; pe de altă parte, aceste soluri nu se pot alătura la cernoziomurile tipice, deoarece ele au pierdut fără îndoeală caracterul și însușirile tipice ale cernoziomului de stepă. Mai întâiu aceasta se constată prin faptul, că ele au pierdut structura lor gra- nuloasă tipică; grăuntele însă într’adevăr s’a păstrat, dar și-a schimbat radical aspectul lui exterior, pierzându-și luciul, și conturile sale onduloase, căpătând muchi ascuțite și lungindu-și forma sa, ceeace creează o oarecare asemănare cu «prizma». Secundo, pe suprafața grăuntelui se observă o presurare de SiO„ lucru, care arată clar, că a început deja procesul degradării2). In rândul al treilea, de obiceiu la o oarecare adâncime (mai des în pătura nearabilă) se ivește o structură șistoasă,clar vizibilă. In sfârșit, în rândul al patrulea, car- bonați! se levigează de obiceiu în jos, și nivelul, la care începe acest orizont în profil, este adeseori net, după tipul repartizării lor la solurile degradate. Toate aceste însușiri nu mai permit a alătură aceste soluri Ia cernoziom, dar pe de altă parte, n’avem nici temeiu de a le confundă cu acele derivate degradate ale cernoziomului, cari și-au format deja un orizont brun-roșcat. Din această cauză, le-am și deosebit într’o grupă a parte, și anume în grupa «cernoziomului degradat». Al doilea stadiu de degradare e prezentat de acele soluri, în privința că- rora avem de a face deja cu o formare clară de orizonturi de acumulare eluvială a Si 0o, si de acumulare iluvială a R„O, si a carbonatilor, deși aceste orizonturi & * _ o > > > nu sunt încă tocmai bine pronunțate. Ca un exemplu de caracterul morfologic al profilului acsetor soluri, pe cari le numim «soluri gri-închise podzolite de a n t e - step ă» poate servi următorul profil: Groapa s’a făcut pe o pantă dulce în orașul U m a n i, gub. Kiev. a) Vezi anexa: caietul de cercetări pedologice, la sfârșit. 2) Astfel, în aceste soluri se observă deja orizontul de acumulare eluvială a Si O-, pe când orizontul brun-roșcat lipsește încă. Trebuie să arătăm, că și analiza globală confirmă, că în sol poate aveă loc o acumulare de SiO2, pe câtă vreme acumularea de R2O3 nu se obstrvă încă; cu alte cuvinte în stadiul începător de degradare tocmai repartizarea Si O2, și nu R2 O3 ne dă un indiciu mai stabil și mai precis, cum că degradarea a început, deoarece primele precipitațiuni de R2 O3 pot fi ușor spălate și duse în adânc prin apele de precipitațiune în apele subterane. Institutul Geologic al României 16 N. FLOROV Orizontul A, O—45 cm. Orizontul cu humus, este omogen colorat, și cu struc- tura șistoasă. Lamelele, însă, nu sunt tocmai tari; dacă le lovim, ele se desfac, dând: aj bulgăraș de formă neregulată ; b) multe clemente pulverulente și c) elemente în formă de granule. Gra- nulele însă nu pot fi trecute în categoria celor din cernoziom, deoarece ele sunt lipsite de ca- racterul ondulos, inerent cernoziomului, nu are multe fețe, și muchiile sunt adeseori lungi, ascuțite și drepte; de altfel găsim și grănule tipice cernoziomului, mai ales în partea inferioară a orizontului. Pretutindeni ființează preș urarea de SiO2, dar nu prea în abundență. In jos dimen- siunea elementelor de structură se mărește, luând un caracter granulos-nuciform. Tranziția spre orizontul următor nu este bruscă, dar totuș se stabilește ușor pe profil. Orizontul B, 45—iiocm. Orizontul brun r o ș c a t. Partea lui superioară (aproxi- mativ până la o adâncime de 70 cm.) și-a păstrat încă coloarea de humus, care se vede bine alături de coloarea brun-roșcată, iar în jos dispare destul de repede. Partea inferioară e lipsită de coloarea neagră a humusului, iar coloarea brun-roșcată e mult mai intensă. Astfel, după caracterul colorilor, orizontul se împarte în două suborizonturi: suborizontul superior cu humus, și suborizontul inferior, propriu zis brun-roșcat. Aceste două suborizonturi se deosebesc unul de altul și după structură: în suborizontul cu humus elementele de structură sunt puțin mai lunguiețe, având astfel o oarecare asemănare cu «prizmele; dealtfel prizma este încă puțin cimentată, nu e tare, și se desface fie în bulgărași fără nici o formă, fie în elemente granuloase sau prizmatice. In suborizontul inferior prizma este mult mai tipică, tare, are o coloare brun-închisă, o suprafață puțin lucie și netedă, și cu muchii ascuțite. Elementele pulverulente și de bulgărași sunt foarte puține. Pretutindeni sunt în abundență găuri de rozătoare de stepă (crotovine») și de viermi. In jos suprafața «prizmei» devine mai moale și mai onduloasă, și astfel se înfăptuește tranziția spre loes. Orizontul C, 110—200 cm. Orizontul deloes, este galben deschis, puțin roșcat și foarte bogat în carbonați. El este delimitat de orizontul superior printr’o linie onduloasă palid- deschisă (linia efervescenței). Pretutindeni sunt găuri de cărtețe și viermi, leosul este pătruns de tuburi și mucegaiuri de carbonați. Din această descriere vedem, că solurile, pe cari le numesc «soluri gri- închise podxolite ale antestepii» posedă toate însușirile morfologice ale orizon- turilor eluviale și iluviale, deși aceste însușiii nu sunt tocmai pronunțate. Dealtfel, în ce privește intensivitatea acestei pronunțări, și în deosebi în ce privește gradul pronunțării orizontului brun-roșcat, vedem, că există diferite variante, fiind diferită intensitatea acțiunii procesului degradării față de sol. Din acest punct de vedere, grupa examinată de soluri, am împărțit-o în două categorii; prima categorie este reprezentată de solul asemănător celui descris mai sus (orașul Umani). Cât privește categoria a doua, aici enumerăm solu- rile, într’un stadiu de degradare mai înaintat, decât cele precedente, și cari nu sunt altceva, decât o tranziție spre solurile gri-deschise. Spre deosebire de solurile din categoria întâia, constatăm aici o puternică pronunțare a ori- zontului brun-roșcat, compact, cleios și de o structură prizmatică evidentă. La fel și orizontul superior cu humus are o putere mai mică, decât aceea a so- lurilor din categoria primă, iar suborizontul cu humus al orizontului brun- roșcat este foarte mic, conține puțin humus și la o adâncime de aproximativ 60 cm. trece brusc la suborizontulurmător, adecă la suborizontul brun-roșcat și lipsit de humus. In legătură cu aceasta, simptomul cel mai caracteristic pentru Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 17 solurile gri-închise podzolite este puterea orizontului brun-roșcat și a subori- zonturilor sale în raport cu puterea generală a întregei părți cu humus a pro- filului. In prima categorie a solurilor gri-închise podzolite, suborizontul brun-roșcat are o putere foarte mică și în orice caz mult mai mică, decât sub- orizontul cu humus, pe când în solurile din categoria a doua, din contră, suborizontul brun-roșcat devine de o putere mai însemnată, desvoltându-se de jos în sus spre suborizontul cu humus, și zicând așa pe contul lui. Astfel puterea suborizontului brun-roșcat în raport cu puterea întregei părți cu humus a profilului este mult mai mare în solurile din categoria a doua, decât la aceea din categoria întâia. Astfel, avem un mijloc foarte bun pentru a di- stinge aceste două categorii ale solurilor gri-închise. Solurile din prima ca- tegorie le-am numit: soluri gri-închise puțin podzolite; iar pe cele din categoria a doua, soluri gri-închise podzolite. Ultima verigă din seria solurilor degradate este solul gri-podzolit, descris mai sus. Modificarea cernoziomului sub acțiunea procesului degradării este aici mai puternică, decât în solul gri-închis podzolit, și în profilul vertical vedem cele cinci orizonturi, descrise mai sus, dintre cari unele sunt clare, iar altele mai puțin distinse. Aceste soluri se deosebesc de cele din grupa pre- cedentă în mod evident, și simptomul cel mai hotărîtor în această privință este lipsa totală a colorii închise a humusului în suborizontul brun-roșcat. Ca și grupa precedentă, și această grupă se împarte în două categorii, după gradul de pronunțare a procesului degradării și în special după cantitatea de pulberesilicioasășidupă numărul petelor albicioase de SiO2. Prima categorie, pe care am numit-o: soluri gri-podzolite, are o acumulare însem- nată de SiO2, dar totuș nu într’o așă măsură, ca în profil să se distingă un orizont special alb-cenușiu. In categoria a doua, numită soluri gri-des- chise podzolite, există un asemenea orizont, și dacă acesta nu e în- totdeauna cu totul alb, totuș în orice caz abundența petelor albe de Si O2 îl distinge destul de clar în profil. Asemenea și orizontul brun-roșcat e mai pronunțat în categoria a doua, atât prin coloare, cât și prin cimentarea și structura sa. Astfel, la baza schemei mele de clasificare stă gradul de pronunțare a procesului degradării. Dintre toate însușirile, caracteristice acestui proces, și descrise mai sus putem însă indica pe acele, cari cu toată siguranța le putem consideră ca hotărîtoare și conducătoare în determinarea stadiului degradării solului, adică «acele însușiri, de cari sunt legate, cât mai adânc, cât mai bine majoritatea celorlalte însușiri» ale degradării1). După cum se vede din cele spuse mai sus, aceste însușiri sunt următoarele: i.Prezența sau absența ori- zontului brun-roșcat; 2. Structura granuloasă completă sau distrusă în ori- zontul cu humus; 3. Prezența sau absența colorii închise a humusului în x) NEFIODOV, Pocivovedenie, 1908, 4. 2 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României i8 N. FLOROV orizontul brun-roșcat; si 4. Prezența sau absența orizontului alb de acumu- lare de SiO2. Plecând dela acest punct de vedere, grupăm astfel solurile de antestepă ’): 1. Cernoziomul (diferite variante după cantitatea de humus și com- poziția mecanică) 2). 2. Cernoziomul degradat, adică cernoziomul, în care struc- tura granuloasă este deja distrusă de procesul degradării; pe păreții elementelor de structură se observă o slabă presurare de Si O2, ș. a. m. d.; nu se observă însă orizonturile de acumulare iluvială de R2 O3 și Ca CO3, sau se observă foarte slab. 3. Solul gri-închis slabpodzolit3) Orizontul brun-roșcat de acumulare de R„ O3 și orizontul galben deschis de carbonați sunt clar pro- nunțate. Puterea orizontului brun-roșcat este neînsemnată; suborizontul său superior este colorat prin humus. 4. Solul gri-închis podzolit. însușirile grupei precedente sunt mai vădit pronunțate. Puterea suborizontului brun-roșcat este însemnată. 5. Solul gri podzolit. însușirile morfologice ale orizonturilor eluviale și iluviale sunt extrem de pronunțate; coloarea închisă de humus lipsește în orizontul brun-roșcat. 6. Solul gri-deschis podzolit4). însușirile grupei a V-a sunt pronunțate și mai vădit; în orizontul podzolit se observă pete abundente de acumulare de Si O2. Orizontul este chiar peste tot albicios. Clasificând solurile antestepei a Kievului după principiul arătat, schema de clasificare are următoarea alcătuire. (Tabela 1). *) Vezi planșa în colori Tabla I. 2) Vezi profilul no. 56 în Tabla I. în colori. 3) Vezi profilul no. 77 din Tabla I. în colori. ■’) Vezi profilul no. 76 din Tabla I. Ja Institutul Geologic al României IGR/ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 19 T I BEL A No. r SCHEMA DE CLASIFICARE A SOLURILOR DIN REGIUNEA ANTESTEPH Orizontul brun roșcat | v Lipsește Ființează Structura granuloasă v v Complectă Distrusă mai mult sau mai puțin Coloare de humus în orizontul brun roșcat. I Cernoziom II Cernoziom degradat. Este pronunțată A dispărut Puterea suborizontului brun roșcat (în raport cu puterea to- tală a părții cu humus). Orizontul cenușiu (acumularea de SiO;) direct sub orizontul cu humus. Este neînsemnată. însemnată. Lipsește. Este pronunțat III Sol gri-închis puțin podzolit 1Ă' Sol gri-în- V Sol gri VI Sol gri deschid chis podzolit podzolit podzolit 20 N. FLOROV CAPITOLUL III. CHIMIA PROCESULUI DEGRADĂRII i. Observațiunile generale pe teren au arătat, că schema aceasta orientează foarte bine pe cercetător în lucrările pe teren. Pe de altă parte, am făcut o serie de analize globale ale păturilor solurilor în diferite stadii de degradare, cu scopul de a verifică schema de clasificare arătată și din punct de vedere chi- mic. Aceste analize au stabilit precis, că procesul degradării, care creează în cernoziom modificările morfologice, descrise mai sus, mai provoacă și schim- bări chimice tot așă de esențiale. Aceste schimbări, după cum am mai amin- tit, au ca rezultat la urma urmei, o schimbare radicală în repartizarea compușilor chimici în profilul solului, provocând neomogenitate în compoziția diferitelor orizonturi ale profilului și formând acumulări de feluriți compuși în diferitele orizonturi ale solului. E de remarcat, că diferitele stadii morfolo- gice de degradare corespund în total și gradului acumulării acestor compuși și astfel în privința repartizării sărurilor în profilul solului avem aceeaș gamă de tranziție dela cernoziom la solurile gri-deschisc podzolite, pe care am sta- bilit-o și în privința morfologiei solului. Expunerea amănunțită a tuturor datelor analitice, obținute în laboratorul meu de pe lângă catedra agronomică a Universității din Kiev și publicate în «Materiaux des recherches pedologiques dans le district du guv. Kiev» nu intră în scopul acestei lucrări, și deaceea mă voiu mărgini numai la expunerea câtorva date din analizele globale ale oiizonturilor dela două profiluri de soluri din guv. Kiev, și anume pentru cernoziom (comuna Uzin) și pentru un derivat foarte degradat al cernoziomului, adică pentru solul gri-deschis podzolit (comuna Cocerginți), spre a demonstra diferența dintre tipurile extreme (vezi tabela No. 2 și cifrele din tabela 7, anexe). ICR/ Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 21 TABELA No. o DATELE ANALIZELOR GLOBALE ALE PROFILELOR DE SOLURI I ANALIZA GLOBALĂ A CERNOZIOMULUI. A. Diagrama analizei globale a unui profil de cernoziom pe loess. Comuna Uzin. Guv. Kiev; probe dela adâncimile: o, 50, 140, 220, 380 cm. Analizele se referă la 100 Fig. 2 B. Diagrama aceloraș analize, so- cotite pentru solul uscat la tempe- ratura laboratorului, împreună cu humusul și carbonații. II ANALIZA GLOBALĂ A SOLULUI GRI-DESCHIS PODZOLIT. A. Diagrama analizei globale a solului gri-deschis podzolit pe loess. Comuna Cocei- ginți, guv. Kiev. Probe dela adâncimile: o, 15,30, 150, 200, 225, 280 cm. Analizele s’au socotit la 100 părți sol lipsit de humus și carbonați, uscat la IO5°C. Fig. 4 B. Diagrama aceloraș analize so- cotite pentru solul uscat la tem- peratura laboratorului, împreună cu humusul și carbonații. Fig. 3 \ ICRĂ Institutul Geologic al României 22 N. FLOROV Schimbarea treptată în compoziția chimică1) a profilului în funcțiune de intensitatea degradării se vede foarte bine în tabela No. 3, unde dăm totali- zarea cifrelor rezultate din analiza a 11 profiluri de soluri, cari se găsesc în di- ferite stadii de degradare din gub. Kiev (analizele sunt publicate deja în lu- crarea menționată). Această tabelă arată pentru fiecare tip de sol numai diferența dintre conținutul maximal ale fiecăruia din oxizi în profil TABELA No. 5 ACUMULAREA OXIZILOR ÎN PROCESUL DEGRADĂREI') Cernoziom (media pentru două pro- file) Cernoziom degra- dat (media pentru două profile) Sol gri-inchis podzolit (media pen- tru patru profile) 1 Sol gri deschis podzolit (media pent.u trei profile) j Acumularea eluvială de SiO.; în orizontul superior al profilului O.QO 2.19 3-6/ 5-91 Acumularea iluvială de AL O. în orizonturile in- ferioare ale profilului 0.92 1-25 t-53 2.46 Acumularea iluvială de Fe2 O:, în orizonturile in- ferioare ale profilului 0.48 o-5i o-73 i-3i Acumularea iluvială de Ca 0 în orizonturile in- ferioare ale profilului 0.80 1.20 1.09 1.00 ! Acumularea iluvială de Mg O în orizonturile inferi- oare ale profilului O.2O — 0.10 0.20 1 Acumularea iluvială de K2 0 în orizonturile infe- rioare ale profilului 0.08 — 0.28 0.28 Acumularea iluvială de Na., O în orizonturile infe- rioare ale profilului 0.1 2 0.06 0-15 0.28 Acumularea iluvială de Pe O- în orizonturile infe- rioare ale profilului 0.01 — 0.01 0.03 Acumularea veget. de K. O în orizontul super. . 0.02 0.28 0 20 ■— Acumularea veget. de Na, O în orizontul super. . . 0.05 005 0.02 — Acumularea veget de P2 O5 în orizontul super. . . 0.04 003 0.03 0.03 și conținutul lui m i n i m a 1, cu alte cuvinte tabela arată proporția acumulării diferiților oxizi în profil în diferitele stadii de degradare. Dejă amintită; vezi pag. io. •) Cifrele arată diferența între cantitatea maximă și cea minimă a fiecăruia din oxizii con- siderați la un acelaș tip de sol dela ii analize de soluri în diferite stadii de degradare. DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 23 Comparând diferitele tipuri de oxizi, vedem ușor din această tabelă, că mai caracteristice pentru procesul degradării sunt datele pentru Si O2; pro- porția acumulării eluviale a acestui oxid crește absolut regulat dela cernoziom spre solurile gri-deschise, deosebindu-se clar diferitele stadii de degradare. Tabloul acumulării A12O3 nu mai manifestă aceeaș regularitate; și înfine se observă o și mai mică concordanță între stadiile de degradare ale solului și acumularea de Fe9O3. Toate aceste le înțelegem bine, dacă luăm în consi- derare că s o 1 a Si O2, având o foarte mică rezistență, se precipită chiar în locul formării sale, fără a se mai transportă aproape deloc în adâncime prin apele solului. Solele de R2OS, însă, sunt relativ mai persistente în zonele noastre climaterice și fiind transportate de apele de infiltrare, pot ajunge ușor în apele subterane, și sunt scoase astfel din sfera formării lor. Aceasta din urmă e mai ales just în privința Fe2 O3, a cărui soartă poate fi din această cauză foarte variată, fiind supus influenții diferiților factori, ca apelor de precipitai e, re- liefului terenului, compoziției mecanice a pământului, etc. Astfel nu e de mi- rare, dacă și proporția acumulării Fe, O3 poate varia foarte mult, chiar când solurile au aceleași stadiu de degradare, și deaceea adeseori nu vedem o con- cordanță deplină între Fe2 O3 și Si O2, care, după cum am spus, e ferit mai mult de alte influențe. Comparând totalizarea datelor analizei globale, date ce le-am obținut în laborator, cu stadiile de degradare, stabilite de mine pe baza însușirilor morfologice, putem da acestor stadii următoarea caracteristică chimică: Stadiul I: In legătură cu creșterea umidității se începe și o disolvare in- tensivă a carbonaților, cari sunt duși de apă în jos; humusul se descompune; din silicați sunt puși în libertate hidrații de Fe, Al, etc.; în orizonturile super- ficiale se precipită coloidele de Si O2, iar R2O3 sunt scoși din aceste orizonturi; hidrații de R2O3 se levigează din orizontul superior și în parte se precipită în orizonturile inferioare; această precipitare producându-se mai ales în orizon- tul cu carbonați. Proporția acumulării de Si O2 și R2 O3 nu e mare. In legătură cu faptul, că în orizonturile inferioare se acumulează coloidele cu multă apă constituțională, în aceste orizonturi se provoacă și o acumulare de apă chimic legată. In ce privește K2 O și P2 O5, la solurile din acest stadiu se observă o acu- mulare a lor în orizontul superficial ca o urmare a acțiunei selective a vieții vegetale. Procesul antagonist de levigare nu este atât de intens, încât să poată crea prin iluvionare o acumulare destul de sensibilă în orizonturi infe- rioare. Na2 O formează de obiceiu o acumulare iluvială. Conținutul general a humusului în orizontul superficial scade; iar orizontul de iluviu de carbonați se lasă tot mai jos. După terminologia mea, acest stadiu corespunde «cer- noziomurilor degradate», adică unor astfel de soluri, cari în procesul degradării, n’au apucat încă să formeze orizontul brun-roșcat. Institutul Geologic al României 16 RZ 24 N. FLOROV Stadiul II: Odată cu mărirea acumulării de silice în orizontul superficial, se produce și o acumulare însemnată de R2 O3. Această acumulare, are lor de preferință aproape exclusiv în orizontul cu carbonați, pe când orizontul brun-roșcat (lipsit de carbonați), care se formează deja în acest stadiu, arată numai o slabă acumulare de R2 O3. Acumularea superficială (vegetală) de K2O e adeseoii distrusă din cauza spălării și transportării acestui oxid în orizonturile inferioare, unde se formează un slab orizont iluvial. Aproape tot- deauna se formează și un iluviu de Na2O, a cărui proporție este de obiceiu mai mare, decât în stadiul precedent. Insfârșit, P2 O5, fiind acumulat la su- prafață, formează uneori și o acumulare iluvială, dar nu totdeauna. Paralel cu reducerea generală a cantității de humus în orizontul superficial, și cu lăsarea în jos a iluviului de carbonați, se produce o schimbare în repartizarea acestor substanțe în păturile solului și anume: a) Cantitatea de humus des- crește foarte repede dela suprafață spre adânc; b) trecerea dela orizontul lipsit de carbonați, la orizontul cu carbonați e bruscă, adică orizontul cu car- bonați începe deodată printr’o acumulare însemnată de carbonați. In schema mea de clasificare acest stadiu corespunde solurilor gri-închise p o d z o 1 i t e. Stadiul III: Precipitarea sesquioxizilor se observă nu numai în cuprinsul orizontului cu carbonați, ci și în orizontul superior, care devine brun roșcat, și în care sesquioxizii ajung la o acumulare chiar mai mare, decât în orizontul cu carbonați. Proporția generală de acumulare a R2O3 e în total mai mare, decât în stadiul precedent. Ș> mai mare este diferența dintre aceste stadii în privința Si O2: proporția acumulării de silice în orizontul superficial se ex- primă în cifre dela 5—7% în solurile g r i-d e s c h i s e, pe când în cele gri- închise, această acumulare de SiO2 ajunge numai la o cantitate de 3—4%. In ce privește K2O, acumularea superficială prin vegetație lipsește în acest stadiu cu desăvârșire, cedând locul său acumulării iluviale, iar acumularea iluvială de Na2 O ajunge aici la proporții și mai însemnate, decât în stadiul precedent. P2 O5 în majoritatea cazurilor formează paralel cu acumularea superficială (vegetală) și o acumulare iluvială, destul de bine pronunțată. Infine, în acest stadiu scade simțitor conținutul în humus. De obiceiu ori- zontul iluvial al carbonaților este intensificat și scoborît la adâncime mai mare; tot de o dată scăderea humusului de sus în jos se produce și mai repede, decât la solurile din stadiul precedent, iar trecerea dela orizontul lipsit de carbonați la cel cu carbonați devine și mai bruscă. Acest stadiu corespunde în schema mea solurilor gri și gii-deschise podzolit e. * * * 2. Procesul formării orizonturilor de acumularea oxizilor și mai cu seamă a SiO2 și R2O3 e extrem de interesant. Cu regret în această privință multe laturi ale chestiei rămân neclare. Astfel, de ce, și în ce condițiuni se precipită < Institutul Geologic al României KlGRZ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 25 oxizii ? Aici avem de aface cu un proces pur chimic, sau cu un proces de trans- portarea materiei în stare coloidală ? Care este rolul materiei organice în acest proces ? Toate aceste chestiuni (dar numărul lor mai poate fi mult mărit) așteaptă ceicetările respective. Găsesc totuș de cuviință să fac aici oarecari observațiuni cu privire la aceste chestiuni, bazându-mă pe datele analitice, obținute de mine. După cum ieesedin aceste date, soluțiile de SiO2șiR2O3, cari se formează în procesul distrugerii silicaților, au diferită soartă. Coagularea solei de Si O., are loc chiar în orizonturile superficiale1), adică chiar în locul formării acestei soluții. Invers solele de RoO3, sunt mai rezistente și reușesc a se scurge în jos, și numai Ia oarecare adâncime coagulează. Și atunci se naște întrebarea: cari sunt împrejurările, care condiționează această coagulare ? Ne având la dispoziție datele suficiente pentru rezolvirea definitivă a ace- stei chestiuni, găsesc de cuviință totuș să atrag atenția asupra următoarelor fapte. Coagularea coloidelor R2 O3 în regiunea, cercetată de mine, stă de obi- ceiu în legătură cu două cauze: 1. întâlnirea soluțiilor conținând R2O3 cu orizontul cu carbonați și 2. întâlnirea acelorași soluții cu un orizont imper- meabil, sau în orice caz cu orizonturi, care îngreuează filtrarea so luțiilor Să ne opiim asupra primului moment. Examinând datele analitice, privitoare Ia analiza globală a orizonturilor, se poate constata, că există o diferență mare între solurile aparținând Ia di- ferite stadii de degradare, în ce privește procesul acumulării R2O3. In tabela 4 arăt rezultatele analizei a 9 profile, determinând mărimea acumulării Al2 O3 și Fe2O3în diferitele orizonturi ale solurilor din diferitele stadii de degradare. Mărimea aceasta o determin prin aceea metoadă, pe care am aplicat-o și pen- tru tabela 3, și anume, am stabilit diferența între cantitatea oxidului în ori- zontul cu humus și orizontul mai jos așezat (brun-roșcat, sau în cel cu car- bonați). După cum reese din tabela acumularea Al2 O3în stadiile de degradare începătoare, adică în cernoziomul degradat, are loc exclusiv în orizontul cu carbonați, pe când orizontul așezat mai sus, nu arată deloc acumularea ace- stui oxid. Stadiul următor de degradare, adică stadiul formării solurilor gri- închise, puțin podzolite, și gri-închise podzolite, arată oarecare acumulare de Al2 O3 nu numai în orizontul cu carbonați, ci și în orizontul, așezat deasupra lui, adică în orizontul brun-roșcat. Acumularea în orizontul brun-roșcat, însă, nu are loc totdeauna (din 4 profile analizate s’a constatat numai în două pro- file) și afară deaceea, e puțin pronunțată, și în orice caz mai puțin, decât în orizontul cu carbonați, unde o constatăm totdeauna și unde acumu- *) Mulțumită faptului, că in condițiile solurilor podzolite «rcacțiunea acidă a solu- ției solului e foarte pronunțată și și electroliții, cari se află în această soluție sunt în cantitate suficientă pentru coagulare repede a solei SiO2». (vezi Hedroitz, Jurnalul (rus) de agronomie experimentală, 1 1908). 4 Institutul Geologic al României 26 N. FLOROV TABELA No. 4 PROPORȚIA ACUMULĂRII R2O3 ÎN DIFERITELE STADI I DE PUNCTELE CERCETATE ORIZONTURILE Acumularea (sau scăderea) în orizontul de tranziție și lipsit de carbonați a! cer- noziomului degradat, sau în orizontul brun-roșcat și lipsit de carbonați al solurilor din diferitele stadii de degra- dare ................................... Acumularea în orizontul cu carbonați Datele pentiu Cernoziom degradat Sol gri-închis podzolit ! Comuna Drabovo Comuna Dobrovodi Orașul Uman Comuna Pomoinic 1 Comuna Kișcinți Comuna Trostinca -•o-34 + i.74 — 0.54 -- 1.0 + 0.42 + 2.18 — 0.19 r 1-45 — 0.84 -r I.21 -r 0.49 + 0.41 *) Semnul înseamnă că cantitatea de oxid este crescută în orizontul respectiv în Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 27 ORIZONTURI ALE SOLURILOR DIN DIFERITELE DEGRADARE*) AI 2 O3 Datele pentru Fes O3 Sol gri-deschis podzolit ! ■ Cernoziom degradat Sol gri-închis podzolit Sol gri-deschis podzolit Comuna Venric Comuna M. Greblea Comuna Cocerjinți Comuna Drabovo Comuna Dobrovodi Orașul Uman Comuna Pomoinic Comuna Kișcinți Comuna Trostinca Comuna Vepric Comuna M. Greblea Comuna Cocerjinți 1 • -mp) T- 3.28 F 2-55 ; o-57 i • + 0-36 — 0.22 + 0.18 T 0.1 I -r 0.04 4- 0.39 — 0.76 + 1.41 1.53 -r 2.13 -r 1.92 |+ 0-33 - 0.48 4- 0.37 r 0.61 + i-55 -i- 0.12 +1.77 4- 0.10 + 1-49 comparație cu orizontul cu humus. Semnul — înseamnă micșorarea cantității de oxid. Institutul Geologic al României 28 N. FLOROV larea aceasta e extrem de bine pronunțată. In fine ultimul stadiu de degradare, manifestă o acumulare deAl2O3 atât în orizontul cu carbonați, cât și în ori- zontul brun-roșcat, fiind aceasta acumulare și mai bine pronunțată în orizontul brun-roșcat, decât în orizontul cu carbonați. Acelaș tablou1) avem și în repartizarea Fe2O3, adică și aci avem adese ori în stadiile începătoare de degradare acumularea Fe2 O3 cu preferință în orizontul cu carbonați, și numai în solurile gri, și gri-deschise podzolite constatăm o acumulare de Fe2 O3 pretutindeni nu numai în orizontul cu carbonați, ci și în orizontul brun-roșcat. Trecem la al doilea moment, mai sus menționat, care joacă un rol mare în acumularea sesquioxizilor, adică la rolul orizonturilor impermeabile, la cari ajung soluțiile de sol, scurgându-se dela suprafață. In această privință țin să atrag atenția, că în regiunea, cercetată de mine, au loc următoarele fapte: a) In profilul loessului se observă totdeauna, la o oarecare adâncime, o pătură de loess închis, așa numit loess cu humus (sol îngropat). De obiceiu deasupra acestei pături, care totdeauna este mai compactă, decât loessul gal- ben, observăm o cimentare a rocei, și o coloare roșie, care e provocată aici prin acumularea de R2 O3, după cum s’a constatat chiar și prin analize; b) In cazul, când solul îngropat e așezat aproape de suprafață, acumularea deR2O3 în orizontul brun-roșcat în solurile degradate (solurile gri-deschise) ajunge la o mărime extrem de mare, ceeace n’are loc în cazul, când solul îngropat e mult mai depărtat de orizontul brun-roșcat, cu alte cuvinte, solul îngropat forțează mult acumularea deR2O3, provocată de procesul degradării2) c) In loessurile nisipoase și prin urmare permeabile, acumularea de R2O3, provo- cată de procesul degradării, e pronunțată de obiceiu mai slab, decât în loessu- rile argilcase. Bazându-ne pe aceste fapte, putem zice, că ele ne sugerează întrucâtva *) Excepțiile aici însă sunt mai dese, după cum se vede din tabelă. Explicația acestui fapt am dat-o mai sus. 2) Nordul Basarabiei cu două etaje de loess, ne dă mai multe exemple de acest fenomen. In această regiune observăm pretutindeni în profilul loessului două etaje, despărțite prin solul îngropat. De obiceiu, solul fosil se găsește la o adâncime de aprox. 2 metri, și astfel etajul de loess superior e mic. Fiind așezat aproape de suprafață, solul fosil, care e totdeauna mult mai cimentat și prin urmare și mai impermeabil, decât loessul normal, poate provocă o zăcătură de pă atmosferică, iar orizonturile de loess așezate mai sus, devin astfel mlăștinoase, cimen- tate, și hleioase; și dacă în aceste orizonturi se desvoltă totodată și procesul degradării, care provoacă eliberarea sesquioxizelor din orizonturile superioare și depunerea lor în orizonturile inferioare, aceste din urmă se cimentează într’o măsură extrem de mare, în urma acțiunii am- belor procese (procesul degradării și procesul formării hleiului prin inundare), fiecare din ele acționând în aceeaș direcție. Astfel loessul, care este așezat sub orizontul brun-roșcat al solului și deasupra solului fosil, capătă un habitus specific, o structură deosebită, o cimentare și o compacitate extraordinară, pierzând cu totul caracterele loessului normal. Și numai o cer- cetare a orizonturilor inferioare ne dă posibilitate, să înțelegem starea reală de lucruri, și să stabilim, că aici avem de a face tot cu leo:s, dar modificat sub influența unor anumite procese. Â'JA Institutul Geologic al României \JGR/ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 29 următoarea schemă în rezolvirea chestiunii, privitoare la cauzele coagulării de R2O3: solele deR2O3, cari apar în procesul degradării, se scurg mai mult sau mai puțin fără greutate în jos, până ce dau de orizontul, bogat în carbonați, unde, sub influența acțiunii carbonaților, se produce coagularea lor. Această soartă o au numai primele porțiuni deR2O3, cu alte cuvinte, acest tablou se observă numai în primele stadii ale degradării, adică când se formează cer- noziomul degradat și solul gri-închis. Pe măsură însă, ce sequioxizii se acumu- 1 ează în orizontul cu carbonați, acești oxizi provoacă o oarecare cimentare a orizontului, într’adevăr puțin pronunțată, mulțumită prezenței carbonaților, dar totuș ea există. Această împrejurare face, ca filtrarea următoare a soluțiilor să devină anevoioasă, și prin urmare deasupra orizontului cu carbonați începe a se formă o mică pătură de acumulare a R2O3. îndată însă, ce s’a format această pătură, desvoltarea ulterioară a procesului de acumulare a R2O3 de jos în sus e asigurată, deoarece această pătură nu numai că e bo- gată în R2 O3, dar e și lipsită de carbonați, și astfel chiar cantități neînsemnate de R2 O3 o pot cimentă destul de tare, creându-se prin urmare o piedecă mare în scurgerea soluțiilor. Astfel soluțiile, conținând sole de R., O3, filtrându-se prin orizonturile superioare ale solului, când ajung la pătura menționată, se opresc aici în mod mecanic, sesquioxizii se precipită, se depun, și zona de- punerii crește mereu de jos în sus, puterea orizontului brun-roșcat se tot mă- rește, cimentarea lui și structura prizmatică crește treptat, și solul capătă în sfârșit habitusul tipic al solului gri-deschis podzolit. E evident, că considerațiunile expuse prezintă numai o schemă, o pre- supunere, care mai cere o cercetare amănunțită și mai cu seamă o analiză experimentală. Dealtfel, materialul, obținut de mine, e destul de bine con- cordat și prezintă un temeiu destul de puternic în concluziile, ce le-am expus. Iată de ce găsesc, că e foarte interesant să comparăm aceste presupuneri cu schema formării în sol a coloidelor de R3O3, care a fost propusă de K. K. Cedroitz1). Analizând chestia cauzelor, cari pot provocă coagularea Fe2 O3 în solurile podzolite, Gedroitz arată și el următoarele cauze: 1. Pătrunderea solelor Fe2 O3 până la straturile, mai bogate în electrolite; 2. Pătrunderea solelor până la apele subterane, cari conțin electrolite și sunt bogate în materie organice disolvată în mod coloidal și 3. Pătrunderea solelor până la pătură mai com- pactă, fiindcă «o astfel de pătură poate la urma urmelor să devină impermea- bilă pentru sole, aceste din urmă oprindu-se aici și acumulându-se». Anali- zând apoi procesele în sărâturile și solurile semipustiei, autorul indică, că factorul, care provoacă coagularea coloidelor anorganice, este pătiunderea so- luțiilor până la stratul bogat în Ca CO3, fiindcă "materia organică, precipi- tată prin acțiunea carbonaților, nu mai apără coloidele anorganice de acțiunea 1) Jurnalul de agronomie experimentală rus (1908). 4Ur-r Institutul Geologic al României \ 16 RZ 3° N. FLOROV electrolitelor și din această cauză în acest strat începe a se formă gela, iar pe măsură, ce părticelele de coloide se depun, filtrarea soluțiilor va deveni anevoioasă, particulele de sole se vor opri în mod mecanic; așadar, treptat, dea- supra păturii, care conține Ca CO3, se va formă o pătură dură, cimentată de materia coloidală organică și anorganică». Așadar, aplicând aceste considerațiuni și în privința solurilor din ante- stepă, putem aduce următoarea asemănare în privința procesului depunerii coloidelor: orizontul cu carbonați, în care se concentrează totdeauna (în re- giunea de antestepă) precipitarea coloidelor de R2 O3 în stadiile începătoare de degradare1), provoacă această precipitare nu numai din cauza, că îmbogă- țește soluțiile cu electrolite, favorizând astfel precipitarea, ci și din cauză, că în urma precipitării materiei organice (sub acțiunea carbonaților), rolul de apărător al acesteia din urmă dispare, și acțiunea electrolitelor se mărește; iar pe măsură, ce se depun coloidele în orizontul cu carbonați, filtrarea solu- țiilor devine anevoioasă, părticelele de solă se vor opri în mod mecanic și astfel, deasupra păturii cu carbonați se va formă orizontul brun-roșcat, dens, prizmatic, foarte îmbogățit în R2O3, adică aici vom avea ultimul stadiu de degradare, sau formarea solurilor gri-deschise podzolite. Aplicând această explicație, admitem astfel, că și în condițiunile solurilor podzolie, cu reacția lor acidă, coloidele organice pot juca un rol de apărător față de solele anorganice, și că materia organică coloidală împiedecă prin ur- mare coagularea coloidelor de R3 O3. Atunci e evident, că prezența în sol a carbonatului de calciu, care împiedecă formarea acizilor humici liberi, pro- voacă astfel coagularea coloidelor de Al și Fe. Asemenea, prof. C. Glinca, analizând condițiunile formării orizontului brun-roșcat, observă, că condițiile acestei formări sunt următoarele: i. Parti- ciparea formațiunii forestiere și 2. Prezența rocei mume, care conține car- bonați. Formațiunea forestieră, după autor, creează soluțiuni acide în sol, iar carbonatul de calciu contribue la neutralizarea acestor soluțiuni și tot- odată la precipitarea Fe2O3. Experimentele, făcute de autor, au arătat, că la locul de contact al soluției de clorură ferică cu loessul bogat în carbonați, se formează o mică pătură, brun-roșcată, mulțumită precipitării de Fe. In aceste experimente se mai observă totodată, că pe măsura formării păturii brun-roșcate, scurgerea soluției de fier se face tot mai încet, cu alte cuvinte hidratul coloidal de fier precipitându-se, a mărit foarte mult impermeabili- tatea loessului. Am arătat mai sus, că această are loc si în natură, si că coloi- dele de R2O3, precipitându-se în stadiile începătoare ale degradării în ori- zontul cu carbonați, provoacă pe urmă, (în stadiile ulterioare) concentrarea acestor coloide în orizonturile, așezate deasupra orizontului cu car- bonați. *) Adică, când se formează cernoziomul degradat și solul gri-închis podzolit. Institutul Geologic al României IGR/ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 31 Rezultate asemănătoare a obținut și Aarnio1), care a arătat, că soluția de Ca CO3 influențează foarte mult precipitarea solelor de R2 O3. Propunând o astfel de explicație a procesului formării orizonturilor de degradație, subliniez totodată, că această explicație nu exclude posibilitatea influenței și a altor factori. Așa, e incontestabil, că procesele reducerii compu- șilor de Al și Fe sub influența stagnării intermitente și apoi procesele oxidării,. cari urmează după această stagnare din cauza pătrunderii aerului în sol, joacă un rol mare în transportarea și precipitarea R2 O3. Asemenea e incontestabil și faptul, că sistemul de rădăcini influențează și el mult acest fenomen, fiindcă rădăcinile «lasă canale verticale și orizontale pe pereții elementelor de struc- tură»2); apa, infliltrându-se, se absoarbe de rădăcini, iar sărurile, disolvate în apă, se precipită, se depun în sol și subsol, dând loc astfel uneori la formare de dentride și pete colorate, pe cari adeseori le observăm pe suprafața elemen- telor prizmatice. * * * 3. Asemenea foarte interesantă devine și chestia soartei humusului în procesul degradării. Mai sus am arătat, că cantitatea de humus în sol sub influența acestui proces se micșorează. In aceasta privință țin să adaug ur- mătoarele : Cantitatea humusului în sol depinde în genere de desvoltarea și relațiile reciproce ale următoarelor două procese: acela al creșterii humusului și acela al scăderii sale. De fapt, în fiecare sol se produc necontenit amândouă pro- cesele, adică pe de o parte se distruge în mod permanent humus, pe de altă parte se formează noi cantități de această substanță. In solul format defini- tiv însă, aceasta nu influențează asupra cantității totale a humusului, cantitate care rămâne totdeauna neschimbată, deoarece proporția creșterii necontenite a humusului în aceste soluri e egală cu proporția scăderii lui. In aceste soluri se creează o condițiune pentru menținerea echilibrului, ceeace putem exprimă prin următoarea ecuațiune3). M — A 4- A = M. adică o anumită cantitate de humus M, pierzând mereu o parte A, și dobân- dind o asemenea parte A, rămâne totdeauna aceeaș. Acelaș lucru se produce și în cernoziom. Invazia pădurii în ecrnoziom, însă, distruge radical acest echilibru, provocând la urma urmei o scădere definitivă a humusului în sol. La această scădere contribue o serie de schimbări atât în procesul acumulări’ humusului, cât și în procesul distrugerii sale; scăderea e foarte intensivă, întrucât și acumularea humusului se micșorează și distrugerea lui se intensi- fică. Să încercăm să explicăm acest fapt. ’) Pedologie (jurn- rus), 1915, no. 2—3- 2) Prof. NABOCHIH, lucrarea menționată. 3) Vezi SlBIRȚEV, Pocivovedenie, (manual). . ' ,'A Institutul Geologic al României \ IGR/ 32 N. FLOROV După cum știm, una din cauzele slabei descompuneri a humusului și a marei sale cantităti în cernoziom e insuficienta relativă a umidității. Pădurea, menținând asupra solului o umiditate constantă și mai mare, facilitează des- compunerea humusului vechi și acumulat timp de veacuri în cernoziom, atunci când cernoziomul este invadat de pădure. Descompunerea humusului (A în formula de mai sus), se mărește astfel în legătură cu acest factor. Apoi știm, că în condițiile de formațiuni forestiere humusul se preface în forme ușor solubile. In legătură cu aceasta se produce deasemenea o scădere energică în cantitatea de humus, ce există, fiindcă humusul, devenit solubil, este dus în păturile subterane ori în apele freatice. Plin urmare, aici avem o altă cauză, care contribue la micșorarea cantității humusului (A în schema noastră). Să vedem acuma, ce se întâmplă cu procesele formării de noi cantități de humus în condițiile determinate de năvălirea pădurii în stepa cu cernoziom. In pădure ca și în stepa ierboasă se produce necontenit material pentru humus. Insă sub vegetația ierboasă grație umidității slabe, bazele alcaline sunt necon- tenit prezente în orizontul cu humus, fiindcă ele nu ajung să fie spălate de apele de precipitațiuni, sau dacă cumva într un timp ploios se duc la adâncime, sunt însă curând aduse la pătură superficială în timpul uscat prin capilaritate și prin lădăcinile plantelor. Bogăția cernoziomului și reacțiunea lui găsesc în aceste fapte o anumită justificare. In pădure starea de lucruri se schimbă grație unei umidități mai mari, cantitatea de baze se micșorează și fixarea humusului nu se mai poate produce cu aceeaș intensitate. In sfârșit încă o împrejurare, poate explică pierderea repede a humusului în cernoziomul, invadat de pădure. După Kosticev, humusul se formează cu preferință pe seama sistemului de rădăcini, și nu atât pe seama părții aeriene a plantelor. Atunci e evident că formarea din nou a humusului în pădure nu poate fi atât de intensivă, ca în stepă, deoarece sistemul rădăcinelor de arbori și arbuști din pădure nu pot da pentru formarea humusului un material atât de abundent, ca forma- țiunile ierboase, în cari acest sistem constitue după Kosticev aproape 5o°/0 din toată planta. Afară de aceasta, însuș procesul putrezirii materiei organice în pădure și în stepă e diferit și mai favorabil acumulării humusului în stepă, decât în cernoziom. Știm deja, că în pădure materia organică provenită din frunziși, etc. este concentrată la suprafață, unde se depune sub forma unei mase poroase, care e ușor accesibilă aerului. Dacă luăm mai departe în con- siderare și faptul, că în pădure umiditatea este mărită, e clar, că această massă se descompune în genere foarte repede, așă că din ea se formează puțin humus. Nici rădăcinile subterane nu pot compensa aceasta, fiindcă rămășițele de ră- dăcini se descompun, după cum a arătat prof. Docuceaev, asemenea relativ repede. «Aceste rădăcini lemnoase, rari și groase încep să putrezească mai Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 33 întâiu dela măduva lor, unde pătrunde ușor, aerul și umezeala: astfel că des- compunerea lor se produce ușor și repede». . . > Astfel în această privință atragem aceeaș concluzie, că în pădure formarea din nou a humusului e foarte mult împiedecată în comparație cu stepa, și că acumularea humusului va fi aici prin urmare foarte mică. Așadar scăderea humusului în cernoziomul in- > I v a d a t de pădure este inevitabilă, menținându-se tot timpul din două cauze: pe de o parte se măiește descompunerea humusului, iar pe de altă se mic- șorează formarea lui din nou. Revenind la formula de mai sus, (a lui Sibirțev) care exprimă echilibrul în sol în privința humusului, stabilim aici, că pentru cazul când stepa e in- vadată de pădure, aceasta formulă urmează să se schimbe în felul următor: A M — nA + — = Mx m unde «n» și «m» sunt anumiți coeficienți, cari arată, că descompunerea humu- sului s’a mărit într’o anumită proporție (de «n» ori), pe când formarea din nou a humusului s’a micșorat într’o anumită proporție (de «m» ori). Cantitatea totală M a humusului în sol merge prin urmare spre scădere până la o oare- care cantitate Mr Dar va sosi timpul, când în sol se va stabili un nou echilibru între cantitatea totală de humus de o parte, și cantitățile, ce se formează din nou și cele ce se distrug în fiecare moment de altă parte. In adevăr, se pare, că dacă cantitatea totală de materie organică se micșorează într’un sol, atunci și acțiunea tuturor factorilor, cari lucrează la distrugerea ei, va fi micșorată 1). Așa de ex. fiind o masă mai mică de substanțe organice, procesul bacterian va fi mai redus, etc. Factorii, cari produc humus, rămân însă constanți, căci aceeaș cantitate de materie organică este adusă solului în fiecare an. In această concepție, cantitățile nA și -A- se egalează, și formula lui Sibirțev, în care nA și * le exprimăm prin aceeaș cantitate Ap devine pentru acest moment M1-A1 +AX = M]; cu alte cuvinte, în sol se restabilește din nou un echilibru analog aceluia, care a avut loc în acelaș sol până la invazia pădurii în stepă, dar cu diferență, că toate cantitățile, caracterizând acest moment, sunt mult mai mici, decât . cantitățile în solul de stepă până la invazie. Această scădere a humusului în sol pe măsură degradării sale, se vede din curba arătată în fig. No. 5, care reprezintă mediile celor (aproximativ) x) Wollny, Die Zersetzung dcr organischen Stcffe und die Humusbildungen, i8cy j Anuarul Inst. Geologic al Româniși. Vo*. XI. Institutul Geologic al României 34 N. FLOROV 400 de determinări ale humusului, pe cari le-am făcut pentru solurile din diferitele stadii de degradare în antestepa Kievului. Diagrama arată scăderea humusului cu stadiul de degradarg. Be ordonată s’a înscris cantitatea de humus. Pe abscisă sunt stadiile de degradare și anume: la O Cernoziomul, la I Cernoziomul de- gradat, la II solul gri-închis slab podzolit, ia III solul gri-închis podzolit, Ia IV solul gri podzolit, Ia V solul gri-deschis podzolit. * * * 4. Datele analitice arătate mai sus, ne pot da întrucâtva și explicarea v ria- țiunilor în structura solurilor, ce se găsesc în diferitele stadii de degradare, descrise mai sus. înainte de toate, în ce privește orizontul cu humus, știm, că solul degradat capătă o structură șistoasă în locul celei granuloase, ce caracteri- zează cernoziomul. Este evident, că această schimbare este în legătură și cu schimbările chimice, ce se produc concomitent cu ea, și anume: a) micșorarea cantității de humus, b) acumularea pulberei de Si O2 și c) scoaterea coloi- delor de R2O3 din acest orizont, cari toate schimbă starea de agregare a pulberei de sol din granule. Orizontul cu humus pierde structura sa granuloasă, fiindcă orizontul us- cându-se, dela suprafață în jos, se ptoduc crăpături în sens orizontal în pământ. Solul devenind, în mod succesiv când umed, când uscat1), fapt care se repetă de multe ori, crăpăturile orizontale ivite odată în procesul uscării, și reînoin- du-se de multe ori, se fixează apoi definitiv, dând solului facultatea de a se desface în lamele. Rezultă o structură șistoasă, care reprezintă nu numai o ') Vezi A. NABOCHIH, Mater. pentru cercetarea solurilor din guv. Harcov, pag. 2 (în rusește). DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 35 însușire foarte caracteristică pentru procesul degradării, dar și un caracter foarte statornic, căci nici distrugerea artificială a lamelelor prin arătură nu nimi- cește acest caracter; lamelele se restabilesc ușor după arătură, dacă solul este lăsat în liniște un oarecare timp. Dacă în orizontul alb-cenușiu al solurilor degradate are loc o acumulare de R2 O3 pe lângă o cantitate destul de însemnată de Si O2, lipsind însă can- tități însemnate de humus, atunci în acest orizont se poate formă așă numita «structura nuciformă», descrisă mai sus; după toate probabili- tățile, nașterea acestei structuri e condiționată de faptul, că în legătură cu o altă compoziție chimică a acestei părți din orizontul podzolit în comparație cu partea cu humus a lui, se ivesc împreună cu crăpăturile orizontale de uscare și crăpături verticale. Combinarea ambelor tipuri de crăpături pro- voacă desfacerea bulgărului solului în elemente nuciforme, caracterizate prin muchii ascuțite și prin fețe laterale netede. Cu cât înaintează în adâncime, crăpăturile orizontale apar tot mai depăr- tate una de alta, și astfel elementul nuciform se apropie treptat de tipul «priz- mei», până ce se produce transformarea completă a structurii nuciforme în cea prizmatică. Structura prizmatică o avem în orizontul brun roșcat și origina ei o putem explică astfel. Știut este, că orizontul brun-roșcat în ultimele stadii de degradare se caracterizează prin o acumulare abundentă de R2 O3; Si O2 e acumulat aici slab, în comparație cu orizontul cenușiu, această acumulare având loc numai în crăpături și în galeriile viermilor. In legătură cu abundența coloidelor de R2OS, cari cimentează massa solului, orizontul în lipsă de carbonați (adică suborizontul brun-roșcat, lipsit de carbonați) capătă facultatea de a se umflă, când este umed, și devine cleios; iar când este uscat, devine compact și tare; uscându-se, își micșorează volumul său și capătă crăpături verticale și o consistență extrem de dură. Cum acest sub- orizont își schimbă mereu umiditatea, când uscându-se, când devenind iarăș umed, crăpăturile ivite odată, se fixează definitiv în sol; iar crăpăturile ver- ticale se combină cu cele orizontale, ca și în orizontul albicios. Distanța dintre două crăpături contigui orizontale e totdeauna mai mare, decât distanța dintre două crăpături verticale, din care cauză elementul de structură are forma unei prizme. Cu cât privim profilul mai jos și pe măsură ce se micșorează canti- tatea de R2 O3, rețeaua crăpăturilor devine tot mai rară, și prizma se mărește, ajungând până la 4—5 cm. (și mai mult) în diametru vertical și 2—3 cm. în diametru orizontal. In fond, aceeaș structură prizmatică o avem și în suborizontul cu carbonați al orizontului brun-roșcat, dar cu oarecari schimbări, cari se datoresc iarăș compoziției chimice a suborizontului: în acest suborizont avem o acumulare de carbonați împreună cu una de sesquioxizi; în legătură cu aceasta, subori- zontul cu carbonați nu e atât de cleios și cimentat, ca suborizontul brun-roșcat, lipsit de carbonați; când suborizontul se usucă, volumul său descrește mai 3* 30 N. ELOROV puțin; deși sistemul crăpăturilor orizontale și verticale se menține, totuș dânsul nu e atât de pronunțat și regulat, ca în suborizontul brun-roșcat, lipsit de carbonați; drept rezultat al tuturor acestor fapte, structura prizmatică apare în suborizont mai puțin clară, și prizmele nu sunt atât de netede, re- fulate și nici așa de solide (o cimentare slabă), ca în suborizontul brun-roșcat, lipsit de carbonați. CAPITOLUL IV. INFLUENȚA PROCESULUI DEGRADĂRII ASUPRA UNOR ÎNSU- ȘIRI AGRONOMICE ALE SOLULUI. Din cele arătate în capitolele precedente reese, că momentele principale din viața solului-cernoziom, și solului degradat au un caracter diametral opus; și anume: Cernoeiomul de stepă: i. Formatea humusului e energică, da- torită abundentului sistem dc rădăcini ale plantelor ierboase. 2. Umezeala fiind slabă, humuzul se descompune puțin. 3. Bazele sunt în abundență și reacția solului e neutră sau aproape neutră. 4. Humusul fiind sub forma grea so- lubilă se acumulează ușor. 5. Roca mumă e mai puțin alterată. Solul degradat: 1. Formarea humusului e slabă, în parte din cauza caracterului sistemului de rădă- cini ale plantelor lemnoase, și în parte din cauza felului de descompunere al ră- dăcinilor tericiului, etc. 2. Umezeala fiind puternică, humusul se descompune energic. 3. Bazele sunt în cantitate mai mică, și reacția solului e acidă. 4. Humusul fiind sub forma solubilă se disolvă și se levigează. 5. Roca mumă e alterată puternic. Când în anul 1886 prof. Korjinschi a exprimat cel dintâiu idea posibilității acestei metamorfoze a cernoziomului invadat de pădure, el a întâmpinat opoziție, până și din partea fundatorului pedologiei ruse, prof. Docuceaev, care în unele lucrări ale sale s’a exprimat dubios asupra posibilității acestui proces. Dar pe urmă, mulțumită studiului pedologilor, fenomenul degra- dării s’a descris foarte amănunțit și s’a confirmat chiar prin experiențe, și astfel primele presupuneri și păreri în această chestiune s’au transformat într’o teorie statornică și mai mult sau mai puțin dovedită. Judecând a priori, putem presupune, că schimbările radicale atât în mor- fologia cernoziomului, cât și în chimia lui, nu pot să nu influențeze asupra însușirilor agronomice ale solului. De această chestiune m’am lovit și eti în studiul antestepei din regiunea Kievului în următoarele împrejurări. DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 37 Stațiunile experimentale din Rusia au dat în ultimii ani multă atenție chestiunii îrigărășămintelor minerale. Aceasta chestiune, la început părea foarte simplă, dar după o serie de experiențe sistematice, s’a dovedit, că ea e foarte complicată. Chestiunea așă cum a fost ridicată și formulată de către practica agricolă din regiunea antestepii ucrainene, e simplă și anume: în ce măsură e rentabilă utilizarea îngrășămintelor minerale pentru cereale, în condițiunile agricole din acea regiune ? S’a părut, că pentru rezolvarea acestei chestiuni ajunge simpla experimentare, care va da răspunsul direct chestiunii. S’a dovedit însă că nu e așa. Rezultatele experiențelor, făcute de diferite stațiuni experimentale (aici am în vedere numai stațiunile din regiunea sus menționată a antestepii ucrainene), au fost foarte variate, și adeseori contra- zicătoare. De ex. îngrășămintele fosforice provoacă o creștere a recoltei, osci- lând dela 30—40%) în plus, până la 0% sau chiar o descreștere. încercarea de a înțelege și a grupă într’un fel sau altul rezultatele obținute, a sugerat idea, că cauza diferenței dintre cifrele obținute prin experiențe este diferența însușirilor naturale ale solurilor. In special s’a emis hipoteza, că poate cantitatea humusului influențează efectul îngrășămintelor1). Totuș, acest mod de a explică faptele, s’a dovedit că e prea primitiv; s’a constatat în adevăr, că acțiunea îngrășămintelor fosforice crește numai în linii generale cu cantitatea de humus din sol; uneori s’au obținut chiar re- zultate contrare: solurile, mai bogate în humus, s’au arătat mai puțin in- fluențabile de îngrășămintele fosforice. N’au ajutat nici analizele chimice complete ale solurilor pentru înțelegerea rolului acestor îngrășăminte; ba din contră chestiunea s’a complicat și mai mult. La început s’a aplicat metoda analizei solurilor prin extractele cu HO to%: rezultatele au fost până la un anumit grad neașteptate: s’a constatat, că tocmai solurile închise (cernoziomul sau solurile înrudite) au o cantitate de P2O5 solubilă în acid clorhidric mai mare, decât solurile descihse2), deși tocmai aceste soluri închise sunt de obiceiu cele mai influențabile și mai sen- sibile la acțiunea îngrășămintelor fosforice. Cum rezultatele obținute n’au corespuns celor ce se așteptau, metodele s’au modificat în mod diferit; totuș chestiunea nu s’a rezolvat pe deplin. Nici analiza globală n’a adus cevă nou, confirmând doar numai faptul-, că solurile închise de tipul cernoziomului conține de obiceiu în orizontul superficial P2O5, într’o cantitate mai mare, decât solurile deschise (podzolite). Această perioadă in cercetările stațiunilor experimentale din Rusia, deși n’a adus rezolvirea definitivă a chestiunei, totuș a adunat un material analitic foarte interesant și abundent, elaborând totodată metodele analizei. ') Și anume cu cât e mai bogat solul în humus, cu atât îngrășămintele fosforice măresc mai mult producția solului. 2) Cel puțin în orizontul superficial, deoarece numai acesta a fost de obiceiu supus analizei Institutul Geologic al României 38 N. FLOROV Desvoltarea puternică în acest timp a pedologiei în general și a pedologiei agronomice în special, precum și pătrunderea în pedologie a ideilor genezei solului, au dat un viu imbold pentru reexaminarea datelor și pentru interpre- tarea rezultatelor experimentale agronomice, indicând o nouă direcție în lucrări. începând cu anul 1910 m’am apucat de lucrări din sfera chestiunilor arătate mai sus, organizând după hotărîrea Zemstvei gub. Kiev, o rețea de experiențe cu îngrășăminte minerale în condițiunile gospodăriilor țărănești și studiind totdeodată și solurile acelor parcele, cari au fost supuse experimen- tărilor. începând însă cu anul 1913, Zemstva a întreprins și o cercetare sis- tematică a solurilor și subsulorilor din gub. Kiev pentru a se întocmi o hartă pedologică amănunțită, însărcinându-mă tot pe mine cu îndeplinirea acestui studiu; astfel două organizații agronomico-experimentală și pedologică—au desvoltat lucrările paralel și în legătură strânsă. Firește acest contact a avut un rezultat foarte productiv, atât pentru cercetările pedologice, cât și pentru cele agronomice. Ele au confirmat pe de o parte, că baza pentru clasificarea solurilor de antestepă descrisă mai sus, este justă, pe de altă parte, mi-a dat și posibilitatea să grupez datele experiențelor agricole după principiul genezei solurilor. Aceasta a dovedit imediat că în rezultatele complicate ale expe- riențelor de câmp, se constată o regularitate precisă și bine pronunțată. Aici nu mă voiu opri la acel mare material de observații, care s’a tipărit într’o serie de publicațiuni ale Zemstvei, ci mă voiu referi numai la rezultatele mai principale, obținute în aceste lucrări. 1. Asupra chestiunii producției naturale a solurilor din diferite stadii de degradare e de notat următoarele. întrucât la loturile de experiență, alături de parcelele, în cari se introduceau îngrășămmtele minerale, erau și parcele, cari se lăsau fără îngrășeminte, acestea din urmă ne-au putut arătă, care este producția naturală a solului loturilor respective. Fiindcă experiențele au fost făcute de către noi în aceleași condițiuni și au durat o serie de ani, ele prezintă fără îndoeală un material mult mai sigur pentru concluzii, decât materialul care s’ar fi ob- ținut prin declarațiunile proprietarilor, cum se face în mod obișnuit, și iată de ce; a) Aceste experiențe s’au produs într’o regiune relativ nu prea mare din zona nordică a loessului, unde, din cauza micei extinderi a ei, n’au putut avea loc oscilații tocmai mari de elementele climaterice; b) Subsolul în această regiune este peste tot locul una și aceeaș rocă, și anume leossul, iar caracterul loessului e aproapeacelaș în toată regiunea; c) Infine, experiențele s’au făcut pretutindeni la gospodării țărănești și prin urmare în condițiuni mai mult sau mai puțin omogene, în ce privește cultura și tehnica exploatării. Astfel, cifrele obținute din aceste experiențe, sunt mai mult sau mai puțin comparabile. Grupând materialul de date după stadiul de degradare, în care se găsesc solurile, am obținut următoarele serii de cifre asupra producției naturale. < ■•A Institutul Geologic al României \I6RZ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 39 Recolta medie a cerealelor (grâu și săcară fără paie) în kgr. la i hectar. Săcară Grâu i. Cernoziom și cernoziom degradat ......................*754 1804 1.S0I gri-închis podzolit....................................1559 1484 3. Sol gri și gri deschis podzolit...........................T394 — Din această serie de cifre constatăm ușor, că procesul degradării cieează în privința producției solului o tendință de scădere treptatăaproducției naturale pe măsură, ce degradarea crește1) 2. Și mai clar se manifestă influența procesului degradării asupra însuși- rilor solului în privința acțiunii îngrășimntelor minerale. O serie de cifre, ce le-am obținut în experiențele din Kiev, și cari după cum am spus, la prima vedere păreau întâmplătoare, grupându-le după tipurile de sol, au arătat o relațiune între ele și stadiul degradării, ceeaceputem vedeă din cifrele următoare: Cernoziom Și Sol gri Sol gri Cernoziom închis și gri deschis 1. Recolta în plus grație îngră- șemintelor fosforice, în kgr. la un degradat podzolit. podzolit hectar 2. Recolta în plus grație îngrășă- 435 270 45 mintelor azotate 60 240 270 Această tabelă arată, că efectul îngrășămintelor fosforice scade pe măsură, ce degradarea crește, iar efectul îngrășămintelor azotate, din contra, crește. Cu alte cuvinte și în acest caz factorul hotărîtor este procesul degradării și stadiul degradării. Adică și în această privință procesul degradării, modificând radical reparti- zarea sărurilor în profilul solului, imprimă tiparul său puternic și asupra în- sușirilor agronomice ale solului, regulând riguros vieața lui și determinând mersul si caracteiul influentei factorilor externi. > > l) Subliniez, că această comparație am făcut-o pentru o anumită regiune geografică cu o anumită compoziție mecanică de loes și că pentru a rezolvă chestiunea, întrucât producția naturală a solului depinde de procesul degradării în alte regiuni geografice și cu o altă compo- ziție mecanică de loess și sol, se cer fără îndoeală cercetări suplimentare și probabil și co- rective. Institutul Geologic al României 4° N. FLOROV C A P I T O L U L V, DATE CHIMICE ASUPRA ELEMENTELOR NUTRITIVE PE ORI- ZONTURI ȘI ÎNCERCĂRI DE APLICARE A METODEI EX- PERIMENTELOR IN VASE IN STUDIUL ORIZONTURILOR DE SOL DEGRADAT. I ... r ' I > Rezultatele, arătate în capitolul precedent, dau loc chestiunei: care este cauza relațiunei între degradare și acțiunea îngrășămintelor, constătată prin experiențe de câmp ? i; Să ne oprim înainte de toate la îngrășămintele fosforice. In privința cantității de P2 O5 în orizontul superficial al solurilor din di- ferite stadii de degradare, după cum am arătat mai sus, aceste soluri nu se deosebesc prea mult unele de altele. Există însă totuș o oarecare deosebire, o 1. HUI. 13 7 Fig. 6 Legenda: Pe ordonată s’au înscris cantitățile de P2 O5 %. Pe abscisă solurile în stadii crescânde de degradare: la O cernoziomul;, la I cernoziomul degradat; la II solul gri-închis puțin podzolit; la III sol gri-închis podzolit; la IV sol gri podzolit; la V sol gri-deschis podzolit și anume tendința de micșorare a cantității de P2 O5 în sol pe măsura degradării (vezi mai jos). Cu alte cuvinte cernoziomul e mai bogat de obiceiu în P2 O5, decât podzolul. I.a prima vedere, această împrejurare după cum am amintit deja, *)pare că contrazice faptul, că cernoziomul e foarte simțitor la introducerea îngrășămintelor fosforice. Curba din figura 6 arată conținutul P2 O5 în orizontul superficial al solurilor din diferitele stadii de degradare în regiunea, în care s’au făcut experiențele mele. Curba constată, că în orizontul superficial, cantitatea de P2O5 scade în parte pe măsura degradării. Mult mai mult a contribuit în rezolvirea acestei chestiuni analiza globală a P2Oț, făcută pentru o serie de orizonturi ale profilului. Diagrama din fig. 7 arată repartizarea P2O5 în orizonturile 1) cernoziomului (profilul din comuna Uzin), 2) a solului gri-închis podzolit (un profil în corn. Pomoinic) și 3) a solului gri-deschis podzolit (două profiluri din comuna Grebla și Cocerjinți). ’) Pag- 37- Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 41 Diagrama repartizării P2 O5 în orizonturile solurilor în diferite stadii de degradare. Solurile cercetate: cernoziom dela Uzin, sol gri-închis dela Pomoinic, sol gri-deschis dela Cocerjinți și sol gri-deschis dela M. Greblea Cifrele,referitoare la aceasta diagramă,sunt următoarele1) Comuna Uzin (cernoziom): Puterea și adâncimea orizontului respectiv: o—50 cm. 50—140 cm. 140—220 cm. 220—380 cm. 380-—730 cm. P, O5în%%: : o.10 0.09 0.07 0.07 0.04 *) Adâncimea, dela care s’au luat probele analizate, corespunde diferitelor orizonturi ale profilului, stabilite după cercetarea morfologică. Cifrele pentru P2 O5 arată conținutul global (Pauschal-analyse) al acestui oxid, determinat prin metoda cu molybden. Pentru fiecare orizont s’a analizat o probă, luată din un anumit punct al orizontului. E evident, că cifra obținută caracterizează numai acest punct, și că daca am fi făcut analize și pentru punctele vecine ale aceluiaș orizont, aceste cifre ne ar fi dat o serie de va- riațiuni, cari ar stabili o schimbare mai mult sau mai puțin treptată a insușirei cerce- tate de la lîmita superioră a orizontului spre limita lui inferioară. Deoarece însă variatiunile pentru determinări, făcute in limitile aceluiaș orizont, sunt mici, pentru simplificare am făcut numai o determinare pentru fiecare orizont, Deaceea curba fig. 7 ca si celelalte curbe din aceasta lucrare, ne apar ca linii frânte între diferitele determi- nări, deși în realitate este foarte natural, că curba să prezinte ondulațiuni, și nu o formă, din care s’ar deduce, că substanța rezpectivă este în aceeaș cantitate în toată extinderea orizontului. Institutul Geologic al României N.FLOROV Comuna P o m o i n i c (sol gri-închis podzolit): Puterea și adâncimea orizonturilor respect, o—-zo cm. zo-—100 too—tzo izo—zzo zzo—300 300—380 cm. Ps O5 în %; 0.09 0.08 0.08 Comuna Cocerjinți (sol gr i-d eschis podzolit): Puterea și adâncimea în cm.: o—15 15—30 30—150 150—zoo zoo—ZZ5 zzs—z8o z8o—480 Pa Os în % o.iz 0.09 o.10 o.10 o. iz 0.07 0.06 Comuna M. G r e b le a (so 1 Puterea și adâncimea în cm.: o—Z5 g r i-d eschis podzolit): zs—60 60—1Z3 1Z3—170 P O în 0/ r» in /0 /0 0.08 0.06 0.07 013 Din această figură, vedem că procesul degradării produce o schimbare fn cernoziom în privința repartizării P5 O5 în profil: încernoziom, P2 05 scade foarte regulat de sus spre adânc, având maximul de acumulare în orizontul superficial. Din contra, în solurile de degradare, are loc o acumulare de P2 03 în orizonturile inferioare, la o adâncime de aproximativ 100 — 250 cm., unde a- vem de obiceiu maximumul cantității de P2 05. E caracteristic, că în general, cu cât solul e degradat mai tare, cu atât se pronunță mai precis acumularea de P2 05 în orizonturile inferioare, ceeace rezultă din comparația solului gri-închis podzolit (Pomoinic) cu solul gri-deschis (Cocerjinți)1). De aici rezultă clar, că procesul degradării scoate treptat din orizonturile superioare P2O3, care strecurându-se cu soluția, ce se găsește în sol, de sus în jos, la o oarecare adâncime, se precipită din so- luție, formând un orizont de acumulare maximă, adică un orizont iluvial. Voiu sublinia, că această acumulare coincide de obiceiu cu pătura acumulării de R2O3. Deaceea putem presupune, că R2O3, precipitându-se la o anumită adâncime din soluția, ce se găsește în sol, provoacă și precipitarea acidului l) In parte, aceasta rezultă și din tabela No. 3. Dealtfel, tabloul formării păturii de acu- mulare iluvială a P2 O5, după cum am mai spus, e mascat de procesul antagonist al adunării de P2 O5 la suprafață prin activitatea plantelor (acelaș lucru se petrece și cu K2 O, și mai puțin cu Na2 O). Putem zice, că pentru solurile din diferitele stadii de degradare în regiunea cerce- tată de mine, se observă următoarele regularități: 1) acumularea superficială de P2 O5 sub influența activității plantelor se simte în toate solurile, independent de degradarea lor; z) pe măsura degradării însă mărimea acestei acumulări scade până la o un oarecare grad, deoarece procesul degradării provoacă spălarea acidului fosforic din orizonturile superioare în cele in- ferioare; 3) acumularea iluvială de P2 O3 în orizonturile inferioare se simte numai în acele soluri, cari au suferit influența procesului degradării mai mult sau mai puțin, și de obiceiu cu atât mai mult, cu cât solul e mai degradat. Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 43 fosforic; adică aici se petrece acelaș lucru, ca și în practica noastră de labo- rator, când se determină cantitatea globală de R2 O3. Plecând dela aceste date, am putea presupune, că procesul degradării, spălând P2 O5 de sus în jos, îl depune în orizonturile inferioare sub altă formă, decât aceea, pe care o are în cernoziom, ceeace trebuie să înrăureze și asupra solubilității sale. Pentru a controla această presupunere, am întreprins o serie de analize cu extrase cu HC1 i % din diferitele pături ale profilului de sol. Cu ajutorul acestor extrase am stabilit «solubilitatea» P2 O5, înțelegând prin acest termin cantitatea acidului fosforic, extrasă de HC1 i % și exprimată în % față de conținutul ei total în proba analizată *). Analizele au confirmat presupu- nerea mea, arătându-mi, că i) î n solurile degradate «solubili- tatea» P2O5 crește de sus în jos și 2) că cu cât solul e mai degradat, cu atât mai intensiv crește a - ceastă solubilitate și cu atât mai adânc pătrunde în sol. Aceasta se poate constată din Fig. 8 și fig. 9, unde compar solul gri-în- chis puțin podzolit cu solul gri-deschis podzolit 2). [e^endă.- r________wenj)O^.]ehm. Fig. 8 Diagrama solubilității cu adâncime a P. O5 în HC1 1 % față de conținutul global al so- lului. Pe ordonată cantitatea % de P2O.- dizolvată de HC1 i% din cantitatea globală. Fig- 9 Aceeaș diagramă, însă cantitatea de P2O5 dizolvată din orizontul superficial este luată = 100% pentru a se vedea mai bine creșterea solubilității l) Exemplu: conținutul global de P2 O5 în proba de sol din Cocerjinți = o.n7»/0, canti- tatea extrasă de i»/0 HC1 = 0,04 »/0; prin urmare, solubilitatea = 34,2 »/„. 2) Regret că în momentul de față n’am la dispoziție datele privitoare la cernoziom, date, cari fără îndotală, că ar subliniă și mai bine regularitatea, de care ne ocupăm. țUkL- Institutul Geologic al României IGR 44 N. FLOROV ■ Interesant e faptul, că solubilitatea mărită a acidului fosforic în solurile degradate se constată chiar și în acele pături de sol, în cari analiza globală nu constată încă o acumulare de P2 O5, ceeace se vede din cifrele de mai jos, mai ales în cazul solului gri-deschis: aici, în orizontul brun-roșcat și lipsit de car- bonați dela o adâncime de 100 cm. conținutul global al P2 O5 e și mai mic, decât în orizontul așezat mai sus, dar solubilitatea acidului fosforic e mult mai mare și prin umare avem de aface cu un acid fosforic, depus din nou. Conținutul și solubilitatea P2 O5 în diferitele orizonturi ale solurilor gri-deschise și gri-închise podzolite Sol gri-închis podzolit Sol gri-deschis podzolit com. Pomoinic com. Cocerjinți A. Orizontul de humus, adânci- Conținutul global al Pi os Solubilita- tea’) Pe 05 Conținutul global al ps O5 Solubilita- tea ’) P. O mea o—20 cm 0.10% 39-6% 0.12% 34-2% B. Orizontul brun-roșcat lipsit de carbonați, dela 0 adâncime de aproximativ 100 cm.. . . 0.10% 4i-7%- 0.10% 39-6% C. Orizontul palid deschis de acu- mulare iluvială de carbonați, dela 0 adâncime de aproxima- tiv 200 cm 0.08% 37-5% O.O9 %2) 42-5% Astfel confruntarea datelor analizei globale cu datele solubilității acidului fosforic ne dă încă odată temeiu să conchidem, că procesul degradării provoacă în păturile superioare ale solului distrugerea compușilor greu solubili, cari conțin acid fosforic, transportând P, O5 în păturile inferioare și depunându-1 aici din nou, dar sub o formă mai solubilă. Și acum, plecând deaici, putem face ipoteze cari ar putea lămuri faptul puternicei reacțiuni a cernoziomului asupra îngrășămintelor fosforice și ale slabei reacțiuni din partea solurilor degradate asupra aceloraș îngrășăminte. In solurile degradate planta pătrunzând cu rădăcinele sale în pă- turile inferioare ale solului, găsește acidul fosforic necesar nutrirei sale, în ') Adecă cantitatea acidului folforic, extrasă de i 0'0 HC1 și exprimară în °/o 0 o conținutul ei global în specimen. Iată cifrele exacte: Pomoinic Cocerjinți Conținutul Cantitatea Conținutul Cantitatea global extrasă de !*>/<> HCI global extrasă de 1% HDI Orizont. A O.IOI 0.04 0.117 0.04 » B 0.096 0.04 0.101 0.04 » C 0.08 0.03 O.O94 0.04 Sau 0.12, socotind pentru sol, lipsit de humus și carbonați. DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ formă ușor solubilă, și prin urmare este asigurată în privința acestui element; de aceea introducerea îngrășemintelor fosforice sau nu provoacă deloc sporirea recoltei (ceeace vedem de obiceiu în solurile gri-deschis podzolite), sau o provoacă, însă puțin (solurile gri-închise podzolite). Din contra, îhcernoziom, unde n’avem o acumulare de P2O5, ușor solubil în păturile inferioare ale so- lului, alimentarea plantei cu acest element nu e asigurată, deși acest acid se găsește în pătura superioară într’o cantitate destul de mare. Din această cauză introducerea îngrășemintelor fosforice provoacă un efect puternic. Pentru a verifică această presupunere, am întreprins în 1918 în laboratorul meu (Kiew) o serie de experiențe vegetale cu diferite orizonturi din diferi- tele tipuri de sol, cari au fost întrerupte din cauza evenimentelor externe în Rusia. încercări preliminare totuș am reușit să fac. Voiu trece acum la expunerea rezultatelor acestor încercări. Pentru aceste experiențe am întrebuințat soluri din două profiluri și anume din cernoziom (corn. Drabovo) și din solul gri-deschis podzolit (corn. Toca- reovca). Descrierea acestor profiluri este următoarea: Drabovo gub. P o 11 a v a, teritoriul stațiunii experimentale agricole a zemstvei guberniale. Panta dulce. Solul: cernoziom pe loess, puțin nisipos. Orizontul A, 0—30 cm. Orizontul cu humus. Gri-închis, de structură, gra" nuloasă, nu face efervescență. Orizontul Bp 30—60 cm. Orizontul de tranziție, a cărui coloare gri dispare treptat. Struc- tura e macro-granuloasă. Urmele de viermi sunt dese. Dela 45 cm. începe efervescență, lip- sesc însă acumulări de Ca C O3 vizibile. Orizontul B2, 60—90 cm. Și mai deschis. Structura se pierde treptat. Urmele de viermi și de larve sunt abundente. Pretutindeni pseudo-myceliu e foarte abundent. Crotovinele sunt dese, având în diametru aproximativ 10 cm. Orizontul Cp 90—130 cm. Loessul e gri-murdar, cu crotovine. Pseudo-myceliul e rar. Orizontul C2, 130—200 cm. Leossul e tipic, galben și cu crotovine, fărămicios, puțin ni- sipos, poros, punctat, și cu tubușoare de carbonați. Orizontul C3, 200-300 cm. Loessul e galben deschis, crotovinele și urmele de viermi sunt rare. Comuna T ocareovca, gub. P o d o 1 i a, panta dulce, teritoriul sta- țiunii experimentale agricole a Zemstvei. Solul este gri-deschis podzolit pe loess. Orizontul A, o—15 cm. Cu humus, este gri și are o structură foioasă. Suprafața lamelelor are pete albicioase de Si O2 și ruginii de R« O3. Orizontul Bx 15—50 cm. Orizontul brun-roșcat, lipsit de carbonați, are o acumulare de R2 O3. Petele albicioase de Si O2 sunt în abundență. Structura e foioasă. Orizontul Ba, 50—100 cm. Orizontul de acumulare R2 O3, e tipic, brun-roșcat, și lipsit de carbonați. Structura sa e prizmatică. Suprafața prizmelor e acoperită de Si O.., adeseori cu pete brune închise și lucioase. E compact și când e umed, devine cleios. Orizontul B3, 100—150 cm. E tot așă, dar mai puțin compact și tot lipsit de carbonați. Orizontul Cp 150—230 cm. Orizontul de acumulare de R2 O3, și carbonați; e brun-palid, Limita efervescenței e foarte vizibilă în profil. Structura prizmatică e mai slabă. In jos sunt păpuși de Ca CO3. Orizontul C2, 230—300 cm. Loessul e galben, cu carbonați, lipsit de structură, fin, cu păpuși de Ca CO3 (rare), și cu tuburi; e separat bine de orizontul superior. Institutul Geologic al României 46 N. FLOROV Pentru experiențele de vegetație s’au luat: din primul profil orizontul A (o—30 cm.), B2 (60—90 cm.), și (90—130 cm.); dar din profilul- al doilea A (°—T5 cm.), B2 (50—100 cm.), Cx (150—230 cm.) și C2 (230—300 cm.). Pământul în cantitate de 1500 gr. se așeză în vase de 12,5 cm. în diametru și de 24,5 cm. în înălțime. Pentru îngrășăminte s’a luat Na NO3 în cantitate de 1.25 gr. la fiecare kgr. de pământ, și Na2 HPO4 în cantitate de 0,5 gr. In fiecare TABELA 5 RECOLTA OBȚINUTĂ PRIN EXPERIMENTELE ÎN VASE CERNOSIOM Drabovo SOL GRI-DESCHIS PODZOLIT (Tokariovka) Greutatea grăunțelor în grame Greutatea pailor în grame Greutatea grăunțelor în grame Greutatea pailor în grame Orizontul A, 0 ») '•54 4-44 2.08 4.86 » A, N ...... . I.2I 3-4° 1.49 3-98 » A, P z-35 6.79 1.29 4-38 » A, PN 1.94 7.88 2.03 6.27 Orizontul B.„ O 0.04 0-44 1.58 3-23 » B3, N 0.05 o-34 0.91 2.15 » B. P 0.77 2.56 0-74 '•54 » B., PN 2.21 5.98 0.41 1-49 Orizontul c„ 0 0.05 0-44 0.09 °-44 » c"x o.o7 0-43 0.10 0-39 » C„ P 0.78 1.64 0.46 1-07 »> Ct, PN '•49 4-65 I .20 3'2 Orizontul Cs, O — — 0.04 0-45 » N - 0.08 0.56 Cs, P — — 0.20 0-94 » Cs. PN — 1.48 3 67 vas se așeză la fund nisip și vasul cu pământ cântărea 4000 gr. Experiențele s’au făcut într’o umiditate de 60% (din capacitatea totală de apă a pământului). Sămânța de ovăz a încolțit într’o cutie de zinc și pe urmă s’a răsădit, când colțul a ajuns la 1 cm. Pentru circularea aerului în fiecare vas s’au așezat câte două tuburi de sticlă, care ajungeau până la nisip. In vase s’au pus trei sămințe de fiecare2). *) Denumirile sunt următoarele: O — fără îngrășăminte;N — îngrășăminte cu Na NOS; P — îngrășăminte cu Na2HPO4; PN — îngrășăminte combinată. 2) Experiențele au fost executate în laboratorul meu, de către asistentul meu A. Vasiliev. Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 47 Tabela 5 arată cifrele obținute prin cântărirea recoltei grăunțelor și a pailor sub influența îngrășemintelor deP, N, și P-f-N pentru fiecare orizont. Aici vedem că în privința îngrășămintelui de P2 O5 experiența constată o di- ferență bine pronunțată nu numai între tipurile de sol, ci și între orizonturile unuia și aceluiaș sol. Cernoziomul reacționează z 111 v după 1 n c u t o a t m se in i n t e 1 o r alt tablou P 2O e cele vede 5 s e trei din 1 orizonturi tabelă a mărește oferă solul g r i- orizontul superior și m a i (adică în orizontul de acu îngrășămintele de P2O5 n u de sus deschis ales în m u 1 a r e numai a 1 e vădit p o - c ț 1 u n e a în jos. (T o c a r e cel b r u de R2 O, sale. Și î n g r ă ș ă- C u totul o v k a): în n-roșcat Și P2O5) c ă n’ a u mărit c o 11 a, zontul a t â c î i e 1 or; ci din contra brun roșcat au micșorat - o, scăzând recolta in chiar mai mult decât n Ș i privința grăunțelor, cât numai si în în orizonturile cu mai jos de 1.5 m.) î n g r ă ș ă m â n t u 1 a pro c V o de două privința a r b o n a ț i c a t o m ă r r e- ori- 0 r i, p a- (d e i r e a recoltei destul de vădită. Aceleași date le demonstrez prin diagramele Dagrama din fig. 10 arată diferențele în plus sau în figurilor 10 minus dintre Și 11. recolta din vasul cu îngrășământ și din cel fără îngrășământ, spre a se vedea mărirea (însemnatăîn partea superioare a ordonatei cu-|-) sau micșorarea (—) recoltei, pe care au dat’o diferitele orizonturi ale celor două soluri. De ex. pentru cernoziom (linia punctată) s’au înscris: la orizontul A diferența dintre 2,35—1.54= 0.8; adică diferența între recolta orizontului îngrășat cu P5 O5 și recolta aceluiaș orizont fără îngrășământ. Tot asemenea pentru orizontul B2 dela 50 cm.: 0.77—0.04= 0.73 etc. Pentru solul (orizontul A) 1.29—2.08= — 0,79 ș. a. m. d. gri - deschis podzolit Acțiunea îngrășămintelor fosforice în experiențele în vase asupra orizonturilor solurilor Institutul Geologic al României 48 N. FLOROV Legenda .....Cernoziom Tschernoziom (Drabovo) -----Sol gri-deschis podz.Hellgrauer podz. Lehm. (Tocariovca) Fig. ii 1 Se vede, că acțiunea P2O5 asupra cernoziomului este pozitivă și aproape pentru toate orizonturile constantă, pe când la solul gri podzolit, acțiunea P2O5 este negativă asupra orizonturilor superioare, devinind pozitivă numai pen- tru orizonturile de mai jos de 1.5 m. Diagrama din fig. n arată aceleași date, dar calculate în °/o în privința recoltei, obținute în orizontul respectiv fără îngrășământ. Cu alte cuvinte, digrama arată, cu câte procente a crescut recolta orizontu! dor sub acțiunea P2O5 a aceloraș soluri din diagrama 10. Se vede că acțiunea cea mai puternică s’a produs asupra orizontului cernoziomului dela 60—90 cm., unde recolta a devenit de 18 ori mai mare (1800%) E de notat, că acțiunea negativă a îngrășămintelor de P2 O5 asupra orizontu- rilor superioare ale solului gri închis podzolit apare chiar și în cazul, când la P2 O5 se adaugă și salpetru. Și numai la acel orizont al solului podzolit, în care avem alăturea de R2 O3 și o acumulare de carbonați, (orizontul Ci dela o adâncime de 150—230 cm.), precum și la orizontul de loess (orizontul C2, 230—300) se manifestă o acțiune pozitivă a îngrășămintelor, deși aici acțiunea nu se pro- duce în aceeaș proporție, ca în cernoziom. 2 . In ce privește îngrășămintele azotate, datele obținute sunt mai puțin indic-tive, decât acele privitoare la îngrășămintele fosforice. Institutul Geologic al României \ ICRZ DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPA 49 Elaborând un program de cercetări amănunțit, am reușit să fac numai câteva lucrări prealabile, pe care le voiu aminti pe scurt. înainte de toate, în ce privește experiențele de câmp, aceste experiențe ne dau un tablou destul de clar: cifrele, aduse pe pagina 39 ne arată, că reacția solului la introducerea îngrășămintelor azotate, crește pe măsura degra- dării. In ce măsură faptul acesta e condiționat de schimbări în repartizarea materiei organice și anorganice în profilul solului, schimbări, provocate de procesul degradării ? Aceasta este o întrebare, care așteaptă încă pe cerce- tătorul său. Separând însă din această întrebare mare o chestie particulară, cu privire la humus, voiu arătă aici următoarele rezultate ale cercetărilor mele, fără ca să determin rolul acestor fapte și importanța lor în întrebarea mai sus menționată. înainte de toate, știm că procesul degradării provoacă o scădere a humu- sului în sol (vezi fig. 5). Astfel, solurile degradate, cari reacționează simțitor la introducerea îngrășămintelor azotate, sunt în acelaș timp sărace în humus. Cercetările viitoare vor arătă, dacă între aceste fapte este o legătură cauzală. Repartizarea humusului în orizonturile solurilor din diferitele stadii de degradare Fig. 12 Humusul descrește cu adâncimea pe nesimțite Ia cernoziom și sol gri-închis pod- zolit și descrește brusc la cele două probe de sol gri-deschis podzolit 4 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României \ IGRZ 5° N. FLOROV Apoi, procesul degradării crează o diferență foarte mare între cernoziom și solurile degradate din punctul de vedere al repartizării humusului în profil. Analizele, făcute de mine, ne arată, că, cantitatea de humus se micșorează de sus în jos, în toate solurile, independent de stadiul degradării. Dar ceea ce e de notat, e, că această micșorare a cantității de humus în profil se produce cu atât mai net și mai brusc, cu cât solul e mai degradat. Diagrama din figura 12 demonstrează această regulă. Astfel, solurile degradate sunt mai sărace în humus nu numai în orizontul superficial, ci și în orizonturile inferioare. Din experiențele în vase, putem constata, că salpetru nu provoacă o acțiune pozitivă nici asupra cernoziomul ui, și nici asupra solurilor podzolite, afară de orizonturile in- ferioare, unde seobservă o foarte micămărire arecoltei în urma îngrășămintelor azotate. Aceasta se vede din tabela 5 și figurile 13 și 14, cari sunt alcătuite la fel, ca și figurile 10 și 11. în- trucât tocmai orizonturile inferioare sunt sărace în humus, și întrucât solurile degradate,sărace în humus, reacționează foarte simțitor la introducerea îngrășămintelor azotate în experiențele de câmp, toate aceste date ne suge- rează ideea, că odată ce se cercetează rolul îngrășămintelor azotate în antestepă, e timpul suprem să examinăm și rolul humusului, formelor lui, canti- tății, etc. Acțiunea îngrășământului de azot în experiențele în vase asupra orizonturilor solurilor Legenda ........ Cernoziom Tschernoziom (Drabovo) --------Sol gri-deschis podz. Hellgrauer podz. Lehm (Tocariovca) Fig. 13. Adausul de azot a avut influență negativă asupra recoltei în orizonturile superioare ale cernoziomului și solului podzolit. Ac- țiunea pozitivă începe odată cu orizontul cu carbonați. Mărirea (+) micșorarea (—) recoltei pe orizonturi Institutul Geologic al României DEGRADAREA CERNOZIOMULUI IN ANTESTEPĂ 51 Aceleași date, însă considerând recolta de pe pă- mântul fără îngrășământ ca unitate, pentru a se vedea de câte ori recolta pe pământul din orizontu- rile cu îngrășământ e mai mare ca pe cel fără în- grășământ CAPITOLUL VI. SCHEMA GENERALĂ PENTRU CARACTERIZAREA PROCESULUI DEGRADĂRII CERNOZIOMULUI Aceste sunt concluziile, pe cari le-am putut face în baza sistemului de cer- cetări, adoptat de mine. Ele se văd strânse la un loc în alăturata «schemă generală pentru caracterizarea procesului degradării cernoziomului», schemă în care arăt paralel și simptomele A) morfologice B) chimice și C) agronomice ale degradării cernoziomului. După cum am spus și în prefață, această schemă trebue considerată ca o schemă prealabilă și care poate că în viitor vă sufere oarecari corective. In orice caz însă e incontestabilă idea, pe care atn dorit să-o inspir prin lucrarea de față cetitorului, și anume că în procesul degradării cernoziomului, în pro- cesul acestei metamorfoze, foarte complicate, a solului, trebue să vedem acel obiect, asupra căruia trebue să se îndrepte atât analiza noastră, cât și atenția și cercetările noastre, atunci când căutăm rezolvirea chestiunilor de mai sus. Acest fenomen complicat este fundamental în procesele formării solului în re- giunea antestepei; și tot el este fundamental și în determinarea poate chiar a majorității particularităților agronomice ale solurilor din această regiune. Chișinău, Martie 1924 N. FLOROV. Institutul Geologic al României IGR/ CUPRINSUL Pag. Introducere.............................................................................. 3 Capitolul I. Câteva observațiuni asupra rolului pădurilor în procesul degradării. 5 Capitolul II. Morfologia procesului degradării......................................... 9 Capitolul III. Chimia procesului degradării............................................ 19 Capitolul IV. Influența procesului degradării asupra unor însușiri agronomice ale solului.......................................................................... 36 Capitolul V. Datele chimice asupra elementelor nutritive pe orizonturi și încercări de aplicare a metodei experiențelor în vase în studiul orizonturilor de sol degradat......................................................................... 40 Capitolul VI. Schema generală pentru caracterizarea procesului degradării .... 51 Anexe: Caet de cercetări pedologice pe teren cu explicație Desenurile profilelor de sol Forma elementelor de structură (fotografie) Tabela 7. Datele analizei chimice Bibliografia TABELA 6 PENTRU CARACTERIZAREA PROCESULUI DEGRADĂRII CERNOZIOMULUI DUPĂ DATELE OBȚINUTE IN URMA STUDIULUI ANTESTEPEI DIN GUB. KIEV. Stadiul degra- dării Simp- CERNOZIOMUL NEATINS PROCESUL DEGRADĂRII N Ol g3 & o tw CO > începând studierea antestepei din Kiew în 1910, am constatat, că în lite- ratură lipsesc schemele necesare și conducătoare pentru clasificarea solurilor antestepei, și în lucrările mele prealabile am elaborat atât o schemă pentru clasificarea amănunțită a solurilor din antestepă, cât și un caiet de cercetări pe teren, bazat pe această schemă, și întrebuințat apoi (în 1913—1917) în expediția pedologică a Zemstwei Kiewului, condusă de mine. Anexez aici acest caiet; schema de clasificare, pe care se bazează, o dau în lucrarea de față, la pagina 18; iar mai înainte a fost publicată în 1916 în ediția rusă «Materiale pentru studierea solurilor și subsolurilor din gub. Kiew»1). Din acest caiet vedem ușor, că la baza descrierii solurilor din antestepă e pus principiul, care e considerat de mine ca fundamental în formarea solu- rilor antestepei, și anume formarea orizonturilor iluviale și eluviale în pro- fil, și mai cu seamă a orizontului brun roșcat. Toate simptomele, în număr aproape de 70, sunt împărțite în grupări, fiecare din aceste grupări cores- punzând unui anumit orizont, genetic independent. Cercetătorul, făcând lucrări pe teren, era obligat să noteze: 1) prezența sau absența fiecărui simp- tom în profil; și 2) gradul de pronunțarea lui. Prof. Nabochih cu ocazia ridicării hărții pedologice a Podoliei în 1915 atinge între altele și schema mea, în prefața lucrării sale: «Materiale pentru cercetarea solurilor și subsolurilor din gub. Podolia», voi. I. In această lucrare D-sa caracterizând metodele mele de cercetări pe teren, *) Materiaux des recherches pedolique dans le district du gouv. Kiew. Memoire de la societe imperial d’agriculture de Ia Russie meridionale 1916 (cu un rezumat în limba franceză). ICR. V Institutul Geologic al României I N. FLOROV arată atât utilitatea schemei mele, cât și originalitatea ei prin faptul, că introduce în cartografie sistemul de a «utiliza pentru scopuri de clasificare numai simptome de degradare homogene din punct de vedere genetic» T), apucând prin urmare «pe calea de preferință a simptomelor de o anumită geneză» și construindu-se astfel «o nouă, originală și uni- tară schema de clasificare cu un număr minimal de simptome conducă- toare, care deși este foarte simplă, totuș e cu totul suficientă pentru a distinge toate variațiunile fundamentale ale solurilor degradate din antestepă»2). Cu ocazia conferinței internaționale pedologice dela Roma, ce s’a ținut în Maiu 1924, Biuroul Comisiunii V Internaționale pedologice («Cartogra- phie du Sol») a publicat în Maiu 1924 sub redacțiunea, d-lui prof. Murgoci traducerea în rezumat a broșurei lui Nabochih «Pedologische Arbeit im Felde» cu o prefață de prof. A. Till. In această broșură se găsește un caiet pentru lucrări pedologice pe teren, întitulat: «Nabochihs Notizbuch der Bodenuntersuehung in der Natur fur Tschernoziomgebiet, bearbeitet von Florov und Murgoci 1924» 3), care cuprinde cu foarte mici schimbări4) caietul meu de față, înaintat de mine Comisiunii menționate încă în Ianuarie 1924 pentru publicare ca anexă la articolul meu «Uber die bodenkartogra- phischen Arbeiten in der Ucraina». Am găsit, că s’a făcut o greșeală, că s’a adus schimbări caietului meu prin adausele (asupra florii și stării culturale punctului cercetat), precum și că s’a atribuit caietul profesorului Nabochih, sau e considerat ca fiind prelucrat de Florov și Murgoci. Deasemenea țin să remarc, că caietul a fost alcătuit special pentru antestepă, și nu pentru cernoziom, cum este dat în caietul broșurii amintite. Deaceea, în urma dorinței mele, în publicația Comisiunii V Internațio- nale pedologice din voi. «fîtat de l’etude et de la cartographie du sol», ce a apărut în Septemvrie 1924 sub redacțiunea D-lui Murgoci, caietul meu s’a publicat în articolul meu «Uber die bodenkartographisen Arbeiten in der Ucraina»5) fără schimbări și greșeli menționate, adică sub forma și titlu, după cum l-am prezentat la timp Comisiunii și după cum îl public și în ucrarea de fată. 9 CAIET DE CERCETĂRI PEDOLOGICE PE TEREN pentru regiunile de antestepă (Waldsteppengebiet) de N. FLOROV. Întrebuințat în expediția pedologică a Zemstvei Kievului în 1913—1917. Localitatea. Structura Structura Structura pârtii Relieful oare Altitudinea dela nivelul mării E N £ Orizontul cu humus, omogen colorat (A) Orizontul brun roșcat de acumu- lare a R2 O3; partea necolorată cu humus și lipsită de carbonați Orizontul brun-roșcat de acumulare a R2 Og; partea colorată cu humus și lip- sită de carbonați________ Orizontul cenușiu (podzolit) de acumu- lare a SiOs Orizontul brun roș- cat de acumulare a R2 O3; partea cu carbonați » ■■ —- ■ * ■ Structura *3 o Structura părții supe- rioare 3 E E £ vi E E 10 16 14 18 20 19 24 26 27 28 29 30 31 32 E tu o E E E E C5 72 V Vezi Prefața la lucrarea: Materiale pentru studierea solurilor și subsolurilor din gub. Podolia, Voi. I, 1916 2) Idem. 3) Iar în prefața de prof. A. Till numit «ein Probeblatt der letzten Zusammenstel- lung von Murgoci und Florov». 4) Sunt introduse câteva coloane și anume pentru descrierea florei și stării culturale a punctului cercetat. 5) Vezi V-eme commission internaționale pe‘dologique. Etat de l’etude et de la carto- graphie du sol dans divers pays de l’Europe, Amerique, Afrique, et Asie, pag. 252. \ IGR/ Institutul Geologic al României N. FLOROV Degradarea cernoziomului în antestepă TABLA I TREI PROFILURI DE SOLURI DIN DIFERITE STADII DE DEGRADARE. DE- SENURILE SUNT FĂCUTE DUPĂ COLECȚIUNILE D-LUI N. FLOROV DIN 1922—1923, CARE SE PĂSTREAZĂ ÎN MUZEUL NATIONAL DIN KIȘINĂU lipul de sol: cernoziom de stepă pe loess. Localitatea: Pudachi, Basarabia, malul Mării-Negre. N. Catalogului 56 T i p u 1 de sol: Sol gri-închis puțin podzolit pe loess cu două etaje. Local.: Percauți, Basarabia; malul drept al Ni- strului. N. Catalogului 77 Tipul de sol: Sol gri-deschis pod- zolit pe argilă loessoidă, având la bază nisipuri. Local.: Darabani, Basarabia. N. Catalogului 76 I N. FLOROV EXPLICAREA DESENURILOR COLORATE TABLA I Trei desenuri colorate prezintă tipurile de sol principale ale antestepei basarabene (720 din mărimea naturală). Probele, adunate de mine în cutii până la o adâncime de 4.5 metri se păstrează în Muzeul Național din Chișinău. Desenul L Cernosiom pe loess, Budachi, Sudul Basarabiei, malul Mării Negre. Loessul e compus din 3 etaje, separate unul de altul prin pătura de sol fosil. Desenul ne dă etajul de loess superior, și solul fosil superior. Eta- jul superior de loess are la o adâncime de 160—240 cm. o pătură de loess brun roșcat cu bieloglazcă, care e caracteristă stepei uscate (semipustie). Solul contimporan prezintă un cernosiom tipic, granulos, cu tranziție trep- tată dela un orizont la altul. Desenul II. Solul gri-închis, puțin podzolit, pe loess, Percauți, Nordul Basarabiei. Loessul e compus din două etaje, ceeace e caracteristic părții nordice a Basarabiei. Desenul ne reproduce ambele etaje și solul fosil între ele. Solul contimporan are orizontul brun roșcat, de acumulare a R2 O3 clar pronunțat, și extins până la o adâncime de 110 cm., acest orizont e clar deli- mitat de orizontul de acumulare al carbonaților, așezat mai jos; linia efer- vescenței e bine vizibilă. Orizontul brun roșcat e compus din partea supe- rioară, care și-a păstrat coloarea de humus și partea inferioară, sau brun roș- cată, propriu zis. Desenul III. Solul gri-deschis podzolit pe argila loessoidă de terasă, având la bază nisipuri; Darabani, Nordul Basarabiei. Loessul are un caracter delu- vial, e compus dintr’un etaj, e puțin stratificat, ceeace caracterizează regiu- nile aluviale. Dela o adâncime de 345 cm. loessul se înlocuește cu nisipuri cu prundiș. Solul contimporan prezintă extremul stadiu de degradare, având nu numai orizontul brun roșcat al acumulării R2O3. (50—105 cm.), ci și orizontul albicios al acumulării Si O2 (20—50 cm.). Orizontul brun roșcat e pronunțat și mai clar, decât în profilul precedent, si e delimitat si mai bine • * * de orizontul cu carbonați, așezat mai jos. Linia efervescenței (la o adâncime de 105 cm.) e foarte pronunțată. Descrierea orizonturilor a parte și mărimea lor sunt date în tabla I, pe pagina din stânga. I II III A. Oriz. cu hu- mus, omog. colorat. 0-30 r A. Oriz. cu humus structura granuloa- A. A. Oriz, cu humus, structura foioasă. 0-20 Structura granuloa- să-foioasă. o-35 cm. cm. să. cm. B. Oriz. cenușiu; B. B. Oriz. de tranzi- ție Dela 50 cm. apa- B. Bj. Partea superi- oară a oriz. brun- B.. acumulare de Si On. 20-50 30-63 roșcat, colorată cu humn q re pseudomicelliul. 35-60 C. Oriz. brun-roș- cat.; structura priz- matică și «linia efer- vescenții» sunt pro- nunțate foarte bine. C. Loessul gri-gal- ben cu pete de hu- mus, găuri de viermi crotovine, punctație. 65-100 B2. Partea inferi- oară a oriz. brun- roșcat, necolorată cu humus. Iluviul de R2Os se observă b2. 60-1 IO c. 50-105 prin coloare și structură. D. Oriz. de loess D. prizmatic, palid-roș- cat cu beloglazca. 100-160 C. Etajul superior de loess, oriz. palid de acumulare a • CaCO3; găuri de I10-200 viermi, tubulețe de carbonați. EP Oriz. de loess brun-roșcat, priz- matic. Beloglazca se E,. 160-240 D. Argila loessoidă, găsește rar. D. Solul fosil de tip cernoziom, puțin degradat. Oriz. cu humus. Apar croto- D. 200-250 galbena, cu punc- tuație, pete ruginite și crotovine (rar). Pretutindeni car- D. *05-345 E2. Acelaș loess, dar e2. vine. bonați sub forma de tubulete. * mai deschis. 240-260 E. Oriz. palid cu carbonați al solului Flt Oriz. de loess palid deschis cu ga- F,. i fosil, cu crotovine ' foarte dese. Apar E. 250-300 i uri de viermi, e bo- 260-300 carbonați sub for- gat în carbonați. ma de păpuși. F2. Acelaș loess. A- f,. par crotovine. 300-370 F. Loess palid-eta- jul inferior. E stră- F. 1 puns de crotovine 300-400 E. O pătură de E. (fosile). prundiș. 345-3/0 G. Solul fosil su- G perior, brun-roșcat, prizmatic, cu croto- vine. 370-450 cm. G. Acelaș loess. G. F. Nisip stratificat și cu carbonați. F. 370-450 Crotovinele sunt 400-450 cm. 1 rare. cm. I II III Institutul Geologic al României II-III N. FLOROV 59 EXPLICAREA FOTOGRAFIILOR TABLA II ȘI III Fotografiile prezintă elementele de structură din diferitele orizonturi ale solurilor din diferite stadii de degradare (2/3 din mărimea naturală). NN I, 3 și 5 ne arată structura cernosiomului, NN 2, 4, 6 și 7 ne dau structura solului gri-deschis podzolit. N 1. Elementele de structură granuloasă a cernosiomului, dela o adâncime de 25 cm. (orizontul cu humus, A). N 2. Elementele de structură prizmatică ale solurilor gri-deschis pod- zolite; dela o adâncime de 25 cm. Comparând N 1 cu N 2, vedem clar, că procesul degradării schimbă conturile rotunjite ale grăunțelor, dându-le un caracter cu muchii drepte. N 3. Elementele de structură granuloasă mașcată a cernosiomului, dela o adâncime de 60—80 cm. (Orizontul de tranziție, B.). N 4. Elementele de structură nuciformă a solului gri-deschis podzolit, dela o adâncime de 30 cm. (orizontul albicios). Comparând N 3 cu N 4, vedem că procesul degradării distruge carac- terul ondulos al elementelor, inerent cernozionului. N 5. Elementele de structură în coloane neregulate ale cernosiomului (forma granuloasă-lungăreață), dela o adâncime de 90 cm. (orizontul de tranziție). La stânga, jos se văd acumulări de pseudomiceliul de carbonați. N 6. Elementele de structură prizmatică mascată, din orizontul brun roșcat al solului gri-deschis podzolit, dela o adâncime de 90 cm. Comparând N 5 cu N 6, vedem, că sub influența procesului degradării «coloanele» cernosiomului cu conturele lor onduloase, se înlocuesc cu prizme, adică cu elemente, cari au fețe plane și muchii drepte și pronunțate. N 7. Elemente de structură șistoasă și foioasă din orizontul superficial al solului gri-deschis podzolit. No. 1. Elemente de structură granuloasă (microgranu- loasă) ale cernoziomului, Orizontul cu humus (A) TABLA II STRUCTURA SOLURILOR ȘI SUBSOLURILOR DE STEPĂ ȘI ANTESTEPĂ No. 2. Elemente de structură prizmatică (micropriz- matică) ale solului gri-deschis podzolit. Orizontul cu humus (A) TABLA III No. 5. Elemente de structură lungăreață-granuloasă (sau în coloane neregulate) ale cernoziomului. Ori- zontul de tranziție (B) N. FLOROV Degradarea cernoziomului în antestepă No. 6. Eemente de structură prizmatică (macropriz- matică) ale solului gri-deschis podzolit. Orizontul brun roșcat No. 3. Elemente de structură granuloasă (macrogranu- loasă) ale cernoziomului. Orizontul de tranziție (B) No. 4. Elemente de structură nuciformă ale so- lului gri-deschis podzolit. Orizontul cenușiu No. 7. Elemente de structură șistoasă (si foioasă) ale solului gri-deschis podzolit. Orizontul cu humus Institutul Geologic al României DATELE ANALIZEI GLOBALE No. 200. COMUNA UZIN, GUB. KIEW. PLATOU; CERNOZIOM PE LOESS. TABELA 7 ioc PĂRȚI DE SOL (USCAT LA TEMPERATURA AERULUI), CONȚIN: LA 100 PARTI DE ȘI o2 • 100 PĂRȚI DE SOL LIPSIT DE HUMUS ȘI CARBONAȚI ȘI USCAT LĂ TEMPERATURA DE 105», CONȚIN: humus co2 H2O (hig.) H2O (chim) Pierde- rea prin combus- tie Azot SiO2 P*OS A12O3 Fe2Oa Mn3O4 CaO MgO K,O Na, O a» CaCO3r 4gCO3 total ai3o3 F^O, SiO2 P2O. Al2Oa Fe2O3 . ^n3O4 CaO MgO Na,O ILO 'chim) Orizontul A, o—50 cm. gri-închis, structura granuloasă 6.02 0.05 3.84 1.40 11.26 0.46 73-67 0.09 8.30 2.82 0.06 • 1.19 0.34 1.89 I .02 0.09 0.01 100.6c 11.27 3-83 81.81 0.10 9.21 3-i3 0.06 1.26 0.36 2.09 1 -i 3 t -55 Orizontul B, 60—140 cm. Tranziție; dispa- riția treptată a coloarei gri. Pretutindeni e pseudomiceliu; crotovine 4.04 2.91 0.94 6.96 0,16 68.40 0.08 • 7-75 2.97 — 6.19 0.81 1.75 0-97 7.76 1.18 99-92 ii-33 4-34 80.43 0.09 9.11 3-49 — 2.17 0.29 2.05 1.14 * I .10 Orizontul C, 140—220 cm. Loessul e foarte mult bortilit de cârtiță, e murdărit prin scurgerile humusului 1 -3° 5.20 2.23 1.27 4.80 0.05 68.19 0.06 8.33 2.61 0.04 6.97 i-39 1.81 O.98 9-23 2.15 100.38 12.21 3.08 80.13 0.07 978 3.06 0.04 2.12 0-43 2.12 115 1.49 Orizontul E, 300—380 cm., Loessul galben- deschis, cu vinișoare de carbonați, Croto- vinele sunt rare 0.70 4-49 2.23 i-57 4-50 0.07 69.89 0.06 9.51 3-09 1 0.06 5-30 1.92 i-93 I .09 1 • 6.78 2.86 101 .84 13.61 4-42 79-93 0.07 10.87 3-53 0.06 1.72 0 .64 2.20 1.24 1.79 • NO. 6033. COCERJINȚI, GUB. KIEW. PLATOU; SOL GRI-DESCHIS PODZOLIT PE LOESS. Orizontul A, 0—15 cm., orizontul de humus de coloare deschisă, structura foioasă, pre- surarea de Si O2 e abundentă • 2.88 0.045 2.77 1.66 7.31 74-23 0.117 9-63 3-84 2.31 0.86 I-5I 0-77 0.07 0.01 100.61 12.97 5-17 78.74 0.12 10.21 4-07 ■ 2.40 0.90 I .60 0.81 1.75 Orizontul Bj, 15—30 cm., orizontul podzolit alb, cu pete brun-roșcate, și pete de Si O2; structura nuciformă 0.82 0.062 3-79 2.91 7-52 nat 72.17 0.182 10.62 5-04 nat 2.51 1.06 1.80 O.65 0.09 0.03 101.51 I4-7I 6.98 75-74 0.09 I I.I4 5.29 ■ 2.58 1.10 1.88 0.68 3-°5 Orizontul B2 3c 150 cm. Orizontal brun- roșcat, structura prizmatică, suprafața priz- mei lucie; e lipsit de carbonați 0.70 0.072 3-84 3 84 8.38 • m g 70.02 O.IOI 12.18 5-23 m i 2.06 I.I5 0.92 0-54 0.09 0.05 100.66 17-41 7-46 73-45 0.10 12.78 5-48 ■'— 2.10 1.18 O.96 0.56 4.02 Orizontul C, 150—200 cm. Acelaș orizont; structura piramidală, foarte compactă .... 0.52 0.072 4-03 3-70 8.25 t e r 70.19 0.095 12.02 5-u t e r 2.09 1.11 1.41 O.92 0.09 0.05 101.26 17.16 7.28 73-64 0.10 * I 2.61 • 5-36 « 2.14 1.14 • 1-47 0.96 3-88 Orizontul Dj, 200—225 cm. Orizontul galben deschis, iluviul de carbonați; pretutindeni vinișoare de Ca CO3 0-73 7.98 3.41 3-76 7-90 d e 55-78 0.094 9-56 4-38 d e 11.67 1.07 1.68 O.8l 15-97 1.71 100.94 r I7-I3 7-^5 71-34 0.12 12.21 5.60 — 3-43 0-33 2.15 1 -03 4.81 Orizontul D2, 225—280 cm. Loess închis. Sol fosil, mai sărac în carbonați 0.90 3.03 3-iQ 3-3i 7.40 69.11 0.062 8.26 3.60 < 8.43 3-5i 85-29 O.o6 7.20 2-99 — 0.32 0.07 i-55 1.05 2.33 Institutul Geologic al României INDICATORUL LITERATURII (Pe scurt) *) A. AGAPITOV N, Adamov A. BÂCIHIN N. BOGOSLOVSCHl N. DIMO V. DOCUCIAEV P. ENCULESCU N. FLOROV In chestia originii cernoziomului. Comunicările secției ost-siberiene a societății imperiale ruse de geografie, 1881 (r). Factorii productivității cernoziomului rus. (r) In chestia mobilizării și demobilizării acidului fosforic în orizonturile cernoziomului din comuna Ploti. (r) In chestia trecului stepelor noastre. Revista rusă. «Pedologia» 1902. (r) Asupra unor evenimente de dezagregare în regiunea șesului rus. Comu- nicările comitetului geografic 1889. (r) Asupra conținutului de humus în diferitele orizonturi. Materiale pentru studiul solurilor ruse VI. (r) Apercu geo-pedologique sommaire de Ia pârtie meridionale de Gouv. de Saratow Bodenkunde 1903 No. 2. Materiale pentru aprecierea pământurilor din gubernia Nijnii-Nov- gorod. B. X., XII, XIV. (r) Materiale pentru aprecierea pământurilor din guv. Poltava. B. I-XVI. (r) Asupra podzolului.Lucrările societății imperiale libere economice, 1880.(r) Cernoziomul rus 1883. (r) Stepele noastre înainte și acum 1892. (r) Metode pentru rezolvirea chestiunii, dacă în stepele Rusiei de Sud au fost cândva păduri. Lucrările societății imperiale libere economice 1889. (r) Trecutul solului din câmpia română 1921. Curs de agro-geologie (litografiat; neterminat încă, 1921—1922). Materiaux des recherches pedologique dans le district du Guv de Kiev. Memoire de la sociătă imperial d’agriculture de la Russie meridionale 1916. (r; rezum, franc.) Experimente în massă cu îngrășeminte minirale în guv. Kiev și cerce- tările de sol în legătură cu aceste experimente 1912. (r) Zur Frage iiber den Dcgradierungsprozess des Tschernosiom» und iiber die Bcdeutung dieses Prozcsses fiir cinige Gebiete der Agronomie. (Comptes rendus de la conference extraordinaire agrop6dologique a Prague 1922). 1924. Zur Frage iiber die Klassification der Boden der Wald-Steppe. (Comptes rendus...) 1924. Experimente în massă cu îngrășăminte minerale în guv. Kiev. Dare de seamă generală pe 3 ani, 1915. (r) Uber die bodenkartographischen Arbeiten in der Ukraina. Etat l’etude et de la cartographie du sol. Collection de memoires de differănts auteurs presentes a la 4 eme conference intern, pedolo- giq. de Rome. x) Litera r în paranteze înseamnă, că lucrarea e publicată în rusește. Institutul Geologic al României 64 N. FLOROV I. Freiberg Materiale pentru aprecierea pământului din jud. Kromny din guv. Orei 1902. (r) K. Glinca Formarea solului, caracteristica tipurilor de sol și repartițiunea geo- grafică a solurilor 1913. (r) St. C. Hepites Pocivovedenie (Manual-Pedologie) 1908. (r) Clima și pădurile. A. 1SMAILSCHI B. IANOVCIC și Bondarev KORGINSCHI Schimbatu-sa clima? 1S98. Umiditatea solului 1894. (r) Cercetarea solului din guv. Herson prin metoda cu experimente în vase 1913. (r) Lucrările societății naturaliștilor din Cazani V. XVIII și XVII. Fron- tiera nordică a regiunii cernoziomului, (r) p. Kostacev Solurile regiunii de cernoziom din Rusia, 1886. (r) — Formarea și însu irile humusului. Lucrările societății naturaliștilor din Petersburg XX, 1889. (r) — Legătura dintre soluri și unele formațiuni de plante. Congresul al VIII al naturaliștilor și medicilor din Rusia, 1890. (r) K RÂȘNOV P. KOSSOWITSCH Stepele ierboase din emisfera nordică, (r) Die Schwarze'.de 1912. — In chestia conținutului de bioxid de carbon în soluri. Jurn. Rus de agro- nomie experimentală 1900. (r) A. KRASIUC Planta, fosforitul și solul 1910. (r) Cercetările asupra scoarței solului ale școalei de pomicultură din guv. VORONEJ. (r) A. KOSTELETSCHI Jurn. (rus) de agronomie experimentală 1909. S. KRAWKOW In chestia productivității solurilor în privința P2O5. (r) Cercetări asupra studiului rolului, pe care îl joacă tericiul în formarea solului 1911. (r) — Materiale asupra studiului descompunerii resturilor de plante în sol I9o8(r) . — Cercetări asupra unor însușiri fizice ale cernoziomului din stepa neex- ploatată. (r) E. A. MlTSCHERLICH Bodenkunde fur Land und Fostwirte 1920 G. Morozov Materiaux pour l’dtude de l’ecorce d’alteration dans le district de Bobrov, gouv. de Woronege. Gh. Munteanu murgoci Die Bodenzonen Rumaeniens. — The climate în Roumaniaand vicinity in the late quatemary times 1910 A. NABOCHI Granița între pădure și stepă. 1907. Problema clasificării în pedologie, (r) — Scurte observațiuni asupra subsolurilor din guv. Podolia și regiunile vecine 1915. (r) — Câteva observațiuni la harta pedologică schematică a guv. Podolia. (r) — Materiale pentru cercetările solurilor și subsolurilor din guv. Podolia. (r) — Rezultatele cercetărilor prealabile ale solului dela 1906—1911 în Sud- Vestul Rusiei, (r) — In chestia metodei cercetărilor pedologice pe teren și în laborator 1914—1916. (r) — Mersul și rezultatele lucrărilor pedologice în guv. Harcov. 1914. (r) — Compoziția și geneza diferitelor orizonturi ale unor soluri și subsoluri , din Sudul Rusiei, (r) Institutul Geologic al României (GR, INDICATORUL LITERATURII 65 P. Ototki N. Okinsevici O scurtă caracteristică a tipurilor de sol din guv. Saratov 1884. (r) Pădurile Basarabiei și raporturile cu relieful regiunii și al solurilor. Analele societății naturaliștilor din Rusia, XXXII 1908. (r) I. PACIOSKI Stepele regiunii Mării Negre. Analele societății imperiale geografice din Rusia de Sud 1908. (r) După redacția prof. D. Pranișnicov. D. RUSESCU E. Ramann Rezultatele experimentelor în vase și ale cercetărilor în laborator, (r) Este angidridul fosforic accesibil plantei? 1899. (r) Chestiunea împăduririlor artificiale in România 1906. Forstliche Bodenkunde und Standortslehre 1903. — Der Ortstein und aehnliche Sekundarbildungen in den Diluvial—und Aluvialsanden. Iahrb. d. k. press. geol. Landesanst. fiir 1885 Ber- lin 1886. — Ueber Bildung und Kultur des Ortsteins Zeitschrif. Forst- und Jagd- wesen. 1886. H. I. — Die Waldstreu und ihre Bedeutung fiir Boden und Wald. 1890. Ruprecht N. SlBIRȚEV Bodenkunde, 1911, Berlin. Geobotanische Untersuchungen iiber den Tschernoziom, 1886. Materiale pentru aprecierea pământurilor din jud. Epifan guv. Tuia, 1899- (r) — Cernoziomul în diferite țări 1898. (r) K. SPRENGEL TH. SAIDEL Pedologie (Manual) 1900. (r) Bodenkunde, 1837. Untersuchungen iiber die Reaction wesserlicher Bodenausziige 1913. TH. SAIDEL și E. PROTO- POPESCU PACHE A. Sabanin Saharov Rezultatele unor încercări de vegetație cu soluri și extracte de soluri. Manual prescurtat de pedologie, 1909. (r) Scoarța dezagregării și cernoziomul din stepa Lorii, Bodenkunde, 1906. (r) p. Slioskin SMIDT Exerciții asupra humusului, 1900. (r) Cercetări fizico-chimice ale solurilor și subsolurilor din zona cernozio- mului din Rusia, 1879. (r) Tulaikov Acțiunea diferitelor elemente nutritive introduse în sol sub formă de îngrășăminte, 1911. (r) Tanfiliev G. Baraba și stepa Kulundina în regiunea Altai, 1902. (r) — Granița pădurilor în Rusia de Sud 1894. (r) M. Tcacenco W. Williams Welbel Cercetările botanico-geografice în zona stepei, (r) Rolul pădurii în formarea solului, (r) Pedologie (Manual), 1914, 1916. (r) Lucrările stațiunii experiementale din Poltava, experimente în vase, (r) G. WISOTSKI Condițiunile culturii pădurilor din raionul silvic, Samara, 1908. (r) — Cercetările geologice în zona cernoziomului din Vestul Siberiei, (r) — Pădurea și stepa; jurnalul (rus) silvic, 1904. (r) — Din cele mai vechi documente asupra schiților, râurile principale, și lipsa de păduri în stepele din Rusia de Sud, jurnal silvic, 1905. (r) — Iluviul din stepa și structura solurilor de stepă, jurnal (rus), Pedologie, 1901- (r) — Importanța hidro-climaterică a pădurilor din Rusia 1911. (r) — Observas. hidrologique et geo-biologique dans Veliko-Anadol, 1899. 5 ,4nuarul Inst. Geologic al României Pol. XI. ■A Institutul Geologic al României IGRZ Institutul Geologic al României UBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN VON Prof. N. FLOROV VORWORT Die vorliegende Arbeit beriihrt zwei Fragen, die mit einander eng ver- bunden sind: x. Die Frage iiber die Degradierung des Tschernosioms, 2. Die Frage iiber den Einfluss, welcher die Degradierung auf die agrono- mischen Eigentiimlichkeiten des Bodens ausiibt. Was die erste Frage anbetrifft, so ist sie erst verhăltnissmăssig vor kurzem aufgetaucht. Die Vermutungen iiber die Moglichkeit eines Degradierungsprozesses in der Natur waren iibrigens in der russischen Litteratur schcn in den Jahren 1880—1890 ausgesprochen, aber nur in einer allgemeinen Form und fanden nicht sofort eine allgemeine Anerkennung. Eine planm ăssigere Erforschung dieser Fragen sehen wir erst im Anfang dieses Jahrhunderts und besonders in der Zwischenzeit von 1905 bis 1915, als die Arbeiten des russischen Zemstwo in der Erforschung der Bodendecke der Loesszone in Russland eine hohe Entwickelung erhielten. Mit dem Studium dieser Zone sind hauptsăchlich die bedeutendsten Schriften iiber die Degradierung verbunden. Erst spăter ist die zweite Frage aufgekommen. Wir finden in der Lite- ratur iiber die Loesszone nur zufăllige Andeutungen, welche diese zweite Frage beriihren und zwar erst in den Schriften des Anfangs dieses Jahr- hunderts. Auf diese Weise erscheinen diese beiden Fragen neu und es ist natiirlich, dass dariiber in der Bodenliteratur nur spărliches Material enthalten ist, wobei diese Fragen in der russischen Bodenliteratur hauptsăchlich beriihrt worden sind. Da augenblicklich diese Literatur bis auf einige Ausnahmen nicht zu meiner Verfiigung steht, so bin ich der Moglichkeit beraubt einen Uber- blick iiber diese Literatur zu geben. Indem ich diesen Umstand sehr be- dauere, mbchte ich versuchen diese Liicke bis zu einem gewissen Grade auszufiillen und gebe am Ende dieser Schrift ein Verzeichnis der Arbeiten, 5* £ Institutul Geologic al României \ igrz 68 N. FLOROV welche einige oder sogar entfernte Beziehung zu den von mir erorterten Fragen haben. Dieses Verzeichnis ist von mir teils auf Grund der in meinen Hănden sich befindlichen Schriften, teils auf Grund der bei mir sich befindlichen Anmerkungen zusammengestellt. Es ist naturlich nicht vollkommen und kann nur eine provisorische Bedeutung haben, da esunter solchen Umstănden zusammengefasst ist, welche die Moglichkeit einer normalen Bearbeitung des ganzen wissenschaftlichen Materials ausschliessen. Diese Umstănde sind auch die Ursache, warum ich im Texte keine Stellen aus den Schriften anfiihre. Zum Schlusse halte ich es fiir notig zu bemerken, dass, wie ich es im IV. Kapitel erwăhne, meine Arbeiten inbetreff der beriihrten Fragen haupt- săchlich zu der Zeit sich beziehen, wo ich im Auftrage des Kiewschen Zemstwo im Verlaufe von einer Reihe von Jahren, von 1910 angefangen, die Erforschung der Boden im Kiewschen Gouvernement unternahm. Einen Teii des bei diesen Arbeiten gewonnenen Materials habe ich ver- offentlicht, den anderen Teii zum Druck vorbereitet; er ist aber bis jetzt nicht gedruckt. Diese meine Arbeit enthălt die Grundthesen und die Er- gebnissc des ganzen Materials. Gleichfalls halte ich es fiir notig darauf hinzuweisen, dass das Ziel die- ser Arbeit darin besteht, das erlangte und zerstreute Material iiber die Frage der Degradierung des Tschernosioms in ein bestimmtes Schema zusammen zustellen, welches nach Moglichkeit die Frage von verschiedenen Stand- punkten betrachtet: dem morphologischen, chemischen, und agronomischen, und einen in dieser Hinsicht ersten Versuch vorstellt. Dabei muss ich be- merken, dass dieses Material, obgleich es nicht umfangreich ist und den Charakter von Vorarbeiten trăgt (siehe die agronomischen Versuche), den- noch auf eine bestimmte Gesetzmăssigkeit hinweist, auf gewisse Verallge- meinerungen schliessen lăsst und leicht dem von mir gegebenem Schema sich anpasst (siehe Kapitel VI). Deswegen, obgleich dieses Schema als ein zeitweiliges oder eher als ein Arbeitschema angesehen werden muss, halte ich dennoch seine Veroffentlichung vollstăndig fiir zeitgemăss, wie infclge der Wichtigkeit der Frage, die in letzter Zeit aufgetaucht ist und der Diirftig- keit der Literatur hinsichtlich dieser Frage, so auch infolge der bestimmten Hinweisungen, die auf Grund dieses Schemas inbetreff der weiteren Rich- tung der Arbeiten gemacht werden konnen. Kischineff, Mărz, 1924. N. FLOROV EINLEITUNG Der Begriff «Waldsteppe» gehort zu jenen Begriffen und Ausdriicken, fur die es in der wissenschaftlichen Literatur bis jetzt sehr unklare und zuweilen sogar widersprechende Definitionen gibt. Ich stelle mir aber nicht als Aufgabe die verschiedenen Meinungen dartiber zu kritisieren, oder das dazu betreffende Material auszulegen. Indem ich zugebe, wie schwer es ist eine vollstăndige Definition von diesem Begriffe zu geben, will ich nur auf einige Bemerkungen betreff der beriihrten Frage mich beschrănken und nur um das Folgende begreiflicher zu machen. Das Grundmoment, welches der Begriff «Waldsteppe» in sich einschliesst, ist die Erscheinung des Kampfes zwischen zwei Pflanzenformationen, dem Walde und der Steppe, wobei es ganz gleichgiltig ist, ob dieser Kampf bis heute besteht, oder ob er mehr oder weniger zu Ende ist, und demgemăss zwischen diesen beiden Gemeinschaften-Antagonisten (Wald und Steppe) ein dauerhafter Waffenstillstand eingetreten ist. Aus dem gesagten ergibt sich auch ein anderer w’esentlicher Umstand, welcher zu Grunde des Begriffes liegt: die Erscheinung des Klimaw’echsels. In der Tat, die zwei feindlichen Formationen verlangen zu ihrem Gedeihen verschiedene klimatische Bedingungen. Wenn wir im gegebenen Moment diese beiden Formationen zu gleicher Zeit, auf einem und demselben Gebiete, in einem und demselben geografischen Rayon und bei gleichen Bedingungen des Makro- und Mikroreliefs sehen, so gibt es keine andere Erklârung fur diese Erscheinung, als diejenige, dass hier einst ein Klima geherrscht hat, welches gtinstig fur eine gewisse Formation war, wobei diese sich auch wirk- lich entwickelt hat, dass aber dann das Klima sich zu Gunsten der anderen Formation verăndert hat; diese letztere drang ins Gebiet ein, nahm es ein, aber nur teilweise, wobei eine Reihe von Bezirken im Besitze der ersten Formation blieb. Mit anderen Worten das fur die Steppe gunstige Klima verănderte sich und es trat ein Klima ein, welches fur den Wald gtinstig war2); dieser letztere drang in die Steppe ein und nahm ihren grosseren oder klei- neren Teii ein. Auf diese Weise bildet sich ein eigenartiger physikalischer geographischer Rayon, wo zwei feindliche Formationen n ebeneinander existieren, wobei t) Oder umgekehrt. In dieser Arbeit aber habe ich nur die Erscheinung des Ein- drigens des Waldes in die Steppe im Auge. ■ M Institutul Geologic al României IGRZ 7° N. FLOROV sie bald den Kampf um das Gebiet, zuweilen mit abwechslendem Erfolge, (lokale klimatische Schwankungen), fortfiihren, bald die gewonnenen Positio- nen befestigen und das Status quo aufrechterhalten. Diese merkwiirdige Verănderung und diese bemerkenswerte Abwechselung in der Natur findet ihren Ausdruck in den verschiedenartigen Erscheinungen. Man kann diese Verănderung durch botanische, klimatologische und geolo- gische Fakta konstatieren. Mit besonderer Măchtigkeit aber offenbart sie sich in den Boden. Die Sache ist năhmlich die, dass die Steppe einen bestimm- ten Bodentypus — den Tschernosiom — bildet. Ihr Antagonist— der Wald— ist auch der Antagonist der Tschernosioms, und nachdem der Wald in den Tschernosiom eingedrungen ist, zerstort er ihn im Verlaufe von verhălt- nissmăssig kurzer Zeit, degradiert ihn und verwandelt ihn endlich in Podzol. Es ist bemerkenswert folgendes. Der Wald dringt in die Steppe langsam, allmăhlich ein, indem er hier Waldinsel bildet, da ereinige Bezirke einnimmt, und andere nebenbeiliegende ganz oder zeitweilen frei lăsst. Darum wenn wir ein Gebiet in der Schlussperiode des Waldeindringens beobachten, so konnen wir mit Leichtigkeit solche Bezirke bemerken, welche nicht egal lange von Wăldern bedeckt waren. Da aber das Vorhandensein des Waldes auf dem Tschernosiom seine Degradierunghervorruft, so kann auch der Degra- dierungsgrad des Tschernosioms je nach der Dauer des Vorhandenseins des Waldes auf dem Tschernosiom sehr verschieden sein. Dieser Umstand bedingt den Komplexcharakter der Bodendecke der Waldsteppe mit den verschiedenen Varianten der degradierten Boden und den verschiedenen Degradierungsstadien des Tschernosioms, welche in ihrer Gesammtheit uns das vollstăndige Bild des Uberganges des Tschernosioms in den Podzol zeichnen. Dieser bunte Komplexcharakter also und diese Mannigfaltigkeit der Degradierungsgrade der Boden, welche zuweilen sogar auf nicht all- zugrossen Landstrecken beobachtet wird, bilden das wesentlichste Merkmal des Waldsteppenregims. Das zweite Merkmal ist die Unregelmăssigkeit, eine auf den ersten Blick gewisse Ordnungslosigkeit in der Verteilung der Degradierungsvarianten auf der Oberflăche eines gewissen Gebietes und die merkwiirdige Mannigfaltigkeit zwischen den nebeneinander liegenden, nicht schnell vor den Augen abwechselnden Degradierungsvarianten; wobei diese Abwechselung nicht im Zusammenhang mit den Bedingungen des Makro- und Mikro- reliefs stehen kann. So z. B. kann in einem Teii eines Plateau’s-Tscherno- siom und im anderen Teii desselben Plateau’s-Podzol, oder ein weniger de- gradierter Boden sein, wobei keine Verănderung des Reliefs zu bemerken ist, also nicht durch den Relief wird diese Verteilung der Bodenvarianten hervorgerufen. Die Mannigfaltigkeit der Bodendecke der Waldsteppe ist voii unerwar- teter Kontraste, was wir auch in anderen Reichen der Natur beobachten. i, Institutul Geologic al României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 7r wie z. B. im Tierreiche, wo neben den typischen Vertretern des Waldes wir diejenigen der Steppe sehen, aber noch mehr fălit in’s Auge dieselbe Erschei- nung im Pflanzenreiche auf. Von dem Standpunkte der Bodenkunde aus, ist also die Waldsteppe ein eingenartiger physikalisch-geogra- phischer Rayon, welcher in derVergangenheit eine scharfe Verănderung des Klimas und eine dem entsprechende Verănderung der Pflanzenformationen durchgemacht hatundjetzt einenKomplex von Tschernosiom1), Podzol und verschiedener Ubergangsstufen zwischen diesen beiden Typen vorstellt, dabei kann die Verteilung aller dieser Varianten auf dem gegebenen Gebiete mehr oder weniger unregelmăssig, ordnungslos sein, in keinerAb- hângigkeit vom Makro-und Mikrorelief, undvollKon- traste. Das charaktervollste Merkmal also fur die Waldsteppe ist die Degradie- rung des Tschernosioms. Die Waldsteppe zu studieren ist also vor aliem die Erscheinung der Degradierung des Tschernosioms zu ergriinden, und die Boden der Waldsteppen zu klassifizieren heisst vor aliem sie nach den Merk- malen, welche den Degradierungsprozess kennzeichnen, zu gruppieren. K A P I T E L I. EINIGE BEMERKUNGEN OBER DIE BEDEUTUNG DES WALDES IM DEGRADIERUNGSPROZESSE. Die Bedeutung des Waldes, als eines Faktors, welcher eine bestimmte Rolle im Prozesse der Bodenbildung spielt, wird in den Arbeiten der Boden- forscher schon seit der ersten Elălfte des vorigen Jahrhundertes hervor- gehoben. Ubrigens erst in den neunzigerr Jahren dieses Jahrhunderts wurde bestimmter die Frage iiber die eigentliche Entstehung derjenigen Wald- boden, welche in Form von geringeren oder grosseren Inseln im Waldsteppen- gebiete auftauchen, beriihrt. Erst um diese Zeit wurde die Frage iiber die- jenigen Processe und iiberhaupt iiber diejenigen Verănderungen erortert, welche im steppischen Tschernosiom im Falie von Eindringen des Waldes in die Steppe entstehen konnen. Zum ersten Mal beschrieb diese Verănde- rungen vom morphologischen Standpunkte aus Professor Korschinsky, 1)Es kann vorkommen, dass der uns interessierende Rayon gar keinen Tschernosiom enthălt, d. h., dass er liberali vom Walde bedeckt w a r oder ist, aber dass Vorhandensein hier von Boden mit verschiedenem Degradierungsgrade zeigt uns s o f o r t auf denWaldsteppencharakter der Gegend. \ ICR. Institutul Geologic al României 72 N. FLOROV beim Untersuchen der nordlichen Grenze des Tschernosioms im Siiden Russlands und er war es, der den Prozess der morphologischen und physisch- chemischen Verănderungen im Tschernosiom unter dem Einfluss des Ein- dringens in denselben des Waldes — mit dem Namen «Degradierung» be- nannt hatte. Ubrigens in den Arbeiten von Korschinsky, wie auch von Kostitschev, gleich wie auch anderer Forscher dieser Zeit, war nur das Schema zur Schilderung der Eigentiimlichkeiten dieses Prozesses an- gegeben. Und erst die folgenden Forscher, schon in unserem Jahrhunderte, fingen an die Einzelheiten dieses Prozesses zu ergriinden, obgleich vieles auch jetzt noch einer weiteren Untersuchung und Erklărung bedarf. Worin besteht denn das Wesen dieses Prozesses, seine Ursachen und Ergebnisse ? Zweifellos ist es, dass wir in der Degradierung es mit einer sehr kom- plizierten Reihe von Erscheinungen zu tun haben, unter deren Einfluss der Tschernosiomboden neue besondere Merkmale und Eigenschaften erlangt. Die am hăufigsten vorkommende Ursache der Entstehung und Entwicke- lung des Degradierungsprozesses ist das Verdrăngen der Grăsergemeinschaft durch die Waldgemeinschaft. Und darum, um in dem Komplexe dieser Er- scheinungen sich zu orientieren, miissen wir vor aliem feststellen, ob und welcher Unterschied zwischen den Wald- und Steppgrasgemeinschaften hin- sichtlich der Gestaltung dieser oder jener Bedingungen fiir das Leben des Bodens und fiir die Entwickelung der Bodenbildungsprozesse existiert. Ich halte es nicht fiir moglich ausfiihrlich in diese Frage einzugehen.. da sie nicht die Aufgabe dieser meiner Arbeit ist und will mich nur mit einer kurzen Darlegung der allbekanten Grundsâtze beschrănken. Um sich die Bedeutung des Verdrăngens der Grăsersteppenformation durch den Wald zu erklaren, miissen wir vor aliem folgendes Moment in Anbetracht ziehen: der Tschernosiom ist ein die Trockenheit liebender Bo- den, welcher in den Bedingungen einer geringen, oder nach der Termino- logie des Prof. Glinka, măssigen Durchfeuchtung sich bildet. Vom Walde gewaltsam eingenommen, verăndert der Tschernosiom scharf die Bedin- gungen seines Daseins, und zwar die Bedingungen seines Wasserregims. Ohne in die Streitfragen iiber die klimatischen, durch den Wald hervor- gerufenen, Verănderungen einzugehen, mochte ich aber nur die hydrologi- schen Verănderungen ins Auge fassen. Allbekannt sind die Grundsătze, die auch durch die Arbeiten einer Reihe hydrologischer Versuchsstationen be- stătigt werden, nămlich: a) der Wald hălt das Tauen des Schnees auf, indem er auf diese Weise in dem Prozesse des Tauens eine Allmăhlichkeit und Lang- samkeit hervorruft, und dadurch eine schnelle und reichliche Anhăufung von Tauwasser vorbeugt; b) der Wald hălt den Abfluss von Tauwasser auf der Oberflăche der Erde zuriick; c) der Wald vermindert die Aus- diinstung des W’assers von der Oberflăche, da die Bodenflăche im Walde Institutul Geologic al României \ IGRZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 73 von der Wirkung der Sonnenstrahlen und trockener Winde geschiitzt wird; d) der Wald endlich setzt die jăhrliche durchschnittliche Temperatur des Bodens und der Luft herab und vergrbssert die Feuchtigkeit der letz- teren. Schon an und ftir sich kbnnen alle diese Faktoren die Feuchtigkeit in den oberen Bodenhorizontenx) erhohen, sogar wenn die Menge der atmos- pherischen Niederschlage ohne Verănderung bleibt. Aber ausserdem kommt in den Bedingungen der Waldpflanzenwelt noch ein Faktor vor, welcher in derselben Richtung wirkt und der Erhohung der Feuchtigkeit in den oberen Horizonten des Bodens beitrăgt und dessen Rolle in dieser Hinsicht fur wesentlich und sehr wichtig annerkannt werden rnuss; ich meine hier nămlich die sogenannte Waldunterlage (Streudecke), welche aus abgefallenen Blăttern, Nadeln, Aesten, Zweigen u. s. w. sich bildet. Nach Krawkows 2) Meinung ist diese tote Walddecke ein reguiie- rendes Verbindungsmoment zwischen den Prozessen, welche einerseits in der umgebenden Atmosphăre vorkommen, und den Prozessen, welche ander- seits in den Oberhorizonten der Boden sich entwickeln, und zwar muss diese Walddecke als einer der wichtigsten Faktoren, welche den Charakter der Wasserbylanz des Bodens bestimmen, anerkannt werden. Die Sache ist nămlich die, dass obgleich diese Decke eine recht geniigende Feuchtigkeit enthălt, sie aber dennoch mit Miihe und langsam das eingesaugte Wasser in die Luft zuriickerstattet. Indem sie weiter den unter ihr liegenden Boden beschattet, beschiitzt sie ausgezeichnet, sogar wenn sie selbst ausgetrocknet ist, den Boden vor dem Austrocknen. Besonders muss man es von der oberen Schicht dieser Walddecke, d. h. von den frisch gefallenen Blăttern, sagen, da die letzteren gar keine Kapillarităt besitzen und darum gut die niedriger liegenden Schichten vor Ausdiinstungen bewahren. Infolge dieser aller Umstănde muss man feststellen: im Walde ist die Aus- niitzung der Feuchtigkeit durch den Boden eine vbllige; hier findet also ein sehr starkes Einsaugen nicht nur des Regenwassers, sondern auch des Tauwassers statt; die ausgefallenen Niederschlăge dringen sehr griindlich in den Boden ein und die oberen Bodenschichten niitzen sie in sehr betrăcht- lichem und jedenfals in einem grbsseren Masse aus, als es in den Be- dingungen des Gras-Steppenregims der Fall ist. Auf diese Weise, wenn die Verănderung des Klimas iiberhaupt unter dem Einfluss des Eindringens des Waldes in die Steppe auch streitbar er- scheint, so bleibt dennoch die Verănderung des «Bodenklimas», d. h. der klimatischen Erscheinungen, welche sich in den Bodenhorizonten und zwar i) Alle diese Erwâgungen beziehen sich nicht auf die tiefer liegenden Horizonte, to das Bild ein ganz anderes sein kann. 2) KRAWKOW: Untersuchungen im Gebiete des Studiums der Rolle einer abgestorber.en Streudecke in der Bodenbildung. Institutul Geologic al României 74 N. FLOROV besonders in den hoheren abspielen, eine zweifellose Tatsache. Das Eindringen des Waldes bezeichnet fiir den Boden eine starke Verănderung des Klimas, nămlich eine Wendung in der Richtung zu einer grosseren Feuchtigkeit hin, wenn sogar dass algemeine Quantum der Niederschlăge mit dem Eindringen des Waldes in die Steppe unverănderlich dasselbe bleibt. Diese Verănderung in der Intensivităt der Durchfeuchtung der oberen Bodenhorizonte ist eine Grundverănderung, welche durch das Eindringen der Waldvegetation in die Steppe hervorgerufen wird. Seinerseits ruft diese Verănderung eine andere nicht weniger wesentliche hervor. Wir wissen, dass zu den Elementen, welche ein wesentliches und eigentiimliches Merkmal des Bodens bilden, sein organischer Bestandteil, der Humus, gehort. Ohne hier in das Auseinanderlegen des komplizierten Bestandes dieses Elementes năher einzugehen, will ich nur bemerken, dass in den Bedingungen der Wald- formationen wir zwei Eigentiimlichkeiten beobachten: i. unter dem Ein- fluss dieser Bedingungen nimmt der Humus neue loslichere Formen an als es in den Bedingungen der Steppenformationen der Fall ist; 2. da der Wald im Boden eine sauere Reaktion hervorruft, so geht hier der Verwitte- rungsprozess in anderen Bedingungen vor sich, als in der Steppe, wo der Verwitterungstypus neutral und sogar schwach alkalisch ist. Endlich will ich noch auf einen Unterschied zwischen den Grăser- und den Holzgewăchsgemeinschaften zeigen, welcher ebenfalls eine sehr wesent- liche Rolle in dem Degradierungsprozesse spielt. Die Grăserpflanzen sind meistens einjăhrig und der ganze organische Stoff, welcher im Verlaufe einer Vegetationsperiode sich gebildet hat, stirbt in dieser Periode vollstăndig ab; wobei der in diesem Falie sich angesammelte abgestorbene organische Stoff erstens gleichmăssig auf der Oberflăche des Bodens, gleich wie auch in der Bodenmasse sich ablagert, und zweitens auch in Form von einer dichten kompakten Masse sich absondert, in der keine freie Luftcirkulation vorkom- men kann, infolge dessen einzelne Teile dieser Masse nur schwach dem Ein- fluss dieses Faktors ausgesetzt sind. Den Gegensatz zu den Grăsergewăchsen bieten die Holzgewăchse. Diese letzteren sind vieljăhrig (perennierend). Wăh- rend ihres vieljăhrigen Lebens stirbt jăhrlich nur ein verhăltnissmăssig ge- ringer Teii ihres Organismus ab, wobei der jăhrlich absterbende organische Bestandteil fast ausschliesslich auf der Bodenflăche sich ansammelt, wăh- rend im Schosse der Erde jăhrlich nur die Wurzelfasern und ein geringer Teii der Wurzel absterben, wobei ihre Menge unbedeutend ist. Ausserdem ist es wesentlich sehr wichtig, dass der auf der Bodenflăche konzentrierte organische Stoff der Holzgewăchse, also die Blătter, Zweige und iiberhaupt das Material, das die Waldunterlage bildet, in Form von einer lockeren Masse sich ablagert, welche in allen ihren Teilen der Luft zugăn- glich ist.. Auf diese Weise kann man den Unterschied zwischen den beiden Typen jP&- Institutul Geologic al României IG RZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 75 der Pflanzengemeinschaften hinsichtlich der Bedingungen, unter deren Ein- fluss die Bodenprozesse sich vollziehen, folgendermassen kurz zusammen- fassen: i. Der Boden unter den Holzgewăchsen in den oberen Horizonten befindet sich in Bedingungen einer intensiveren Durchfeuchtung, als der Boden unter den Grăsergewăchsen. 2. Der Boden unter den Holzgewăchsen hăuft auf seiner Oberflăche eine Menge von abgestorbenem lockerliegendem orga- nischem Stoffe an und im inneren des Bodens s a m- m e 11 sich nur eine geringe Menge von d i e s e m Stoffe an; wăhrend bei den Grăsergewăchsen die Menge des organischen Stoffes mehr oder weniger liberali gleichmăssig verteilt istund dabei den Charakter einer dichten Masse hat. 3. Der abgesonderte o r- ganische Stoff im Boden der Waldformationen b e- sitzt eine permanente sauereReaktion, und im Bo- den der Grăserformationen — eine neutrale Reak- tion, oder annăhernd neutrale. Diese biologischen Eigentiimlichkeiten, die den zwei verschiedenen Typen der Pflanzengemeinschaften eigen sind, iiben einen wesentlichen Einfluss auf die Bodenprozesse aus, und darum wăhrend der Tschernosiom, also der Boden der Steppen, vom Walde eingenommen wird, so kommen in ihm sehr wesentliche Verănderungen vor, wie hinsichtlich der organischen Masse, d. i. des Humus, so auch hinsichtlich der mineralischen Masse. Ihrerseits rufen diese Verănderungen natiirlich wesentliche Verănderungen in der Morphologie des Bodens hervor. Zur Erklărung und Auseinanderlegung der Gesammtheit dieser hoch interessanten Eigentiimlichkeiten des Tschernosioms, die durch den Degra- dierungsprozess hervorgerufen werden, gehe ich jetzt iiber, und mochte vor aliem mit der Charakteristik der Morphologie des Prozesses einwenig năher mich befassen. K A P I T E L II. DIE MORPHOLOGIE DER DEGRADIERUNG. Die Morphologie des Degradierungsprozesses habe ich in der Ukraini- schen Waldsteppe, hauptsăchlich im Kiewschen Rayon *), studiert, welcher l) Nachdem ich die ukrainische Waldsteppe bereist habe, halte ich mich fur berechtigt zur Verallgemeinerung der aus der Kiewschen Waldsteppe erhaltenen Schliisse und zur Be- hauptung, dass dasselbe Bild nur mit wenigen unbedeuteeden Variationen liberali auf dem grossen Gebiet der Ukraina vorkommt. Zu denselben Schliissen gelange ich auch jetzt, wo ich die Waldsteppe von Basarabien und Bucovina erforche. Institutul Geologic al României \igrZ 7& N. FLOROV fiir’s Studium ein sehr dankbares Material bietet: hier haben wir hăufig Urtschernosiom und nebenbei alle seine Degradierungsstadien, dann ein typisches Bild von Waldsteppenrelief, eine Waldsteppenfauna und -flora; endlich sehen wir hier einerseits den Kampf zwischen dem Walde und der Steppe, der sich bis jetzt fortsetzt (der nordhche Teii), und anderseits haben wir hier auch solche Bezirke, wo dieser Kampf lăngst erloschen und schon von je her ein gewisses Gleichgewichtssystem Platz gefunden hat (haupt- săchlich der sudliche Teii). Bevor ich zum weiteren ubergehe, halte ich es fiir notig hier eine Be- schreibung eines typischen Profils des Kiewschen Tschernosioms zu geben. Profil beim Dorfe Lukaschewka, Kiewsches Gouvernement: Horizont A, o — 45 Cm. Humushorizont, dunkelgrau, vollkommen gleichartige Fărbung. In dem Teile, welcher vom Pfluge aufgewcrfcn wird, ist die Struktur unaus- gesprochen, oder einwenig kriimmelig-pulverig; niedriger, wo der Pflug nicht ankommt, ist die Struktur kriimelig. Die einzelnen Krumel haben von 1—7 mm im Druchmesser. Die Seitenflăchen dieser Krumel sind nicht glatt und flach, sondern zuweilen hervorstehend und konvex, zuweilen konkav, ohne scharfe Konturen und Ecken, wodurch die Flăche weich wellenartig erscheint. Eine grosse Anzahl dieser unregelmăssig zerstreuten Seiten- flăchen eines jeden Kriimeles geben dem Krumel das Aussehen eines vieikantigen Gebildes mit einer durchwiihlten schwammzellenartigen Oberflăche. Die grosseren Krumel zerfallen- leicht beim Anstossen in kleinere Krumel mit ebensolchen Konturen. Die Dimensionen des Kriimels in verschiedenen Richtungen sind mehr oder weniger egal. Die untere Grenze des Horizontes tritt nicht markiert hervor, so dass der Horizont allmăchlich und unscheinbar in denfolgenden Horizont iibergeht. Auf derTiefe von 25 Cm.făngt der Boden an aufzubrausen, wobei die hier vorhandenen Ca CO3-Anhăufungen mit dem Auge nicht bemerkbar sind und erst in der Tiefe von 35—40 Cm. treten die Karbonaten in Form von zahlreichen Schim- mel-Anhaufungen (Pseudo-Mycellium) auf. Der Schimmel uberzicht wie mit weisslichen Federn die Klumpen des Bodens, indem er in besonders grosser Menge in den hohlen Rău- men, lăngs den Wurmgăngen u. s. w. sich ansammelt. Horizont B,45 — 120 Cm. Uebergangshorizont inbetreff der Humusfărbung kenn- zeichnet sich durch allmăhliches Hellerwerden der dunkelgrauen Fărbung, die nach unten hin ganz verschwindet. Der Horizont vermengt sich ganz unbemerkt mit dem dritten Hc- rizont. tjberall eine Menge von Karbonatschimmel, wie auf der Flăche der einzelnen Struk- turkriimel, so auch lăngs den Wurzeln- und den vielen Wurmgăngen. Der Horizont ist durch Maulwurfsgănge (Krotowine) stark durchgraben. Die Kriimeligkeit des ersten Horizontes (A) ist auch hier bemerkbar, aber nach unten hin vergrossern sich die Krumel, indem sie die Grosse einer Haselnuss erreichen, und auf diese Weise geht die feine Krumelstruktur in eine gtdbere iiber. Die Konturen dieser groben Krumel entsprechen im allgemeinen den kleincn Kriimeln des Horizontes A, und wir bemerken hier dieselben weichen wellenartigen Kon- turen, wie im Horizont A. Nach unten hin mit der Vergrfisserung des Umfanges der groben Krumel entsteht auch hăufig eine verschiedene Vergrosserung der Durchmesser dieser Kriimel, infolge dessen die Nussform eine nach unten hin verlăngerte Form erhălt. Die Flăche aber dieser einwenig ausgedehnten «Săulchen» bleibt dieselbe, wie bei den Kriimmeln d. h. sie hat eben solche weiche Konturen, die konvexen Flachenteilen wechseln sich hăufig, wenn auch nicht scharf, mit den konkaven ab. Auf diese Weise fehlen hier ganz grosse, egale, glatte Flăchen, wie auch die scharf ausgeprăgte Geradlăufigkeit der Kanten und Beriihrungs- linien. Infolge der unregelmăssigen Form und einer zufălligen Verteilung einzelner Teile Institutul Geological României X igr2 UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 77 haben die Beriăhrungslinien der Teilflăchen das Aussehen unregelmiissiger Muster und Zeich- nungen, die sich unregelmăssig verflechten, in deren Zellen bald konkave bald konvexe Teil- chen vorkommen. Wie die Kriimel, so auch die «Săulchen» besitzen keine grosse Festigkeit und zerfallen beim Anstosse in kleine Stiicke, welche auch die Form oder von «Săulchen», oder von Kriimeln haben. Horizont C, 120—160 Cm. Lbss, stark von «Krotowinen» durchgraben, von dem Durchgesickerten aus dem oberen dunkleren Gestein leicht beschmutzt und darum mit einer schmutzig grauen hellgelben Schattierung. Einige Steilen des Profils unbeschmutzt, hellgelb, nach unten hin kommcn sie hăufiger vor. Der Loess zerfăllt in «Săulchen» mit einer unregelmăssigen durchgewiihlten Flache. Menge von Karbonatschimmel und Karbonat- rohrchen. Horizo nt D, 160—200 Cm. Hellgelber Loess mit Karbonatrohrchen. Krotowinen selten. Dunkelfarbige Punktierung. Dieser Tschernosiom beim Eindringen der Waldvegetation verăndert sich von Grund aus. Diese Verănderungen, welche wir mit dem Namen «Degradierung des Tschernosioms» bezeichnen und welche eigentlich den Charakter der Podzolbildung haben, beriihren wie die chemische Beschaf- fenheit des Profils, so auch seine morphologischen Eigentiimlichkeiten. Was die chemischen Verănderungen anbetrifft, so, wie bekannt, besteht das Wesen des Podzolbildungsprozesses darin, dass die Verwitterung bei disem Prozesse unter dem Einfhisse der saueren Losungen verlăuft, wobei im Zusammenhange mit diesem Prozesse im Boden eine Reihe von Plori- zonten und Schichten *), die fur diesen Prozess so eigenartig sind, sich bildet. Die sauere Losung nămlich, indem sie die Bodenmasse zersetzt, wăscht aus den oberen Schichten vor aliem die leicht loslichen Karbonaten der Alkal- erden und dann die Sesquioxyden, alkalische Erden und Alkalien (und P2 O5) aus, und lăsst Kieselsăure zuriick. Auf diese Weise, wăhrend man im Tscher- nosiom die mehr oder weniger gleichartige Verteilung der Oxyden im Profil beobachtet, haben wir im Profil des degradierten Bodens eine wesentliche Umgestaltung der Verteilung der Oxyden, und in dieser Hinsicht kann man folgende drei Momente feststellen: 1. Die Anhăufung von Si O2; dieses findet in der oberen Bodenschichte statt und wird durch die Auswaschung von hier aller ubrigen Oxyden her- x) Hach der in Russland angenommenen Terminologie werde ich vberall mit dem Namen «Horizont» eir.zelne Teile des Profils nennen, welche durch ihre morphologischen Merkmale auf dem Profil sicbtbar hervortreten und sich von einander unterscheiden. Zuweilen, wenn der Horizont nicht vollkommen gleichartig vom morphologischen Standpunkt aus ist, so unterscheide ich in diesem Horizonte zwei Teile, die ich Unterhorizonte nenne, wobei ich einen oberen Unterhorizont und einen Unterhorizont unterscheide. Die Teile des Profils, welche sich von den angrenzenden durch ihre chemischen Merkmale unterscheiden, nenne ich Schichten oder Unterhorizonte. Den Ausdruck Eluvium gebrauche ich im allgemeinen Sinne, und den Ausdruck «Illuvium»— in dem Sinne, wie ihn Dr. Wisotzky gebraucht, der ihn in die Literatur eingefiinrt hat. € M Institutul Geologic al României VlGR/ 7^ N. FLOROV vorgerufen, infolge dessen diese letzten in der Oberschichte sich verringern, der Prozentsatz aber von Si O2 natiirlich sich hier verhăltnissmăssig ver- grbssern muss. Wir haben also hier eine Eluvialanhăufung von Si O2; 2). Die Anhăufung von R2 O3, RO, R2 O und P2 O5, — welche in einer mehr oder weniger betrăchtlichen Tiefe stattfindet und welche durch das Einwaschen dieser Verbindungen in der Richtung von oben nach unten hervorgerufen wird. Das ist also, eine Illuvialanhăufung von R2 O3> RO, R2 O und P2 O5. Und endlich: 3). Die Anhăufung von R2 O, und P2 Os in der oberen Boden- schicht, welche von der Vegetationstătigkeit bedingt ist. Das ist also die Schicht der Vegetationsanhăufung der Alkalien und Phosphaten. Diese Formierung von Eluvial-und Illuvialanhăufungsschichten wird von neuen morphologischen Merkmalen begleitet, welche im Tschernosiom fehlen und welche zweifellos das Resultat der neuen Bedingungen des che- mischen Bestandes sind. Diese morphologischen Merkmale sind gewohnlich leicht bemerkbar und dienen als Richtschnur in der Frage, ob der Degra- dierungsprozess vorhanden und wie stark der Degradierungsgrad ist, und geben eine sichere Grundlage fiir die Bodenklassifizierungen. Diese morphologischen Merkmale der Degradierung konnen auf folgende Weise zusammengefasst werden: 1) Vor aliem verringert sich die Intensivităt der dunkelen Fărbung des Humushorizontes, was infolge wie der Humus- zersetzung, so auch des Si O2 Anhăufung geschieht. 2) Im Zusammenhange mit der Humusverminderung verringert sich auch die Măchtigkeit der Hu- mushorizonte. Diese Verringerung sogar im Anfangsstadium der Degradie- rung ist an der Humusfarbe des Ubergangshorizontes (B) klar zu bemerken, d. i., also in dem Horizonte, wo man beim normalen Tschernosiom eine ganz allmăhliche Abnahme der Huinusfărbung und einen ganz allmăhlichen Ubergang zum unteren, vom Humus ungefărbten Horizont, beobachtet. 3) Der Charakter des Uberganges eines Horizontes in den anderen verăndert sich schroff, wobei im Anfange der Degradierung eine Grenze zwischen dem Uber- gangshorizont (B)1) und dem niedriger liegenden Horizonte des Loesses (C) bemerkbar wird, und auf diese Weise verschwindet die Allmăhlichkeit des Uberganges, welche wir an diesen Stellen in dem typischen Tschernosiom beobachten. Danach taucht auch allmăhlich die Grenze zwischen dem obe- ren Humushorizonte (A) und dem Ubergangshorizonte (B) auf, und je nach der Ausspiilung des Humus tritt sie scharf hervor. 4) Die Karbonaten werden aus den oberen Schichten in die in einer grosseren oder minderen Tiefe liegenden Schichten ausgelaugt, wobei der Ubergang des karbonatlosen Horizontes in den Karbonat-Horizont mehr oder weniger scharf, dem De- gradierungsgrad gemăss, ausgeprăgt ist. Bei einem starken Degradierungs- grad, wenn wir es mit dem hellgrauen podzolierten Lehm der Wald- ’) Zu sehen die Beschreibung des Tschernosioms in Lukaschewka. JA Institutul Geologic al României XJGRZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 79 steppe zu tun haben, bildet sich ein scharfausgeprăgter Karbonatilluvium- horizont. Er ist auf dem senkrechten Profil an der hellgelben wellenartigen Linie, welche unter dem rotbraunen vollstăndig karbonatlosen Horizonte ruht, ganz sichtbar. Ausserdem ist die Form der Karbonaten in dem Tscher- nosiom und in den stark degradierten Boden auch verschieden. Wăhrend die Karbonaten im Tschernosiom in Form von reichem Schimmel (Pseudo- Mycellium) abgelagert sind und wăhrend erst nach der Tiefe hin das an den Seiten der Rohren abgelagerte Karbonatmehl sich hinzufiigt, sehcn wir in dem Karbonathorizonte der hellgrauen podzolierten Lehmboden gewdhn lich nur die mehlformigen Karbonate (mikrokristalische Form), wobei das Pseudo-Mycellium fehlt. In den Boden der Ubergangsstadien der Degra- dierung kann man die eine Form der Karbonatenablagerungen neben der anderen sehen. 5) Die im Verwitterungsprozesse sich abgelagerten Sesqui- oxyden werden ebenfalls in die niedriger liegenden Horizonte ausgespiilt, wo sie, indem sie sich ablagern, einen entsprechenden Illuvialhorizont bilden, woriiber die Rede schon war. Dieser letzterer kann mehr oder weniger klar ausgeprăgt sein, je nach dem, in welchem Grade der Tschernosiom dem Podzolbildungsprozess ausgesetzt war. Die Bildung des Illuvialhorizontes der Sesquioxydenanhăufungen ist von folgenden ăusseren Kennzeichen be- gleitet: a) der Horizont gewinnt an Zăhigkeit und Dichtigkeit infolge der Zementierung durch Kolloiden der Sesquioxyden, b) er bekommt weiter eine eigentumliche rotbraune Fărbung infolge der Ablagerung der Sesqui- oxyden und c) endlich erhălt er eine prismatische Struktur. Dank diesen Merkmalen konnen wir uns gut in der Frage, ob eine Degradierung statt- findet, orientieren; zugleich dienen diese Merkmale, als Richtschnur bei der Bestimmung des Degradierungsgrades, denn je stărker die Degradierung ausgedriickt ist, desto schărfer treten diese Kennzeichen hervor und um- gekehrt. Das Erscheinen dieser Merkmale in den Anfangsstadien der De- gradierung wird gewohnlich an der Grenze zwischen dem Karbonathorizonte und dem iiber ihm liegenden Horizonte beobachtet, mit der Vermehrung aber der Degradierung und der Avsspiilung des Humus aus den oberen Horizonten verbreiten sich diese Merkmale in der Richtung nach oben. Auf diese Weise haben wir in den Endstadien der Degradierung einen mehr oder weniger măchtigen rotbraunen Horizont von Sesquioxydenanhăufungen, wel- cher unmittelbar unter dem hellgrauen stark podsolierten Humushorizonte und iiber einem hellgelben fast weisslichen Karbonathorizonte liegt, wobei sich dieser Sesquioxydenhorizont von den beiden Horizonten scharf ab- gegrenzt ist. 6) Die im Verwitterungsprozesse sich bildende abgesonderte Si O2 lagert sich ab und hăuft sich in dem Humushorizonte an, wo sie klar bemerkbar ist, da sie in Form von weissem Anflug an den Seiten der Strukturelemente sich ablagert. Bei einer betrăchtlichen Menge der letzteren bekommt der Humushorizont die eigentumliche aschgraue Farbenschattie- ’JĂ Institutul Geologic al României IGRZ 8o N. FLOROV ning, verliert vollkommen die den Tschernosiomboden eigeneKriimelstruktur und erhălt eine plattenartige zuweilen blătterartige Struktur. Dieselbe Ab- lagerung von Si O2 hăuft sich auch niedriger in dem rotbraunen Horizonte an, indem dieses Oxyd in Form von diinnstem Pulver auf der Flăche der Nuss- struktur-Elemente (dariiber weiter) sich ablagert. Aus der Beschreibung der ăusseren Merkmale, welche wăhrend des Pod- solbildungsprozesses im Boden entstehen, sehen wir, dass die Formierung der drei fiir den Prozess so charakteristischen Grundhorizonte, nămlich des Eluvialhorizontes der Kieselsăurenanhăufung, des Illuvialhorizontes der Sesquioxydenanhăufung und des Illuvialhorizontes der Karbonaten von einer fiir jeden Horizont besonderer Fărbung und einer besonderen Struktur be- gleitet wird. Was die Fărbung der Horizonte anbetrifft, so zerfăllt der Profil des Bodens, wie gesagt, in Făllen stark ausgeprăgter Degradierung in fiinf deutlich nach der Fărbung sich unterscheidende Horizonte, welche sind: i) der obere Humushorizont von grauer oder hellgrauer Fărbung. 2) hell- weisslicher Horizont, welche Fărbung durch die vielen weissen Flecken von Si O2-Anhăufungen bedingt wird. 3) der rotbraune R2 O3-Illuvialhorizont. 4) Hellgelber von den Karbonat-Anhăufungen fast weisser Horizont. 5) we- niger heller, rein hellgelber Horizont (wenig verănderter Loess). In den stark degradierten Boden, wie z. B. in dem hellgrauen podzolierten Lehm der Waldsteppe, sind diese fiinf Horizonte scharf von einander ab- gegrenzt und heben sich auf dem Profil scharf hervor. Ebenso deutlich treten auch die Struktureigentiimlichkeiten eines jeden Horizontes hervor. Wollen wir uns einwenig ausfuhrlicher mit den letzteren befassen. Wie es aus der Beschreibung des Tschernosioms hervorgeht, beobachten wir im senkrechten Profil des Tschernosioms drei Strukturtypen: 1) oben die feine Kriimelstruktur, 2) dann im Uebergangshorizont die grobe Kriimel- struktur, und 3) die Săulchenstruktur im unteren Horizonte. Im hellgrauen podzolierten Lehm, welcher eine der hbheren Degradie- rungsstadien vorstellt beobachten wir folgende Strukturtypen. Im Humus- horizont erhalten die einzelnen Teilchen-Kliimpchen die typische Struktur- form von Platten, von denen jede in kleinere diinnere Plăttchen x) (ungefăhr 0,5 mm. dick) zerfăllt, endlich zerfallen ihrerseits auch die letzteren in kleine sehr diinne Plăttchen, welche, indem sie beim Anstoss in kleine Kliimpchen sich zerstiickeln, hăufig an kleine Prismen (die Beschreibung der Prismen kommt weiter) erinnern, aber im Unterschied von den Prismen des rot- braunen Horizontes liegen sie horizontal und nicht senkrecht. Die Flăche eines ieden Plăttchens ist einwenig fleckig, da auf dem allgemein grauen Grunde, vom Humus bedingt, zuweilen hier weisse und rotbraune Flecken auftreten. Dieselbe Platten-Struktur verbreitet sich auch auf den Horizont, ’) Siehe Beilage: Lichtbilder der Strukturelemente. A Institutul Geologic al României \ «3 RZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN Si welcher sofort unter dem Humushorizont liegt und mit reichlichen weiss- lichen Flecken der Kieselsăure-Anhăufungen versehen ist und darum hăufig durch seine weissliche Fărhung sich hervorhebt. Die Flăche der Platten in diesem Horizonte ist in Vergleich mit dem Humushorizonte dichter, mit weisslichen Flecken bedeckt, welche mit rostigen Flecken sich abwechseln. Die Plăttchen in diesem Horizonte, ebenso wie im Humus-Horizonte, zer- fallen leicht in Blâtterchen und in kleinere Teilchen mit einer typischen scharfen Kante und glatten Flăchen, was an eben dieselben Merkmale der Prismen-Struktur erinnert. Diese Plăttchen liegen aber auch horizontal und nicht senkrecht. Der rotbraune Horizont des hellgrauen podzolierten Lehmes der Wald- steppe hat eine prismatische Struktur. Der Unterschied zwischen dieser Struktur und der obenbeschriebenen Krumel-und Săulchen Struktur ist folgender: a) die Zahl der verschiedenen Flăchen, welche eine Struktur- Prisma nat, ist nicht gross und iedenfals viei weniger als in den Kriimeln des Tschernosioms, welche, wie gesagt, typisch vielkantig sind; b) Die Seiten- flăche eines jeden Struktur-Prismas ist glatt und eben, und die Beriihrungs- linien (Kanten) dieser Flăchen sind gerade, deswegen hat das Gesamtaus- sehen eines Struktur-Prismas keine weichen und welligen Konturen, wie im Tschernosiom das Kriimel, sondern scharfkantige und eckige; c) die Seitenflăchen des Struktur-Prismas sind mehr oder weniger gleichmăssig verteilt, was dem Prismas eine Symmetrie verleiht und dieser Umstand gibt ihm eine ăusserliche Ahnlichkeit mit einem kristallographischen Prisma, weshalb man auch den Gebrauch des Ausdruckes «Prisma» rechtfertigen kann. d) Die Prismen sind alle in einer Richtung, ihrem Diameter nach, gezogen, gleich wie auch die Săulchen des Tschernosioms, aber zum Unter- schiede von diesen letzteren sind sie dank dem Einflusse der Kolloiden zicmlich kompakt und haben eine schillernde einwenig glănzende Flăche. Diese Flăche ist hăufig mit dunkelfarbigen Dendriten-Mustern verziert, welche der Abdruck von kleinen Wurzelverzweigungen sind; dabei ist die Zahl der pulverartigen strukturlosen Teilchen im Horizonte sehr gering; e) Beim Anstoss zerfallen die Prismen in kleinere Einzelteilchen, die die- selbe prismatische Form beibehalten, d. i. sie sind scharfkantig und haben glatte Flăchen u. s. w.; f) Die Grundflăchen (Basen) der Prismen sind ge- wbhnlich glatt und flach, wobei eine Grundflăche zuweilen grosser, als die andere ist, infolge dessen das Prisma dann eine pyramidenartige Form be- kommt. Die Dimensionen der Prismen lăngs dem ganzen rotbraunen Horizonte sind nicht egal. In der Oberschichte des rotbraunen Horizontes unmittel- bar an der Grenze des Humushorizontes bemerken wir eine kleinprismatische Struktur, d. h. die kleinen Einzelteilchen haben alle Merkmale eines Pris- mas, aber unterscheiden sich von den gewbhnlichen Prisma durch ihre sehr 6 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României \ IGRZ 82 N. FLOROV geringe Dimensionen. Wie oben erwăhnt war, kbnnen wir hier unmittelbar an der Grenze mit dem Humushorizonte auch die Plattenstruktur und die kleinen horizontalliegenden Prismen beobachten. Endiich treffen wir in dieser Oberschicht des rotbraunen Horizontes auch Einzelteilchen der Nusstruktur. Diese Nusstrukturteilchen der hellgrauen podzolierten Lehm- boden unterscheiden sich von den groben Kriimeln des Tschernosioms da- durch, dass: 1. die Flăche der ersten mit Si O2-Mehlstaub bedeckt ist; 2) dass sie eine ziemliche Festigkeit besitzen; 3) dass sie eine glatte und nicht eine schwammartige, zellenartige porose, wie in den Tschernosiomboden, Flăche haben, und 4) endiich, dass sie beim Anstosse in kleinere Einzelteilchen zerfallen, welche gewbhnlich die Form und alle Merkmale der Prismen haben. Um die gesagten Merkmale des hellgrauen podzolierten Lehmes zu de- monstrieren, nehmen wir den Durchschnitt eines solchen Bodens beim Dorfe «Kulikowka» des Kiewschen Gouvernements, ohne dass wir mit der aus- fuhrlichen Schiiderung, welche aus dem Vorhergesagten klar ist, uns befassen. Horizont A, o—20 Cm. Humusarm, farblos, aschgrau, Plattenstruktur, die Flăche der Platten mit Mehlstaub von Si O2-Ablagerungen bestreut, scharf vom niedriger liegenden Horizont abgegrenzt. Horizont B, 20—40 Cm. Weisslicher Horizont, nussartige und prismatische Struktur, ohne Humusfărbung, stellen weise aber Einwaschungen vcn Gestein aus der Oberschicht. Die Fărbung der nussartigen Teilchen ist btaunlich. Auf den Flăchen der Niisse in den Ver- tiefungen reichliche Si O2-Anhăufungen. Beim Auseinanderdriicken zerfallen die Niisse in kleine Teilchen, die durch ihre Scharfkantigkeit und durch ihre in einer Richtung verlăn- gerte Form an das Struktur-Prisma erinnern. Die Grenze des niedrigerliegenden rotbraunen Horizontes ist sichtbar, aber nicht allzuscharf. Florizont C, 40— 130 Cm. Rotbrauner stark zementierter Horizont prismatischer Struk- tur; In seinem oberen Unterhorizonte kleine Prismen. Infeuchtem Zustande zăh. Die Struk- turprismen haben eine glănzende Flăche und sind mit Dendriten-Mustern bedeckt. Der untere Unterhorizcnt hat eine grobe prismatische Struktur. Horizont D, 130—200 Cm. Stark hellgelber Loess (Karbonatilluvium). Die Karbonate sind im Ueberfluss an den Wânden der Loess-Rbhrchen-Poren abgelagert; kein Karbonat- schimmel, liberali Karbonatrohrchen. Die Grenze zwischen diesem und dem hoher gelegenen Horizonte in Form einer hellwellenartigen Linie tritt scharf hervor. Horizont E. Uber 200 Cm. Hellgelber Loess mit geringerem Karbonatengehalt, welcher unbemerkbar mit dem vorigen verschmelzt. Die hiergemachte Beschreibung des hellgelben podzolierten Lehmes der Waldsteppe zeigt also den hochsten Degradierungsgrad des Steppentscher- nosioms. In Wirklichkeit findet in der Natul eine ganze Reihe von Uber- gangsstufen statt, welche mit vollkommener Anschaulichkeit uns den ganzen Prozess der Verwandelung des Tschernosiems in den hellgrauen L hm schil- dern und die Kiewsche Waldsteppe zeigt uns in dieser Hinsicht ein iiberaus anschauliches Beispiel, wie ich es schon gesagt habe. Die Gamme des all- măhlichen Uberganges des Tschernosioms in den hellgrauen Lehm, seine I EBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN allmâhliche Degradierung kann man zuwe^en auf einer nicht grossen Land- strecke und auf einer nicht allzugrossen Anzahi von Bodendurchschnitten (Profilen) verfolgen. Indem ich wâhrend der Feldversuche die einzelnen Momente dieser Skâlax), die einzelnen Stadien in der Degradierung in’s Auge fasste, stellte ich folgendes Schema auf. Das erste Stadium der Degradierung bilden solche Boden, welche eigent- lich von dem typischen Tscernosiom sich noch nicht scharf unterscheiden und in den die Kennzeichen des Podzolbildungsprezesses noch schwach wahrzunehmen sind. Jedenfals sehen wir hier noch nicht den rotbraunen Horizont der Sesquioxyden-Anhăufungen. Aber anderseits kann man diese Boden auch zu dem typischen Tschernosiom nicht hinzurechnen, da sie entschieden den Charakter und die typischen Merkmale des Steppentscher- nosioms verloren haben. Dieses ăussert sich im Folgenden: i) Die typische Kriimelstruktur haben sie verloren. Die Kriimel sind wohl erhalten geblieben, aber haben ihr ăusseres Aussehen verloren; haben, so zu sagen, eine matte triibe Fărbung erhalten, die wellenartigen Konturen und ihre Vielkantigkeit fehlen, anstatt dessen haben sie eine gewisse Scharfkantigkeit erhalten und sind in einer Richtung lănglicher geworden, welcher Umstand sie zur Prisma- struktur năhert. In anderen Făllen haben sie ihr ausgesprochenes Gefiige verloren. 2) Auf der Flăche der Kriimel ist Mehlstaub von Si O2 zu bemer- ken 2), was deutlich anzeigt, das der Degradierungsprozess schon begonnen hat. 3) Gewohnlich auf einiger Tiefe von der Oberflăche erscheint eine klar bemerkbare Plattenstruktur. 4) Endlich senken sich die Karbonate im Ver- gleich zu den typischen Tschernosiombbden. Alle diese Merkmale erlauben nicht diese Bode n zu denjenigen des Tscher- nosioms hinzuzăhlen, anderseits ist auch kein Gru nd vorhanden sie zu denen degradierten Derivaten des Tschernosioms zu r echnen, welche schon einen rotbraunen Horizont haben. Deswegen babe ich auch diese Boden in eine selbsstăndige Gruppe des degradierten Tschernosioms zusam- mengefasst. Das zweite Stadium der Degradierung bilden die Boden, welche schon Horizonte der Eluvialanhăufungen von Si O2 und Illuvialanhăufungen von Sesquioxyden und Karbonaten haben, obgleich diese Horizonte hier nicht scharf ausgeprăgt sind. Der morphologische Charakter des Profils dieser Siehe Beilage: Feldtaschenbuch. 2) Auf diese Weise ist in diesen Boden, wo der rotbraune Horizont fehlt,. der Horizont der eluvialen Si O2-Anhăufungen klar bemerkbar. Es ist zu bemerken, dass, wie die Pauschal- Analyse bestătigt, im Boden eine Si O2-Anhăufung vorkommen kann, wăhrend eine entsprc- chende R2 O3-Anhăufung garnicht oder fast garnicht zu bemerken ist, d. h. dass in den An- fangsstadien der Degradierung das allerrichtigste und zuverlăssigste Merkmal der Degra- dierung die Verteilung von Si O2 und nicht von R2O3 ist, da R2O3 in diesen Anfangssta- dien leicht mit den Bodengewăssern weggetragen werden kann. 6* jA Institutul Geologic al IGR/ României 84 N. FLOROV Boden, welche ich in eine Gruppe der du n kel gr a uen podzolierten Lehmboden der Waldsteppe vereinige, kann folgendermassen wie- dergegeben werden. Der Durchschnittsprofil ist bei der Stadt Uman gemacht, schwacher Abhang. Horizont A, o—45 Cm. Humushorizont, gleichartige Fărbung, leicht entfărbter Hori- zont, sichtbare Plattcnstruktur. Die Platten besitzen aber keine grosse Festigkeit. Beim Driicken zerfallen sie und gebcn, a) Teilchen von unregelmăssiger Form, b) viele staub- pulverige Elemente, c) Teilchen von krumelartiger Struktur. Diese letzteren kbnnen aber nicht zu den fur den Tschernosiom typischen Kriimeln hinzugezăhlt werden, da ihnen die weichen und wellenartigen Kcnturen fchlen, ausserdem sind sie nicht vielkantig, haben keine Porosigkeit, wobei die Beriihrungslinien der einzelnen Seitenflăchen zuweilen lange scharfe Kanten vorstellen. Ubrigens, es kommen auch die typischen Tschernosiom-Krumel vor besonders im unteren Teii des Horizontes. Uberall ist Si O»-Mehlanhâufung, wenn auch nicht reichlich. Nach unten hin werden die Einzelteilchen im Umfange grosser und nehmen den Charakter der von Si O; reichlich beschiitteten Nusskriimelstruktur an. Der Ubergant: zum folgenden Horizont ist nicht scharf ausgeprâgt, ist aber im Profil leicht bemerkbar. Horizont B, 45—110 Cm. Rotbrauner Horizont; der obere Unterhorizont (ungefăhr bis 70 Cm. tief) hat noch seine Humusfârbung behalten, welche neben der rotbraunen Făr- bung stark hervortritt und nach unten hin schnell verschwindet. Der untere Unterhorizont hat keine Humusfârbung, ist viei mehr rotbraun gefărbt. Auf diese Weise, dem Charakter der Farbcnschattierungen nach, zerfăllt der rotbraune Horizont in zwei Unterhorizonte den oberen Humus-Unterhorizont und den unteren Unterhorizont, den eigentlich rotbraunen Unterhorizont. Diese beiden Untehorizonte unterscheiden sich von cinander nach der Struk- tur. In dem Humushorizonte sind die Strukturteilchen einwenig lănglich und gleichcn also der Prismastruktur; ubrigens sind die Prismen noch schwach zementiert, undauerhaft und zerfallen in formlose Stiicke und andererseits in Teilchen von krumelartiger und kleinprisma- tischer Struktur. In dem unteren Unterhorizonte dagegen sind die Prismen weit typischer dauerhaft, haben eine dunkelbraune Fărbung, ein wenig glânzende glatte Flăche, sind scharf- kantig und stark nach einem Diameter hin gezogen.Staubpulverige und strukturlose Ele- mente sehr wenig; uberall viele Maulwurfs- und Wurmgănge. Nach unten wird die Flăche der Prismen weich, wellig und auf diese Weise ist der Ubergang zur Săulchen-Struktur wahr- mehmbar. Horizont C, 110 — 200 Cm. Hellgelber mit einem roten Anstrich, karbonatreicher Loess, nicht scharf, aber sichtbar, vom oberen rotbraunen Horizonte durch eine hellgelbe wellen- artige Linie (die Linie des Aufbrausens) abgegrenzt. Săulchen-Struktur; Maulwurfs- und Wurmgănge, dunkelfarbige Punktierung. Der Loess ist von Karbonatrohrchen und Schimmel durchgezogen. Aus dieser Beschreibung sehen wir, dass die Boden, welche wir zu der Gruppe der dunkelgrauen podzolierten Lehmboden hinzuzăhlen, alle mor- phologischen Merkmale der Eluvial-und Illuvial-Horizonte besitzen, obgleich diese Kennzeichen nicht sehr scharf ausgeprâgt sind. Ubrigens, was die Deutlichkeit dieser Merkmale und insbesondere was den Umstand anbe- trifft, wie stark der rotbraune Horizont ausgesprochen ist, so beobachten wir verschiedene Varianten, die natiirlich der verschiedenen Intensivităt der Wirkung des Podzolbildungsprozesses auf den Boden entsprechen. Von die- Institutul Geologic al României LEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN sem Standpunkte aus, habe ich die Bbden dieser Gruppe der dunkelbraunen podzolierten Lehmbbden in zwei Untergruppen geteilt. Als Vertreter der ersten Untergruppe, erscheinen die Bbden, welche den soeben beschrie- benen Bbden der Stadt Uman ăhnlich sind. Was die zweite Untergruppe des dunkelgrauen Lehmboden anbetrifft, so rechne ich zu dieser die Bbden. welche noch mehr als die vorigen degradiert sind, und schon einen Ubergang zu dem grauen podzolierten Lehme bilden. Zum Unterschiede von den Bbden der ersten Untergruppe beobachten wir hier einen stark entwickelten rotbraunen Horizont von einer sehr bedeutlichen Zăhigkeit, mit einer stark ausgeprăgten prismatischen Struktur, der in eine rote Farbe intensiv gefărbt ist. Weiter ist der gleichartig gefârbte Humushorizont in dieser Untergruppe bedeutend weniger măchtig, als in den Bbden der vorhcrgehenden Unter- gruppe, und der obere Unterhorizont des rotbraunen Horizontes (Humus- Unterhorizont) ist hier sehr wenig măchtig, enthălt sehr wenig Humus, und auf der Tiefe von ungefăhr 60 Cm. tritt an seine Stelle plbtzlich und schroff der untere Unterhorizont des rotbraunen Horizontes (der eigentlich rot- braune humuslose Unterhorizont) auf. Auf diese Weise, als charaktervolles Merkmal aller Bbden der Gruppe der dunkelgrauen podsolierten Lehm bbden erscheint die Măchtigkeit des rotbraunen Horizontes und zwar seiner beiden Unterhorizonte im Verhăltniss zu der Măchtigkeit des von Humus gefărbten ganzen Teiles des Bodenprofils. Wenn in der ersten Untergruppe der dunkelgrauen Bbden der untere Unterhorizont des rotbraunen Hori’ zontes eine geringe Măchtigkeit besitzt und jedenfals in dieser Hinsicht dem oberen Unterhorizont (Humusunterhorizont) nachsteht, so erreicht umge- kehrt in der zweiten Untergruppe der dunkelgrauen Lehmboden der untere Unterhorizont (der eigentliche rotbraune Unterhorizont) cine bedeutende Măchtigkeit, ir dem er in dem Degradierungsprozesse nach oben in der Richtung zum Humusteile des Profils hin und so zu sagen auf Kosten des- selben sich entwickelt. Die Măchtigkeit des rotbraunen Unterhorizontes im Verhăltniss zu derjenigen des ganzen von Humus gefărbten Teiles des Bo- densprofils (d. i. also des Humushorizontes und des Humusuntcrhorizontes des rotbraunen Horizontes) ist in der zweiten Untergruppe bedeutend grbsser, als in der ersten Untergruppe des dunkelgrauen Lehmes. Bei den morpho- logischen Felduntersuchungen des Bodens kann also das erwăhnte Merkmal leicht dienen, um die beiden Untergruppen der dunkelgrauen Lehmbbden zu unterscheiden. Die Bcden der ersten Untergruppe der dunkelgrauen Lehmbbden bezeichne ich mit dem Namen: dunkelgrauer wenig p o d s o 1 i e r t e r Lehm der Waldsteppe, und die Bbden der zweiten Untergruppe mit dem Namen: dunkelgrauer podsolierter Lehm der Waldsteppe. Als letztes Gelid in der Reihe der degradierten Bbden (drittes Stadium der Degradierung) erscheinen die obenbeschriebenen grauen podsolierten Institutul Geologic al României S6 N. FLOROV Lehmboden der Waldsteppe. Die Verănderung des Tschernosioms unter dem Einflusse des Podsolbildungsprozesses ist hier noch stărker ausge- prăgt, als in den dunkelgrauen Boden und auf dem senkrechten Profil sehen wir fiinf obenbeschricbene Horizonte, von denen einige deutlich und andere sehr schroff abgegrenzt sind. Von der vorigen Gruppe der dunkelgrauen Lehmboden unterscheiden sich diese Boden scharf, wobei das grbsste mor- phologische Unterscheidungsmerkmal der Umstand erscheint, dass die Humusfărbung in dem rotbraune Horizont vollstăndig abhanden gegangei ist. Wie auch die vorige Gruppe, teile ich auch diese in zwei Untergruppen und zwar auf Grund des Grades des Podsolbildungsprozesses und insbe- sondere auf Grund der Menge Si O2-Anhăufungen und der Bildung von weisslichen Flecken, die dieser Absonderung entsprechen. Die erste Unter- gruppe, welche ich grauer podsolierter Lehm der Waldsteppe nenne, zeigt eine bedeutende Anhăufung von Si O2, aber dennoch nicht in dem Grade, dass auf dem Profil ein deutlich fixierter weisslicher Horizont hervortrete. In der zweiten Untergruppe, welche ich hellgrauer podsolierter Lehm der Waldsteppe nenne, gibt es einen solchen weisslichen Horizont (zwischen dem Humushorizont und dem rotbraunen Horizont) und wenn er nicht immer in eine ausschliesslich weisse Farbe gefărbt ist, so ist er doch in jedem Falie durch seine weisslichen Flecke von Si O2-Anhăufungen auf dem Profil sichtbar. Gleichfalls ist auch der rotbraune Horizont in der zweiten Unter- gruppe, was die Fărbung, wie auch die Zeinentation und die Struktur an- bctrifft, stărker ausgeprăgt, als in dem grauen podsolierten Lehm der Wald- steppe. Auf diese Weise, wie es aus dem Obenerwăhnten zu ersehen ist, dient als Grundlage meines Klassifikationsschemas der Grad des Podsolbildungs- prozesses (des Degradierungsprozesses) d. i. alle jene morphologischen Merk- male, nach denen man den Degradierungsgrad bestimmen kann. Unter die- sen Merkmalen miisste man aber solche hervorheben, welche, so zu sagen, als Richtschnur bei der Bestimmung des Degradierunggrades dienen kbnnen, d. i. solche Merkmale, mit denen die grosste Anzahl der anderen Merkmale am besten verbunden ist. Wie es aus dem Obenerwăhnten hervorgeht, sind als solche Grund-Merkmale von mir folgende hervorgehoben: i) Das Vor- handensein oder Nichtvorhandensein des rotbraunen Horizontes; 2) Eine vollkommene, mehr oder weniger, gestorte Kriimelstruktur im Humus horizonte; 3) Vorhandensein oder Abhandensein der Humusfărbung im rot- braunen Horizonte; 4) das Vor- oder Nichtvorhandensein von weisslichem Horizonte der Si O2-Anhăufungen. Von diesem Standpunkte aus bekommt die Gruppierung der Boden der Waldsteppe ein folgendes Aussehen L): ’) Siehe Farbenzeichnungen, Beilage. Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WADDSTEPPEN «7 i. Tschernosiom1) (Varianten inbetreff des Humusgehaltes und des mechanischen Bestandes). 2. Degradierter Tschernosiom. Erstes Degradierungssta- dium d. i. Tschernosiom, in welchem die Kriimelstruktur durch den be- gonnenen Podsolbildungsprozess gestort ist, auf den Flăchen der Struktur- Elemente zeigt sich ein kaum bemerkbares Si O2-Mehlpulver u. s. w., aber rotbrauner Horizont (Illuvial-Horizont von R2 O3-Anhăufung) fehlt ganz oder ist noch kaum bemerkbar. 3. Dunkelgrauer wenig podsolierter Le hm der Waldsteppe2) (zweites Degradierungsstadium; erste Untergruppe); der rotbraune Horizont der R2 O3-Anhăufung und der hellgraue Horizont von Karbonaten auf dem Profil deutlich ausgedriickt. Die Măchtigkeit des rotbraunen Unterhorizontes des rotbraunen Horizontes ist gering. Der obere Unterhorizont, d. i. der Humus-Unterhorizont ist vorhanden. 4. Dunkelgrauer podsolierter Lehm der Wald- steppe (zweites Degradierungsstadium; zweite Untergruppe). Die eben erwăhnten Merkmale sind stărker ausgeprăgt. Die Măchtigkeit des rot- braunen Unterhorizontes des rotbraunen Horizontes ist bedeutend. 5. Gr auer podsolierter Lehm der Waldsteppe (drittes Degradierungsstadium; erste Untergruppe); die morphologischen Merkmale der Eluvial-und Illuvialschichten, sind sehr scharf ausgeprăgt, wobei im rotbraunen Horizonte die Humusfărbung fehlt, 6. Hellgraue r podsolierter Lehm der Waldstepp es) (drittes Degradierungsstadium; zweite Untergruppe). Die soeben erwăhnten Merkmale sind noch schărfer ausgedriickt, wobei unmittelbar unter dem Humushorizont ein weisslicher Horizont der Si O2-Anhăufungen sich ge- bildet hat. Als ich die Boden der Kiewschen Waldsteppe nach dem Princip der dychotomischen Gruppierung klassifizierte, stellte ich folgende Tabelle fur die Bestimmung der Boden der Waldsteppe auf. :) Siehe Farbenzeichnungen (Beilage), Profil N 56. 2) Siehe Farbenzeichnungen, Profil N 77. 3) Siehe Farbenzeichnungen, Profil N 76. k IC r/ Institutul Geologic al României 88 N.FLOROV TABELLE No. z DAS KLASSIFIKATIONSCHEMA DER BODEN DER WALDSTEPPE. Rctbrauner Horizont j v Fchlt Vorhanden Kriimelstruktur u v Vollkommen Mehr oder weniger gestort Humusfârbung im rotbraunen Horizont 1. Tscher- nosiom II. Degradierter Tschernosiom Ist ausgeprâgt Athanden Die Măchtigkeit des rotbraunen Unterhorizontes (im Verhaltniss zur aligemeinen Măchtigkeit des ganzen von Humus gefărbten Teiles des Profils). Weisslicher Horizont (Si O» - Anhaufung) unmittelbar unter dem Humushorizonte Ausgeprâgt Unbedeutend Bedeutend Fehlt III. Dunkelgrauer wenig podsolierter L e h m IV. D u n k e 1- g r a u e r pod- solierter L e h m V. G r a u e r podsolier- ter Le hm VI. Hell- g r a u e r podsolier- ter L e h m Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 89 K A P I T E L III. DIE CHEMIE DER DEGRADIERUNG 1. Die Felduntersuchungen haben gezeigt, dass dieses Schema sehr gute Dienste bei den Feldversuchen leistet, und dem Untersucher die Moglich- keit gibt sich zu orientieren x). Anderseits unternahm ich eine Pauschal-Analyse der Bbden, die sich in verschiedenen Degradierungsstadien befinden, um das beschriebene Klassi- fikationsschema auch vom chemischen Standpunkte aus zu begriinden. Diese Analyse stellte mit Bestimmtheit fest, dass der Degradierungsprozess, wel- cher im Tschernosiom die erwăhnten morphologischen Verănderungen her- vorruft, ebenfalls auch wesentliche chemische Verănderungen bedingt. Diese Verănderungen fiihren endlich zu einer vollkommenen anderen Verteilung der Oxyden im Bodenprofil, indem sie einen ungleichartigen Bestand der verschiedenen Horizonte des Profils schaffen, und die oder jene Oxyden- anhăufungen in den verschiedenen Horizonten bilden. Bemerkenswert ers- cheint es, dass den obengeschilderten morphologischen Degradierungssta- dien vollkommen auch der Grad der Oxydenanhăufungen entspricht und inbezug der schichtenweisen Oxydenverteilung haben wir dieselbe Uber- gangsgamme vom Tschernosiom zum hellgrauen podsolierten Lehm, welche inbezug auf die Morphologie der Bbden von mir festgestellt ist. Die ausfiihrliche Auseinandersetzung aller analytischen Daten, die man in meinem Laboratorium erlangt hat, und die in meiner Schrift: «Materiaux des recherches pedologiques dans le district du Gouvernement de Kiew» verbffentlicht sind, ist nicht die Aufgabe dieser meiner Arbeit und ich will mich nur damit begniigen, dass ich die Daten der Schichten-Pauschal-Analyse zweier Profile aus dem Kiewschen Gouvernement, nămlich des Tscherno- sioms (im Orte Uzin) und des stark degradierten Derivates des Tscherno- sioms, d. i. des grauen podsolierten Lehmes (im Orte Kotscherjinsi) anfiihre, um den Unterschied zwischen den entgegengesetzten Bodentypen (siehe Tabelle 2 und die Daten in Ziffern in der Tabelle-Beilage No. 7) zu zeigen. ’) Am Ende dieser Arbeit fuge ich em von mir zusammengestelltes und von mir bei den Felduntersuchungen in der Kiewschen Waldsteppe angewandtes Feldtaschenbuch, gleichwie auch Abnahmen der Strukturelemente verschiedcner Horizonte von Bbden, die in verschie- denen Degradierungsstadien sich befinden. Institutul Geologic al României X 16 rV 9° N. FLOROV TABELLE No. o RESULTATE DER SCHICHTENWEISEN PAUSCHALANALYSEN DES TSCHERNOSIOMS UND DES HELLGRAUEN PODSOLIERTEN LEHMES DER WALDSTEPPEN I. BODENTYPUS-TSCHERNOSIOM (Usin, Kiew. Gouv.) Fig. 2 100 Teile des lufttrockenen Bodens enthalten: II. BODENTYPUS-HELLGRAUER PODSOLIERTER LEHM DER WALDSTEPPEN (Kotschersjhinsi, Kiew. Gouv.) 100 Teile des humuslosen, karbonatlosen und trokenen Bodens enthalten: Fig. 4 ico Teile des luftrockencn Bodens enthalten: Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WAl.DSTEPPEN 9' Die allmăhliche Verănderung des chemischen Bestandteiles des Profils im Zusammenhang mit der Zunahme der Degradierung ist sehr gut aus der hier angegebenen kombinierten Tabelle der Analysen (Tabelle 3) von II TABELLE No. 3 *) Tschcrnosiom (Durch- schnittszahlen fOr 2 Profilc) Degradierter Tschemo- siom (Durchschnilts zah- Icn fur 2 Profile) DunkcJgraucr podsoli- ertcr Lchm (Durchsch- 1 schnittszahlen fur 4 Profilc) Graucr podsoliertcr Lchir (Druchschnitt szahlen fiu 3 Profilc). Eluvialanhăufung von Si 0» in der oberen Schicht des Profils 0.90 . 2.19 3.67 • 5-9i llluvialanhăufung von Al. O2 in den niedriegen Schichten des Profils 0.92 1.25 i-53 2.46 llluvialanhăufung von Fe» O3 in den niedrigen Schichten des Profils 0.48 0.51 o-73 1 31 Illuvialanhăufung von Ca 0 in den niedrigen Schichten des Profils 0.80 I .20 1.09 1.00 ; Illuvialanhăufung von Mg O in den niedrigen Schichten des Profils ■ 0.20 0.10 0.20 Uuvialanhăung vcn K. 0 in den niedrigen Schichten des Profils 0.08 — 0.28 0.28 Illuvialanhăunung von No» O in den niedrigen Schichten des Profils 0.12 0.06 0.15 0.28 1 lluvialanhaufung von P» Os in den niedrigen Schich- ten des Profils 0.01 — 0.01 0.01 Vegetationsanhăufung von K» O in der oberen Schicht 0.02 0.28 0.20 Vegetionsanhauf. von Na» O in der oberen Schicht 0.05 0.05 0.02 — Vegetionsanhauf. von P2 05 in der oberen Schicht I O.O4 0.03 0.03 0.03 Die Tabelle zeigt den Unterschid zwischen dem Maximalgehalt eines jeden Oxydes im Profil und seinern Minimalgehalte. Die Tabelle zeigt, also, die Grosse der Anhăufung der Oxyde im Profil bei verschiedenen Degradierungsstadien. 92 X. FLOROV Profilen des Kiewschen Gouvernements, die in meiner erwăhnten Schrift verbffentlicht sind, zu ersehen. Wenn man die verschiedenen Oxyde ver- gleicht, so ist aus dieser Tabelle leicht zu ersehen, dass besonders kenn- zeichnend hinsichtlich des Degradierungsgrades des Bodens die Daten fur Si O2 sind. Die Menge der Eluvialanhăufung dieses Oxydes wăchst voll- stăndig plangemăss dem Degradierungsgrad entsprechend, also in der Rich- tung vom Tschernosiom zu dem hellgrauen podsolierten Lehm hin, wobei die einzelnen Degradierungsstadien scharf abgegrenzt sind. Das Anhău- fungsbild der Tonerde zeigt schon nicht so eine grelle Planmăssigkeit und endlich fur Fe2 O3 ist sie noch weniger bemerkbar. Alles dieses ist sehr begreiflich, wenn man in Anbetracht zieht, dass Si O2—Sol, welches eine sehr geringe Wiederstandsfăhigkeit besitzt, im Orte seiner Bildung ausfăllt, ohne dass es vom Bodenwasser weggeschwemmt wird, wăhrend das verhăltnissmăssig stabile Sesquioxyden-Sol leicht in die Bodenwasser geraten kann, indem es sich mit der Bodenlbsung durchsickert und auf diese Weise aus dem Orte seiner Bildung weggetragen wird. Das letztere kommt besonders oft bei dem leicht losbaren Fe2 O3 vor, welches mehr oder weniger ausgespiilt wird, was von verschiedenen zufălligen Fak- toren abhăngt, wie z. B. von den Bedingungen des Abflusses des Boden- wassers in dem gegebenen Orte, von den Bedingungen des Reliefs und des mechanischen Bodenbestandes u. s. w. Nicht zu verwundern ist es darum, dass die Menge der Fe2 O3-Anhăufung sehr verschieden sein kann, sogar bei einer egalen Stufe der Degradierung, und darum sehen wir hăufig kein Verhăltniss zwischen den Daten fur Fe2 O3 und den Daten fur Si O2, wel- ches, wie gesagt, von zufălligen Wirkungen weniger abhăngt. Indem man die Gesammtheit der von mir erhaltenen Daten der Analyse (Pauschal-Analyse) mit den obenbeschricbenen, von mir auf Grund der morphologischen Merkmale festgestellten Degradierungsstadien vergleicht, so kann man diesen Stadien folgende Charakteristik den chemischen Merk- m le gemăss geben. I. Stadium. Im Zusammenhang mit der zunehmenden Feuchtigkeit (was in den obersten Schichten des von Wăldern bedeckten Bodens stets stattfindet) beginnt ein verstărktes Auflosen und Einschwemmen nach unten der Karbonate. Mit der Zerlegung des Humus und der Biidung freier Oxyden entsteht eine Ausscheidung von Si O2-Kolloyden in dem oberen Horizonte und das Auswaschen von R2 O3 aus diesem Horizonte in die Tiefe. Die Sesquioxyden werdea teils mit den Bodengewăssern ausgeschwămmt, teils schlagen sie nieder, wobei das Niederschlagen hauptsăchlich im Karbonat- horizont stattfindet. Die Anhăufungsmenge wie von Si O2 so auch von R2 O3 ist iiberhaupt nicht gross. Im Zusammenhange mit der Anhăufung in den unteren Hori- zonten der Kolloyden, welche das Wasser absorbieren, entsteht in diesen Institutul Geologic al României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 93 Horizonten auch die Anhaufung von chemisch gebundenem Wassers. Was K2 O und P2Or anbetrifft, so ist der Auslaugungsprozess des Bodens in diesem Stadium nicht so grcss, dass er den Horizont der oberen, oder vege- tativen Anhaufung von K2 O und P2 O5 storen und ein entsprechendes Illuvium bilden konnte. Fur Na2 O beobachtet man gewohnlich die Schicht der Illuvialanhăufung. Der Humusgehalt vermindert sich im Humushorizont und der Horizont des Karbonatilluviums senkt sich. Nach meiner Termino- logie entspricht dieses Stadium dem degradierten Tschernosiom. II. Stadium. Zusammen mit der Zunahme von Si O2-Anhăufung in dem oberen Horizonte-findet ein bedeutendes Niederschlagen von R2 O3 statt, wobei, wie im ersten Stadium, dieses Niederschlagen haupt- săchlich nur im Karbonathorizont vorkommt, wăhrend der sich in diesem zweitcn Stadium bildende rotbraune Horizont nur eine schwache Anhaufung von Sesquioxyden zeigt. Die Schicht der oberen (vegetativen) Anhaufung von K2O ist hăufig, infolge von verstărkter Einwaschung dieser Oxyden in die unterliegende Horizonte, wo eine Illuvialschicht von K, O-Anhău- fung sich bildet, gestort. Fast immer ist eine Illuvialschicht von Na2 O- Anhăufung vorhanden. Endlich bei Anhaufung von P2 O5 im oberen Hori- zont, bildet sich zuweilen eine Illuvialschicht von Phosphorsăure Anhău- fung, obgleich die Prozesse der Auslaugung und der Einwaschung in diesem Stadium noch nicht so stark ausgedriickt sind, dass die Schicht des Phos- phorilluviums eine bestăndige oder eine hăufige Erscheinung wăre. Parallel mit der allgemeinen Humusverminderung in den oberen Horizonten und mit der allgemeinen Senkung des Karbonatilluviumhorizontes geht auch eine Verănderung in der schichtenweisen Verteilung des Humus und CO2 im Profil vor, năhmlich: a) die Intensivităt und Schnelligkeit der Humus- abnahme nach unten hin wăchst; b) Diese Abnahme geschieht in grosseren Sătzen, als im Tschernosiom; c) Der Obergang vom karbonatlosen Hori- zonte zum Karbonathorizonte ist ein scharfer oder jedenfals ein klarer, mit anderen Worten im Karbonathorizonte entsteht auf einmal (und nicht all- măhlich) eine bedeutende Menge von Karbonaten. In meinem Klassifikations- schema entspricht dieses Stadium dem hellgrauen wenig podsolierten und podsolierten Lehm der Waldsteppe. III. Stadium. Das Niederschlagen von R2 O3 verbreitet sich aus dem Gebiete des Karbonathorizontes auf den rotbraunen Horizont hinaus, wobei es im letzten grossere Dimensionen als im Karbonathorizonte erreicht. Die Menge der R2 Os-Anhăufung ist grosser, als im ersten Stadium und noch bedeutender ist der Unterschied zwischen diesen beiden Stadien im Ver- hăltniss zu der Menge der Si Oa-Anhăufung im oberen Florizonte. Die In- tensivităt der Prozesse des Auslaugung und der Zerlegung der Silikate hat ihr Geprăge auch auf die schichtenweise Verteilung von R2 O3 und P2 O3 gelegt. Die Anhăufung von K2 O auf der Oberflăche fehlt und hat Ja Institutul Geologic al României IGR/ 94 N. FLOROV Platz den klar (zuweilen sogar scharf) ausgeprăgten Illuvialanhăufungen dieses Oxydes gemacht. Die Illuvialanhăufungen von Na2 O erreichen be- deutende Dimensionez, welche diejenigen der vorigen Stadien ubertreffen. Was P2 O5 anbetrifft, so haben wir in den meisten Făllen neben der Vege- tationsanhăufung von P2 O- eine stark ausgeprăgte P2 O5-Illuvialanhăufung. Endlich vermindert sich in diesen Boden der Humusgehalt, gewohnlich senkt sich der Horizont des Karbonatilluviums und stărker treten die eigen- tiimlichen Merkmale der schichtenweisen Verteilung des Humus und CO2, woriiber wir soeben sprachen, d. i. der Humus verringert sich nach unten schnell und ruckweise und der Ubergang vom karbonatlosen Horizont zum Karbonathorizont ist schroff. Dieses Stadium entspricht dem grauen und hellgrauem Lehme der Waldsteppen. * * * 2. Hoch interessant erscheint dabei der Formierungsprozess der Oxyden- anhăufungshorizonte, besonders derjenigen von Si O2 und R2 O3. Leider bleibt in diesem Prozesse sehr vieles noch unklar. Warum und bei welchen Bedingungen findet das Ausscheiden der Oxyde statt ? Haben wir es hier mit einem rein chemischen Prozesse oder mit der Translokation der Stoffe im kolloidalen Zustande zu tun ? Worin besteht dabei die Rolle der Humus- stoffe? Das sind alles Fragen (ihre Zahl kann man bedeutend vergrossern), die noch Untersuchungen erfordern und ihre Losungen erwarten. Ich mochte hier nur einige Bemerkungen inbetreff dieser Fragen machen, indem ich mich auf die von mir im Laboratorium erlangten Daten fusse, welche in meiner oben erwăhnten Arbeit verbffentlicht sind. Wie es aus diesen Daten zu ersehen, erleiden die Auflosungen der Kiesel- săure und der Sesquioxyden, welche im Prozesse der Zerstbrung der Seli- kate sich bilden, ein verschiedenes Schicksal. Das Ausscheiden von Si O2 findet schon in den obersten Horizonten statt !), das heisst im Orte oder in der Năhe ihrer Entstehung. Die Solen von R2 O3 dagegen sind wiederstands făhiger und es gelinget ihnen sich durchzusickern und erst in einer mehr oder weniger betrăchtigen Tiefe findet die Koagulation statt. Wass fiir Umstănde rufen denn die Entstehung einer solchen Koagula- tion hervor ? Obgleich wir bis jetzt keine Daten zur Erklărung dieser Erscheinung besitzen, konnte man hier die Aufmerksamkeit auf folgendes richten. Auf Grund der gemachten Analysen ist anzunehmen, dass das Ausscheiden Durch den Umstand, dass in den Bedingungen der podsolierten Boden die sauere Reakticn stark ausgesprochen ist und dass in der Losung sich geniigend Elektrolyten befin- den, um eine rasche Koagulation der Solen von Si O2 hervorzurufen. (Siehe: Hedroiz, Journal der russischen Versuchagronomie, 1908). Institutul Geologica! României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 95 der R2 O3 Kolloiden mit zwei Momenten verbunden ist: 1. Mit dem Stossen der durchsickernden Losungen auf den Karbonathorizont und 2. mit ihrem Stosesn auf die wasserdichten Horizonte oder jedenfalls auf solche, welche die Filtration mechanisch verhindern. Wollen wir einwenig beim ersten Moment verweilen. Wenn wir die von mir erlangten Ziffern der Pauschalschichtenanalysen betrachten, so kann man folgendes feststellen: dass năhmlich im Processe der Rj O3 Anhăufung ein grosser Unterschied zwischen den Boden von ver- schiedenen Degradierungsstadien existiert. In der Tabelle No. 4 kombiniere ich die Resultate der Schichtenanalysen von 9 Profilen, indem ich das Quan- tum von A12O3 und Fe2 O3-Anhăufungen in Bodenhorizonten (die sich in verschiedenen Degradierungsstadien befinden) feststelle. Das Quantum wird auf eine analogische Weise mit derjenigen, die ich bei der Zusammenstellung der Tabelle No. 3 angewandt habe, bestimmt; es wird nămlich der Unter- schied zwischen der Oxydenmenge im Humushorizonte und derjenigen im niedriger gelegenen Horizonte (rotbraunen Horizonte oder Karbonathori- zonte) ausgerechnet. Wie man aus der beigelegten 'tabelle sehen kann, findet die Al2 O3-Anhăufung im ersten Stadium der Degradierung, d. i. im degra- dierten Tschernosiom ausschliesslich im Karbonathorizont statt, wăhrend der hoher liegende Horizont keine Anhăufung von diesen Oxyden aufweist. Das folgende Stadium der Degradierung, d. i. das Stadium der Bildung dunkelgrauen schwach podsolierten Lehmes zeigt schon einige Al, O3- Anhăufung nicht nur im Karbonathorizonte, aber auch im Horizonte, wel- cher unter dem Karbonathorizonte liegt, d. i. im rotbraunen. Diese Anhăufung aber findet nicht immer statt (von den 4 analysierten Profilen ist sie nur in zwei bemerkt worden) und ausserdem sehr wenig und steht jedenfalls der AL O3 Anhăufung im Karbonathorizonte nach, wo sie bestăndig vorkommt und scharf ausgeprăgt ist. Endiich, das letzte Degradierungsstadium, d. i. der graue Lehm zeigt eine bedeutende AL O3-Anhăufung, wie im Karbonat- horizonte, so auch im rotbraunen Horizonte, wobei es im letzten sogar greller und stărker als im ersten ausgeprăgt ist. Dasselbe Bild stellt im allgemeinen auch F2 O3 vor, d. h. dass auch hier in den Anfangsstadien der Degradie- rung haupsăchlich die Fe2 O3 Anhăufung im Karbonathorizonte stattfindet, tind nur im grauen und hellgrauen Lehme sehen wir ein bedeutendes Zu- nehmen von Fe2 O3 nicht nur im Karbonathorizonte, sondern anch im rot- braunen Horizonte. indem wir zu dem zweiten obenerwăhnten Momente uns wenden, wel- cher im Prozesse der R2 O3 im Boden eine Rolle spielt, d. i. zu dem Um- stand des Durchdringens der durchsickernden Gewăsser bis zu einem wasser- !) Obglesch auch hăufig Ausnahmen beobachtet werden, wie es aus der Tabelle Nr. 4 zu ersehen ist. Die Erklărung dieser Erscheinung siehe obi n. Institutul Geologic al României IGRZ 96 N. FLOROV TABELLE No. 4 MENGE VON IG O3 — ANHĂUFUNG IN VERSCHIEDENEN HORI- BEFINDLICHEN Daten fur Degradierter 1 T schernosiom Dunkelgrauer wenig pod- solierter und podsolierter Lehm p § o g E c c Q 5 5 Q Zunahme (oder Abnahme) ’) der Oxy- den in dem karbonatlosen Uebergangs- horizonte (hinsichtlich der Humusfărbung) des degradierten Tschernosioms und im rotbraunen karbonatlosen Horizonte des Lehmesder verschiedenen Degradierungs- stadien ................................ — 0.34!—0.54 + 0.42 — o. ic — 0.84 + 0.49 Anhăufung im Karbonathorizont. . + 1.0 + 2.18 T- L45 4- 0.41 l) Das Zeichen + bedeutet Zunahme der Oxyden im Vergleich zu ihrem Gehalte im Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 97 ZONTEN DER IN VERSCHIED2NEN DEGRADIERUNGSSTADIEN SICH BOEDEN ai2 o3 Daten fur Fe2O3 Grauer und hell- grauer podsolierter Lehm Degradierter Tschernosiom Dunkelgrauer wenig pod- solierter und podsolierter Lehm Grauer und hell- grauer podsolierter Lehm Dorf Veprik 1 Dorf N. Greblea Dorf Kotscherjindzi Dorf Drabovo , Dorf Dobrovodi Stadt Uman Dorf Pomoinic 1 5 2 c C Dorf Trostinka Dorf Veprik Dorf N. Greblea Dorf Kotscherjintzi -!.S4(?) + 3.28 + 2.55 + o-57 + 0.36 0.22 4- 0.18 + 0 II + 0.04 + °-39 4- 0.76 4- 1.41 -r-53 + 2.13 + 1.92 T 0.33 -î- 0.48 + °-37 4- 0.61 + 1-55 + 0.12 4- I.77 4- 0.10 + i-49 Humushorizonte, das Zeichen — bedeutet die Abnahme. 7. Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. [ Institutul Geologic al României k IGR/ 98 N.FLOROV dichten Horizonte, so mlissen wir betonen, dass in dem von mir untersuchten Rayon folgende Tatsachen stattfinden: a) in der Masse des Losses bemerkt man liberali auf einiger Tiefe von der Oberflăche eine Zwischenschicht des dunkelgefărbten sogenannten Humusiosses (d. i. des begrabenen Bodens). Gewohnlich beobachtet man liber dieser Schicht, die immer kompakter ist, als der hoher liegende hellgelbe Loss, eine rote Fărbung und eine Zemen- tation des Gesteins, was durch die Anhăufung hier von R2 O3, wie es die Analyse zeigt, hervorgerufen wird. b) Im Falie dass der Humusldss nahe von der Tagesschicht sich befindet, nimmt die R2 O3-Anhăufung in dem rotbraunen Horizonte des hellgrauen Lehmes sehr stark zu, was nicht beo- bachtet wird, wenn der begrabene Boden tief und weit vom rotbraunen Horizonte liegt. Mit anderen Worten fbrdert der begrabene Boden die R2 O3 Anhăufung, welche dem Degradierungsprozesse eigen ist *). c) In sandigem Losse, welcher also Wasser leicht durchlăsst, ist die R2 O3 Anhăufung im Degradierungsprozesse gewohnlich schwăcher als im lehmigen, also kom- pakteren Losse. Auf Grund dieses ganzen faktischen Materials kann man also den Schluss ziehen, dass dieses Material uns bis zu einem gewissen Grade ein folgendes Schema der Losung der obenerwăhnten Frage liber die Ursachen der R2 O3- Koagulation anzeigt: die im Degradierungsprozesse entstandenen R2 O3- So- len sickern mehr oder weniger ungehindert durch, bis sie auf einen an Kar- bonaten reichen Horizont stossen, wo unter der Wirkung der Karbonaten auf die Losung die Ablagerung der Solen stattfindet. Dieses Bild aber beo- *) Der Norden Bessarabiens, wo der zweistbckige Loss stark verbreitet ist, zeigt viele Beispiele dieser Erscheinung. In diesem Bezirke bemerkt man liberali in dem Loss zwei Stockwerke, welche durch eine Schicht des begrabenen Bodens abgeteilt sind. Die Măch- tigkeit dieser Stockwerke ist sehr verschieden. Gewohnlich befindet sich die Humuszwischen- schicht auf der Tiefe von ungefâhr zwei Metern, und infolge dessen ist die liber dem begra- benen Boden sich befindliche Masse des losses nicht gross. Die Schicht des begral enen Bodens, welche einwenig mehr als der normale Loss zementiert und also wasserdicht ist, kann, wenn sie der Oberflăche der Erde sich năhert, Anlass zum Stocken der atmosphări- schen Gewăsser und zu einiger Versumpfung der Bodenhorizonte des Losses und zur seiner Zementierung fiihren. Wenn dabei in dem letzteren der Podsolbildungsprozess vorgeht, welcher zur Folge das Ausscheiden der Sesquioxyden aus den oberen Horizonten und ihre Ablagerung in den niedrigen Horizonten also ihre Zementierung hat, so werden die nicdriggelegenen Horizonte unter dem Einfluss beider Prozesse (des Versumpfungs-und des Podsolierungsprozesses)- die in derselben Richtung wirken, im hochsten Grade zementiert und zăh. Der Loss, welcher unmittelbar unter dem rotbraunen Horizont des Bodens und liber dem begrabenen Boden liegt, gewinnt auf diese Weise einen eigenartigen Habitus, eine eigenthiimliche Struktur,. eine ausserordentliche Zăhigkeit und Kompaktheit und verliert dadurch die Merkmale des normalen typischen Losses, indem er nach seinern Aussehen mehr zur Typusart des rot- braunen Tones sich năhert; und nur die Untersuchung der tiefen Horizonte des Profils stellt klar fest, dass wir es mit Loss, welcher nur durch die eigentiimlichen Prozesse sich. stark verandert hat, zu tun haben. Institutul Geologic al României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 99 bachten wir nur auf den ersten Stadien der Degradierung, wenn also der degradierte Tschernosiom und der dunkelgraue Lehm sich bilden Bei der im Karbonathorizont allmăhlichen R2 O3-Anhăufung ruft diese Anhâufung eine gewisse Zementation hervor, die dank den Karbonaten schwach bemerk- bar ist, aber dennoch da ist. Diese Zementation gibt Anlass zu einem Hemm- nisse oder iiberhaupt zu einer Verhinderung der weiteren Filtration der Bodenlbsung; infolge dessen liber dem Karbonathorizont eine nicht grosse Schicht einer R2 O3-Anhăufung anfăngt sich zu bilden. Wie aber nur diese Schicht sich gebildet hat, so ist die weitere Entwickelung des Horizontes von R2 O3-Illuvialanhăufung nach oben hin in dem karbonatlosen Hori- zonte gesichert, da in diesem Horizonte die Karbonate, welche den Boden auflockern, fehlen und folglich sogar unbedeutende Mengen von R> O3- Kolloiden ihn stark zementieren konnen. Auf diese Weise werden die durch- sickernden Losungen, welche Solen von R2 O3 enthalten, mechanisch an dieser Schicht aufgehalten, die Sesquioxyden scheiden sich aus, der Bezirk ihrer Ausscheidung nimmt nach oben hin immer zu, indern er immermehr in den gewesenen Humushorizont eingreift. die Măchtigkeit des rotbraunen Horizontes vermehrt sich, seine Zementation und seine prismatische Struktur verstărkt sisch und der Boden bekommt einen typischen Habitus des grauen oder hellgrauen podsolierten Lehmes. Natlirlich erscheinen diese Betrachtungen nur als Schema, welches man hier andeuten kann, aber auf das man sich nicht streng fussen kann, bevor man nicht eine genugende Mer.ge von Beobachtungen und Untersuchungen insbesondere aber eine experimentale Grundlage gemacht hat. Man kann jedoch anderseits sagen, dass das von mir erlangte faktische in dieser Hinsicht sehr iibereinstimmende Material einen ziemlich genii- genden Grund gibt um die obenerwăhnten Sătze hervorzuheben. Um so interessanter ist es dieses fkatische Material mit demjenigen von Hedroiz entwickelten teoretischen Schema der Bildung von R2 O3-Kolloiden in den Bodenhorizonten zusammenzustellen und zu vergleichen. Indem der Autor die Frage liber die Ursachen einer Fe2 O3-Koagulation in den Podsolbbden be- riihrt, weist er auf folgende Momente hin: i) Das Durchdringen der Fe2 O3 So- len bis zu den an Elektrolyten reicheren Bodenschichten. 2) Ihr Durchdringen bis zu den Grundgewăssern, welche Elektrolyten enthalten und reich an kolloidalgelbsten organischen Stoffen sind und 3) Ihr Durchdringen bis zu einer kompakten mehr oder weniger măchtigen Lehmschicht, welche auf dem Wege der Kolloidstoffe enthalten en Bodenlbsungen sich befindet und fur diese Stoffe undurchdringlich sein oder werden kann, so dass diese Soffe aufgehalten und angehăuft werden konnen. Indem der Verfasser liber die Prozesse in den săulchenstrukturartigen x) Russisch.es Journal fur Experimentalagronomie, 1908. 7* A Institutul Geologic al României IGRZ IOO N. FLOROV Salzbdden und in den plattenstrukturartigen Boden der Halbwusten redet und diese Prozesse als einen Faktor betrachtet, der die Koagulation der an- organischen Kolloiden hervorruft, weist er auf den Umstand hin, dass die durchsickernden Losungen auf eine an Ca CO3 reiche Schicht stossen, wobei infolge der durch Ca CO3 hervorgerufenen Ablagerung der organischen Stoffe die anorganischen Kolloiden vor der niederschlagenden Wirkung der in der Losung sich befindlichen Elektrolyten nicht mehr geschiitzt werden und darum wird in dieser Schicht die Entstehung des Geles beginnen. Dabei, je mehr die Teilchen der Kolloiden hier sich ablagern, desto mehr wird die Filtration der Losungen erschwert, welche eine geniigende Menge von kol- loidalen organischen Stoffen enthalten um die anorganischen Kolloiden vor dem Aussheiden zu bewahren; die Teilchen der Solen werden mechanisch aufgehalten und auf diese Weise bildet sich liber der Schicht, welche Ca CO3 enthălt, eine kompakte Schicht, welche von kolloidal organischen und an- organischen Stoffen zementiert ist. Wenn wir diese Betrachtungen inbetreff der Boden des Waldsteppe- bezirkes anwenden wollen, so konnte man folglich sagen, dass hier folgende Analogie hinsichtlich des Prozesses der Wanderung der Kolloiden und ihre Ablagerung bemerkt werden kann: der Karbonathorizont, welcher im Be- zirke der Waldsteppe faktisch als derjenige erscheint, wo auf den Anfangs- und Zwischenstufen der Degradierung (das heisst bei Formierung des de- gradierten Tschernosioms und des dunkelgrauen Lehmes) die Ausscheidung der R2 O3-Kolloiden vorkommt, fordert die R- O3-Ablagerung nicht nur darum, weil er die Bodenlbsung mit Elektrolyten bereichert, und auf diese Weise die Ablagerung begiinstigt, sondern auch weil infolge der durch die Karbonate hervorgerufene Ablagerung der organischen Stoffe die schii- tzende Rolle der letzteren schwindet und die Wirkung der Elektrolyten stărker wird. Wenn man aber mit der Zeit, je nach der Ablagerung der Kol- loiden im Karbonathorizont die Filtration der Losung erschwert wird, so werden die Teilchen der Solen mechanisch aufgehalten und auf diese Weise bildet sich liber dem Karbonathorizont ein kompakter prismatischer rot- brauner Horizont der R2 O3-Anhăufung, d. h. es vollzieht sich dass letzte Stadium der Degradierung, welches zur Bildung von grauem und hellgrauem podsoliertem Lehme fiihrt. Folglich bei so einer Erklărung der behandelnden Erscheinung wird die Annahme gemacht, dass auch in den Bedingungen der podsolierten Boden mit ihrer saueren Reaktion die organischen Kolloiden eine schiitzende Rolle inbetreff der Solen anorganischer Kolloiden spielen konnen und dass also die kolloidalen Humusstoffe der Koagulation der R2 O3-Kolloiden hin- derlich sind. Bei so einer Annahme ist es begreiflich, dass das Vorhan- densein im Boden von Kalk, welcher die Bildung der freien Humussăure hindert, die Koagulation von Kolloiden der Sesquioxyden hervorruft. Institutul Geological României IGR/ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN loi Wollen wir noch darauf hinweisen, dass Prof. Glinka T) beim Auseinander- legen der Frage von den Bedingungen der Bildung des rotbraunen Hori- zontes im Lehme bemerkt, dass als solche Bedingungen: i) Der Einfluss der Waldvegetation und 2) Das Vorhandensein der Kalkkarbonate im Mutter- gestein erscheinen. Die Waldvegetation bildet, nach den Worten des Ver- fassers, sauere Bodenlosungen und der kolensauere Kalk trăgt der Neutrali- sation dieser Losungen und zugleich dem Ausscheiden von Fe2 O3 bei. Die von ihm veranstalteten Versuche aber zeigten, dass an der Beriihrungs- stelle des Chloreisens mit dem Karbonatloss ein rotbrauner Streifen infolge des Ausscheidens des Eisenoxydes sich bildet. Bemerkenswert ist bei diesen Versuchen der Umstand, dass mit der Bildung des rotbraunen Horizontes das DurchsicKern der Eisenlosung immer mehr erschwert und gehindert wurde, mit anderen Worten der wahrend des Experimentes ausgeschie- dener Kolloidaleisenhydrat stark die Wasserdichtigkeit des Lbsses erhohte. Wir sahen schon, dass dieses auch in der Matur vorkommt und das die im Kar- bonathorizont in den ersten Degradierungsstadien ausgeschiedenen R2 O3 in den folgenden Stadien einen Anlass zur Ausscheidung dieser Oxyde in dem schon hoher gelegenen Horizonte geben. Analogisch sind die Resultate der Versuche von Aarnio 2), welcher bewies, dass die Losung Ca CO3 eine bedeutende Wirkung auf die Koagulation der R2 O3-Solen ausiibt. Indem ich aber so eine Erklărung des Formierungsprozesses des Degra- dierungshorizontes gebe, halte ich es fur notwendig zu betonen, dass diese Er- klărung die Moglichkeit des Einflusses auch anderer Faktoren nicht aus- schliesst. Es ist zweifellos z.B., dass die Prozesse der Reduktion von Al und Fe-Verbindungen unter dem Einfluss eines temporăren Stockens der Feuch- tigkeit und einer darauf folgenden Oxydierung in der Periode des Eindrin- gens des Sauerstoffes der Athmosphăre in den Boden — ebenfalls eine grosse Rolle im Prozesse der Wanderung und Ablagerung von R2 O3 spielen. Un- streitbar ist es auch, dass das Wurzelsystem einen sehr regen Anteil dabei nimmt, deren feine Verzweigungen man immer an den Vertikal- und Hori- zontalwănden der kompakten Einzelheiten bemerken kann; das durch- sickernde Wasser wird von diesen Verzweigungen erfasst und aufgesogen, wobei die Stoffe aus der Losung lăngs den Rissen des Gesteines sich ab- lagernund dabei an den Wanden Spurenin Form von wunderlichen Mustern bilden, welche immer auf der Flăche der prismatischen Einzelheiten des rotbraunen Horizontes bemerkbar sind. * * * *) Russisches Journal: Bodenkunde, 1911 No. 1. 2) Russisches Journal: Bodenkunde, 1915 No. 2, 3. Institutul Geologic al României 102 X. FLOROV 3. Ebenso interessant erscheint die Frage uber das Schicksal des Humus im Degradierungsprozesse. Oben habe ich darauf hingewiesen, dass die Menge des Humus im Boden unter dem Einfluss dieses Prozesses sich ver- ringert. Hier kbnnte ich dazu folgendes hinzufugen. Die Gesamtmasse des Humus im Boden hăngt iiberhaupt von der Ent- wickelung und dem Verhăltnisse zweier Momente ab: des Prozesses des Humuszuwachsens und des Prozesses seiner Abnahme (Zerstbrung). Eigent- lich kommt in jedem Boden fortwăhrend der eine und der andere Prozess vor, d. i. der Prozess einer fortwăhrenden Zerstbrung des Humus und der Prozess seiner Bildung. Dabei in einem vollkommen formierten Boden bleibt die allgemeine Humusmenge immer unverănderlich, da die Menge der fort- wăhrenden Zunahme in so einem Boden der Menge der ununterbrochenen Ab- nahme gleich ist. In solchem Boden sehen wir die Bewahrung des Zustandes des Gleichgewichtes, was man durch folgendes Schema1) ausdriicken kann: M — A + A = M d. i. ein gewisses Quantum von Humus M, welches fortwăhrend einen Teii A verliert und ebenso einen Teii A gewinnt, bleibt ein und dasselbe. Dasselbe findet auch im Tschernosiom statt. Aber das Eindringen des Waldes zerstort diesen Zustand des Gleichgewichtes, und diese Stbrung verlăuft in dem Sinne, dass die Gesammtmasse des Humus im Boden bestăndig ab- nimmt. Diese Abnahme wird gleich von einer Reihe von Verănderungen, wie im Prozesse der Humuszunahme, so auch im Prozesse der Humus- zerstbrung gefbrdert, und diese Abnahme ist besonders energisch, weil auch die Humuszerstbrung in den Verhăltnissen der Waldformation wăchst und die Humuszunahme sich verringert. Wir wissen, dass eine von den Ursachcn der schwachen Zersetzung des Humus im Tschernosiom und seines Reichtums in diesem Boden — der Mangel an Durchfeuchtung ist. Der Wald vermehrt die Durchfeuchtung und folglich făngt die Zersetzung des fruheren steppischen, im Verlaufe von Jahrhunderten sich angesammelten, Humus des vom Walde eingenom- menen Tschernosioms an stark zu progressieren. Die Grbsse des sich jăhr- lich zerlegten Teils A in unserem Schema vergrossert sich folglich schon im Zusammenhang mit diesem Umstande. Wir wissen weiter, dass in den Bedingungen der Waldformationen der Humus eine loslichere Form annimmt. Im Zusammenhange damit findet eine starke Verringerung des Humus statt, welcher, da er leicht loslich ist, in dieunteren Horizonte oderîndas Grundwasser ausgelaugt wird. Hier haben wir die zweite Ursache, warum der Humus im Boden sich verringert (A in der Formei von Sibirzew). ') Siehe N. Sibirzev, Bodenkunde (im. russisch). Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DfcS TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 103 Wollen wir jetzt sehen, wie der Prozess der Neubildung von Humus in den Bedingungen des Vordringens des Waldes in die Steppe sich entwickelt. Im Walde, wie auch in der Steppe, geht eine unaufhorliche Neubildung von Humus vor sich. Aber in dem Humushorizonte der Steppe ist dank der relativ schwachen Befeuchtung immer eine geniigende Menge von Basen vorhanden, da sie von den Niederschlăgen nicht allzusehr ausgewaschen wer- den, und wenn sie auch in den Regenperioden auf eine gewisse Tiefe aus- geschwemmt werden, so kommen sie doch wieder bei trockenem Wetter in den oberflăchlichen Horizont dank der Kapillarităt und den Pflanzen- wurzeln zuriick. Der Reichtum des Tschernosioms und seine Reaktion findet in diesen Fakta ihre geniigende Erklărung. Im Walde verăndert sich die Sachlage infolge der grosseren Befeuchtung; die Menge der Basen verringert sich hier und die Fixation des Humus kann nicht so intensiv vorgehen wie in der Steppe. Es ist noch ein Umstand zu erwăhnen, der die Tatsache des schnellen Schwindens des Humus in dem vom Walde eingenommenen Tschernosiom erklăren kann, ein Umstand, welcher von dem Charakter der auf und unter der Erde sich befindlichen Teilcd er Holz-und Grăsergewăchse bedingt wird. Wenn man von dem Standpunkte ausgeht, welchen seinerzeit Profes- sor Kosttschew hervorgehoben hat, dass năhmlich der Humus auf Kosten des Wurzelsystems hauptsăchlich sich bildet, so ist es zweifellos, dass die Neubildungen des Humus in den Bedingungen der Waldformation nicht so intensiv sein kdnnen, wie in den Bedingungen der Steppe, da das Wurzel- system der Waldgemeinschaften ein fur Humusbildung so reiches Material nicht geben kann, wie das Wurzelsystem der Grăsergemeinscahften, wo die Wurzeln ungefăhr 50% der ganzen Pflanze bilden. Aber ausserdem unterscheidet sich der Prozess der allmăhlichen Zer- setzung der organischen Stoffe im Walde von demjenigen in der Steppe, und zwar ist dieser Prozess fur die Humusanhăufung in der Steppe giinstiger, als im Walde. Wir wissen schon, dass die auf der Erde sich befindlichen Uberreste im Walde eine lockere, der Luft zugăngliche, Masse bilden. Wenn man weiter das Vorhandensein einer im Walde grosseren Durchfeuchtung in Anbe- tracht zieht, so wird es begreiflich, dass diese auf der Erde sich befindlichen Uberreste im allgemeinen sehr schnell, vollkommen und endgiiltig sich zer- setzen und darum sehr wenig Humustoffe geben. Die Wurzeln kdnnen auch nicht den Mangel an Humusstoffen ersetzen. Die Sache ist die, dass die Reste der Wurzel der Holzgewăchse sich gleichfalls verhăltnissmăssig schnell zer- setzen, wie es Professor Dokutschaeff gezeigt hat. Diese seltenen in ihrem Plauptteile dicken holzigen Wurzeln verfaulen vor aliem in ihrem Mark, wohin die Luft und die Feuchtigkeit leicht durchdringen, und die Zersetzung vollzieht sich also in denselben Bedingungen wie die Zersetzung der ir Institutul Geologic al României 104 N. FLOROV Waldstreudecke. Auf diese Weise kommen wir in dieser Hinsicht eben- falls zum Schlusse, dass in den Bedingungen der Holzwăchsgemeinschaften die Neubildung des Humus im Vergleich mit seiner Bildung in den Bedin- gungen der Steppe sehr erschwert wird, und dass die Zunahme des Humus im Walde also sehr gering sein wird. Auf dies Weise ist die Abnahme des Humus im Tschernosiom unter dem Einfluss des Eindringens in ihn des Waldes unvermeidlich und wird f o r t- wăhrend von zwei Ursachen bedingt; einerseits nimmt die Zersetzung des alten Humus zu, ander- seits wird die Humusneubildung schwăcher. Wenn ich zum obengegebenen Schema, welches den Zustand des Gleich- gewichtes im Boden hinsichtlich seines Humusinhaltes ausdriickt, zuriick- komme, so muss ich also fesstellen, dass fur den Fall des Eindringens des Waldes in die Steppe dieses Schema verăndert werden muss, wobei es un- gefăhr folgendes Aussehen erhălt: A M — nA + — = Mi, m und zwar sind n und m gewisse Koeffiziente, welche zeigen, dass die Humus- zersetzung in einem gewissen Masse (n) sich vermehrt hat, aber die Humus- neubildung in einem gewissen Mass (m) sich verringert hat. Es kommt aber die Zeit, wo im Boden das Gleichgewicht zwischen der gesammten Humusmenge einerseits und den Humusmengen, welche im gegebenen Augenblick sich bilden und zerfallen, andererseits wieder herge- stellt wird. Es scheint wirklich sehr wahrscheinlich zu sein, dass wenn die Gesammt- menge des organischen Stoffes im Boden sich verringert, auch im Zusammen- hange damit die Tătigkeit aller den Humus vernichtenden Faktoren abnimmt1). So z. B., nimmt der Bakterialprozess ab, wenn die Gesammtmasse des orga- nischen Stoffes sich verringert. Die den Humus bildenden Faktore aber bleiben die ganze Zeit permanent, da jăhrlich in den Boden dasselbe Quantum von organischen Stoffen gelangt. Wenn man ditsses in Anbetracht zieht, so kann man annehmen, dass A die Mengen nA und — mit der Zeit gleich werden. Indem wir diese Mengen durch A1 ausdriicken, kann man die Formei von Sibirzew folgender- massen ausdriicken: M^A, + A1 = M1 J) Wollny, Die Zersetzung der organischen Stoffe und die Humusbildung, 1897. JA Institutul Geologic al României JGRZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN T05 d. i. im Boden wird wieder das Gleichgewicht hergestellt, welches im Boden vor dem Eindringen des Waldes stattfand,— aber mit dem Unterschiede, dass alle Grossen bedeutend geringer sein werden, als sie im Steppenboden vor dem Eindringen des Waldes waren. Diese Abnahme des Humus im Boden je nach der Degradierung des Bodens ist aus der beigelegten Kurve (Fig. 5) zu ersehen. Dg. 5 Humusgehalt in der oberen Schicht der Boden, welche sich in verschiedenen Stadien der Degradierung befinden. Erklărung: Ordinate-Humusgehalt in % ; Abszisse — die aufeman- derfolgenden Degradierungsstadien, nămlich, O — Tschernosiom, I — Degradierter Tschernosiom, II— Dunkelgrauer wenig podsolierter Lehm, III — Dunkel- grauer podsolerter Lehm, IV — Grauer podsolierter Lehm, V—Hellgrauer podsolierter Lehm. Die Kurve zeigt die Durchschnittszahlen auf Grund von 400 Proben, welche den Humusgehalt fur die Boden in verschiedenen Degradierungsstadien der Kiewschen Gegend feststellen. * * * 4. Die oben angegebenen analytischen Data konnen bis zu einem gewissen Grade diejenigen Eigenheiten in der Struktur des Bodens erklăren, welche wir in den Boden der verschiedenen Degradierungsstadien beobachten. Was vor aliem den Humushorizont anbetrifft, so bekommt hier der de- gradierte Boden eine Plattenstruktur anstatt einer lockeren Kriimelstruktur, wie wir es im Tschernosiom beobachten. Institutul Geologic al României VicrZ 106 N. FI,ORO V Wenn man die chemische Seite der Erscheinung in’s Auge fasst, so kann man folgende Momente zur Erklărung fiir die Bildung dieser Plattenstruktur und fiir die Zerstorung der Kriimelstruktur aufstellen: a) Die Verminderung der organischen Stoffe, welche iiberhaupt einzelne Aggregate des Bodens zementieren; b) Das Ansammeln der mehlartigen Niederschlăge von Si O2 und c) das Ausspiilen der zementieren den R2 O3. Infolge dieser chemischen Verănderungen zerfăllt der koherenzlose Hu- muhhorizont in diinne Schichten verschiedener Breite, je nach dem Verluste des Wassers beim Austrocknen in der Schicht x). Da der Prozess der Durch - feuchtung und des darauf folgenden Austrocknens sich viele Mal wieder- holt, so erneuern sich mehrmals die durch das Austrocknen entstandene Horizontalspalten, bis sie endiich eine bestăndige und unverănderliche Form erhalten, wobei sie ein sichtbares bestăndiges Zerfallen des Horizontes in Plattenteilchen hervorrufen. Diese Plattenstruktur des Humushorizontes der stark degradierten Boden ist nicht nur ein eigenartiges, sondern auch ein sicheres Merkmal der Degradierung, und sogar das kiinstliche Zerstoren von Platten wăhrend des Prozesses des Pfliigens vernichtet nicht dieses Merkmal, da eine kurze Zeit des Ausruhens des Bodens nach dem Pfliigen ausreichend ist, damit die Plattenstruktur des Bodens sich wieder erneuere. Fiir den Fall, wenn im Horizonte des Profils eine sehr ansehnliche Si O2- Anhăufung, bei einiger Anhăufung von R2 O3 und bei Nichtvorhandensein von betrăchtlicher Humusmenge stattfindet (und gerade alle diese Erschei- nungen haben wir im weisslichen Horizonte), so bildet sich im Horizonte die obenbeschriebene Nusstruktur. Aliem Anscheine nach ist die Entstehung dieser Struktur dadurch be- dingt, dass im Zusammenhange mit einem anderen chemischen Bestande des weisslichen Horisontes im Vergleich mit dem Bestande des Humus- horizontes im ersten neben den horizontalen Spalten des Austrocknens auch noch vertikale vorkommen. Die verschiedenen Kombinationen der einen und anderen Spalten rufen das Zerfallen des Klumpens in scharfkantige mehr oder wenige gleichartige Einzelteilchen von der Grosse einer Haselnuss (Waldnuss). Die horizontalen Spalten entfernen sich nach unten hin immer mehr von einander und auf diese Weise năhert sich die Struktur eines Einzel- teilchens zum Typus eines Prismas, bis schliesslich der vollstăndige Ubergang der Nusstruktur zur Prismastruktur stattfindet. Die letztere sehen wir im rotbraunen Horizonte. Wie wir wissen, kennzeichnet sich der rotbraune Horizont in seinen ăussersten Stadien der Degradierung durch eine reich- liche Anhăufung von R2 O3. Si O2 ist hier im Vergleich zum weisslichen Ho- rizont schwach angehăuft, indem sie sich mehr lăngs den Spalten, den Wurm- ’) Siehe A. Nabokich, Mat. f. Bodenuntersuchungen in Guv. Charcov, 2. t Institutul Geologic al României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 707 găngen u. s. w. ablagert. Im Zusammenhange mit der grossen Menge der Kolloyden R2 O3 sind die Zăhigkeit und die Zementation dieses Horizontes sehr erhoht, die Volumenverănderung beim Austrocknen ist eine auffallende und das Gestein gibt mit Leichtigkeit ein System von Spalten, die beim wiederholten Prozesse der Durchfeuchtung und Austrocknens immer tiefer werden. Die Spalten sind ziemlich regelmăssig verteilt, wobei, wie im weiss- lichen Horizonte, die senkrechten und wagrechten sich abwechseln. Aber die Entfernung zwischen zwei angrenzenden wagrechten Spalten ist immer grosser, als die Entfernung zwischen zwei angrenzenden senkrechten Spal- ten, wodurch die Einzelteilchen immer in die Lănge hin ausgedehnt sind, sodass sie die Form eines Prismas erhalten. Je mehr zurTiefehin die Anhău- fung von R2 O3 abnimmt, desto geringer wird die Dichtigkeit des Netzes der Spalten, und die Prismen werden folglich in den Dimensionen grosser, indem sie im senkrechten Durchmesser die Lănge von 4—5 Cm. und mehr, und im wagrechten die von 2—3 Cm. erreichen. Dieselbe prismatische Struktur, wie gesagt, haben wir eigentlich im Kar- bonatunterhorizonte der R2 O3-Anhăufung, aber nur mit einigen Abwei- chungen, welche davon abhăngen, dass der chemische Bestand des Hori- zontes ein ganz anderer ist. In diesem Unterhorizonte haben wir neben dem R2 O3 eine Anhăufung von Karbonaten. Im Zusammenhang damit ist die Zăhigkeit und die Zementation des Unterhorizontes eine viei geringere, als im obengelegten rotbraunen Unterhorizonte, die Volumenverănderung beim Austrocken ist nicht so intensiv; das System der senkrechten und wag- rechten Spalten, obgleich vorhanden, ist nicht so deutlich und regelmăssig ausgeprăgt, und, als dasRezultat von aliem diesem, tritt die Prizmenstruktur weniger klar hervor; die Prismen sind nicht so klar und regelmăssig, nicht so dauerhaft (schwache Zementation), als es im rotbraunen Horizonte der Fall ist. K A P ITEL IV. DER EINFLUSS DES DEGRADIERUNGSPROZESSES AUF EINIGE AGRONOMISCHE EIGENTUMLICHKEITEN DES BODENS Wir sehen also, dass die Hauptmomente des Lebens des Tschernosioms und des degradierten Bodens einen diametralentgegengesetzten Charakter haben. Diese Momente sind folgende: Steppentschernosiom: DerimDegradierungszustande befindlicher Tschernosiom: 1. Energische Humusbildung dank dem 1. Ein schlaffe, langsame Humusbildung .erbreiteten Wurzelsystem der Graser. teils dank dem Charakter des Wurzelsystems der Holzgewachse, und teils infolge der Be- sonderheit der Wiirzelfaulnis, infolge der ab- gestorbenen Streudecke u. s. w. Institutul Geologic al României 108 N.FLOROV 2. Schwache Durchfeuchtung und schwache Zersetzung des Humus. 3. Uberfluss an Basen und alkalische oder annăhernd alkalische Reaktion. 4. Infolge schwachcr Loslichkeit des Hu- mus sammelt er sich sehr leicht an. 5. Schwache Zersetzung und schwache Verănderung des Muttergesteines. 2. Starke Durchfeuchtung und starke Zer- setzung des Humus. 3. Armut an Basen und sauere Reaktion. 4. Infclge starker Loslichkeit des Humus, wird er leicht ausgelaugt. 5. Starke Zersetzung und starke Verănde- rung des Muttergesteines. Als im Jahre 1886 Professor Korschinsky zum ersten Mal den Ge- danken liber die Moglichkeit einer so grellen Metamorphose des vom Walde eingenommenen Tschernosioms ausdriickte, so schien diese Behauptung wenig wahrscheinlich zu sein und fand sogar eine Wiederlegung von seiten des Griinders der Bodenkunde in Russland Professor Dokutscheff, welcher anfangs seinen Zweifel liber die Moglichkeit eines solchen Prozesses aus- sprach. Aber spăter, dank der eifrigen Arbeit hauptsăchlich der russischen Bodenforscher wurden die Erscheinungen der Degradierung so ausfiihrlich beschrieben und durch Experimente bestătigt, dass die urspriinglichen Ver- mutungen liber diese Fragen zu einer mehr oder weniger begrlindeten Theorie sich bildeten. Schon a priori konnte man leicht die Voraussetzung machen, dass solche Grundverănderungen in der Morphologie und im chemischen Bestande des Tschernosioms unter der Wirkung des Degradierungsprozesses nicht ohne Einfluss auf die agronomischen Eigentiimlichkeiten des Bodens bleiben konnen. Diese Frage tauchte auf beim Untersuchen der Kiewschen Waldsteppe im Zusaminenhang mit folgenden Umstănden: In den letzten Jahrzehnten befassten sich die russischen Versuchstationen nicht seiten mit der Frage liber die Anwendung der Mineraldlingungen. Diese Frage, welche anfangs einfach zu sein schien, erwies sich nach einer Reihe von dauernden systematischen Experimenten als eine sehr kompli- zierte. Das Wesen der Frage, wie sie von der praktischen Landwirtschaft hervorgehoben und formuliert wurde (ich habe hier nur das Gebiet der ru- sischen Waldsteppen im Auge), ist einfach: năhmlich in welchem Grade die Anwendung der Mineraldlingungen in den Bedingungen der russischen Bauerlandwirtschaft des erwăhnten Gebietes rentabel ist. Es schien, dass fur die Lbsung dieser Aufgabe nur das einfache Feldexperiment mit den Mineraldlingungen und die Erwăgung der Wirkuug einer solchen Diingung genligend seien. Aber es erwies sich anders: die Etgebnisse der Experimente der russi- schen Versuchstationen — die Rede ist nur von den Versuchstationen im. Gebiete der russischen Waldsteppe und hauptsăchlichder westlichen Hăfte dieses Gebietes — erschienen sehr mannigfaltig, oft einander wiederspre- Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WAI.DSTEPBEN 109 chend, indem die Schwankamplituden zum Beispiele bei P2 Oj-Diingungen ungefăhr folgende waren: von 30—40 % Erhohung der Ernte bis o und sogar bis zu einem negativen Effekt. Der Versuch dieses ganze Material durchzustudieren und es zu grup- pieren, fiihrte zum Gedanken, dass als Ursache der konstatierten Mannig- faltigkeit der Resultate die Verschidenheit der Beschaffenheit des Experi- mentbodens ist. Unter anderem wurde die Voraussetzung ausgesprochen, dass der am meisten entscheidende Faktor in der Reaktion des Bodens auf die Diingung die Humusmenge des Bodens sei *). Aber diese so einfache Erklărung der Erscheinung erwies sich zu primitiv. Bald stellte sich heraus, dass die konstatierten Fakta nicht imrner mit der erwăhnten Voraussetzung ubereinstimmen, z. B. die Wirkung der P2 Oj- Diingungen entspricht nur im allgemeinen der Menge des Humus, wobei man zuweilen ganz entgegengesetzte Resultate erlangte: der an Humus- gehalt ărmere Boden ist empfănglicher und zeigt eine grossere Reaktion auf P2 O5-Diingungen. Eine chemisch komplizierte Analyse konnte auch nicht die Erscheinung erklăren und verdunkelte sogar noch mehr die Sache. Die anfangs angewandte Methode des 10% salzsăuren Auszuges zeigte bis zu einem gewissen Grade unerwartete Resultate. Wenigstens, insofern die Rede von P2 Oj-Diingungen ist, erwies es sich, dass nămlich der Boden, welcher gewbhnlich auf die P2 Oj-Diingungen mehr reagiert, oft grossere Quantităten von der in den 10% salzsauren Auszug iibergehenden Phosphorsăure (P2 O5) enthălt, als der auf die P2 O3-Diingung schwach reagierende Boden (gewohnlich heller Boden)2). Da die erlangten Resultate denjenigen, die man erwartete, nicht ent- sprachen, so wurden die verschiedensten Arten des Verfahrens angewandt; dennoch blieb die Frage nicht gelost. Nicht viei neues trug auch die Pauschal-Analyse bei, indem sie den Satz bestătigte, dass der auf P2 O5-Diingung stark reagierende Boden in der oberen Schicht in jedem Falie nicht weniger, aber oft sogar mehr P2 O5, als der schwach reagierende Boden, enthielt. Auf den russischen Versuchstationen wurden alle diese Fragen vielseitig und lange behandelt, es sammelte sich ein umfangreiches analytisches Material an, die Methoden der Anâlysen wurden ausfiihrlich bearbeitet, aber dennoch wurde die Hauptfrage — wodurch die Ursachen der Mannigfaltigkeit der Feldexperimentresultate hervorgerufen werden — nicht gelost. Das măchtige Aufbliihen der Bodenkunde iiberhaupt und insbesondere 1) Je reicher nămlich der Boden an Humus ist, desto grosser ist die Ernte bei der Diin- gung mit Phosphorsăure. 2) Die Rede ist nur von der oberen Schicht des Bodens, weil nur sie gewohnlich ana- 1vsiert wurde. Institutul Geologic al României I IO N. FLOROV der agronomischen Bodenkunde, die krăftige Begriindung der Ideen der Bodengenesis hat den Anstoss dazu gegeben die Ergebnisse der agronomi- schen Experimente iiberhaupt noch einmal durchzusehen und zu bearbeiten, und auf diese Weise trat in den Arbeiten der Experimentalagronomie eine neue Richtung auf, năhmlich dass man die Frage vom Standpunkt der Boden- kunde zu beleuchten begann. Seit dem Jahre 1910 fing auch ich meine Arbeiten und Untersuchungen auf dem Gebiete der erwăhnten Fragen an. Die Bedingungen unter denen ich arbeitete, waren giinstig: das Semstwo des Kiewschen Gouvernements organisierte eine Reihe von Experimenten mit Mineraldiingungen in den Bedingungen der ortlichen Bauerlandwirtschaft. Im Zusammenhange mit diesen Experimenten beauftragte mich das Kiewsche Semstwo den Boden, auf welchem die Versuche gemacht wurden, zu untersuchen. Seit dem Jahre 1913 begann aber dasselbe Semstwo ein systematisches Studium des Bodens und Untergrundes im Kiewschen Gouvernement um eine ausfiihrliche Bo- denkarte zu verfertigen, und beauftragte auch mich diese Untersuchung, gleichwie auch die Fortsetzung der Feldversuche mit den Mineraldiingungen zu fiihren. Diese beiden Untersuchungen, also, wurden in einem Zusammen- hang gefiihrt und dieser Umstand war sowohl fiir die Bodenuntersuchungen, als auch fiir die agronomischen Untersuchungen, sehr wertvoll: einerseits begriindete dieser Zusammenhang die Ansichten, welche als Grund der Boden- klassifikationsschema dienen miissten, anderseits hat er die Mbglichkeit ge- geben die Ergebnisse der Feldversuche auf der Grundlage der strengen Er- wâgung der Bodeneigenschaften und auf dem Prinzip der Bodengenesis zu gruppieren und zu analysieren. Und wie nur dieses Prinzip angewandt wurde, so gelang es auch gleich in den so mannigfaltigen Feldversuchergebnissen eine gewisse und strengausgedriickte Gesetzmăssigkeit festzustellen. Indem ich das ganze iiberaus reiche Material, welches in einer Reihe von Ausgaben und Auslagen des Semstwo verbffentlicht ist, unberiihrt lasse, mochte ich hier nur die wesentlichen Ergebnisse, die bei diesen Untersuchun- gen erreicht worden sind, angeben: 1. Vor aliem wende ich mich zur Frage liber die natiirlichen Ernte- ertrage der Boden verschiedener Degradierungsstadien. Da in jedem Versuchfelde, wie gewohnlich, eine Kontrollparzelle also eine ungediingte Parzelle war, konnte man auf Grund dieser Kontrollpar- zellen auf den verschiedenen Versuchsfeldern liber die Fruchtbarkeit eines jeden Feldes folgern. Anderseits, da die Massenexperimente mit Mineraldiingungen, derer ich in dieser meiner Arbeit erwăhnte, im Laufe von vielen Jahren und in den- selben Bedingungen gemacht wurden, geben sie gewiss fiir Schlussfolgerung ein zuverlâssigeres Material, als das Material, welches man durch die De- klarationen der Besitzer, wie gewohnlich, bekommen konnte, und zwar A. Institutul Geologic al României IGRZ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN ni aus folgenden Griinden: i) Diese Versuche wurden in einem verhăltniss- măssig kleinen Gebiete des nbrdlichen Streifens des Loesses gemacht, wo infolge geringer Dimensionen dieses Gebietes sehr grosse Klimasschwan- kungen nicht stattfinden konnten. 2) Der Untergrund in diesem Gebiet war uberall nicht nur ein und dasselbe Gestein, nămlich Loss, sondern seinen Eigenschaften nach war der Loess uberall mehr oder weniger gleich, was durch meine Untersuchungen und Analysen festgestellt wurde. Endlich 3) wurden die Versuche uberall in Bauerlandwirtschaften, und also in mehr oder weniger gleicharțigen hinsichtlich der Exploatierungstechnik Bedin- gungen vorgenommen. Infolge dessen miissten die Daten meines Erachtens nach fur vergleichbar anerkannt werden. Wenn man die Daten der Kiewschen Versuche zusammenfasst und sie nach Bodentypen verteilt, so bekommt man eine folgende Reihe von Ziffern fur die Fruchtbarkeit der Boden, welche sich in verschiedenen Degradierungs- stadien befinden (in Kgr. auf ein Hectar): Weizen Roggen 1. Tschernosiom und degradierter Tschernosiom. . . . 1754 1804 2. Dunkelgrauer podzolierter Lehm der Waldsteppen . . 1559 1484. 3. Grauer und hellgrauer podzolierter Lehm der Wald- steppen ................................................ 1394 — Aus diesen Daten ist zu ersehen, dass der Degradierungs- prozess inbezug auf die natiirliche Fruchtbarkeit des Bodens eine ganz b e s t i m m t e T e n d e n z h e r v o r- ruft: nămlich, die Fruchtbarkeit vermindert sich a 11 m ă h 1 i c h j e nach dem die Degradierung z u n i m m t1). 2. Noch entscheidener tritt der Einfluss des Degradierungsprozesses auf die Eigenschaften des Bodens in der Frage iiber die Wirkung der Mineral- diingungen hervor. Ich habe schon bemerkt, dass die Ziffern, welche die Wirkung der Phosphorsăure und des Salpeters auf die verschiedenen Boden der Wald- steppen zeigen, sehr ungleich seien und schwanken, und dass es auf den er- sten Blick erscheint, man hătte mit zufălligen Daten zu tun, die auf keine Gesetzgemăssigkeit schliessen liessen. Als ich aber diese Daten nach den J) Ich betone, dass ich nur die Boden in den Grenzen eines streng bestimmten gecgra- phischen Gebietes vergleiche, wobei der Untergrund-Loess hier von einem bestimmten mechanischen Bestand ist, und dass die Losung der Frage iiber die Abhăngigkeit der Frucht- barkeit von der Bodendegradierung in anderen geographischen Gebieten mit anderem me- chanischen Bestand der Boden und des Losses zweiffellos neue entsprechende und ergrăn- zende Versuche und warscheinlich auch Korrektive erfordern wird. L.M- Institutul Geologic al României \IGRZ 112 N. FLOROV Bodeneigenschaften gruppiert hatte, stellte es sich heraus, dass in der 'Pat eine strenge bestimmte Gesetzmăssigkeit dennoch existiert: Die Wirkung der Diingungen hăngt von dem Degradierungsgrad des Bodens ab, i n d e m mit der Z u n a h m e der Degradierung der E f f e k t bei Anwendung von P h o s p h o r s â u r e sich vermindert, bei Anwendung aber von S a 1 p e t e r, z u n i m m t. Die Ziffern sind folgende: Tschernosiom und degradierter Tschern. Dunkegrauer Grauer und beli podzolierter Lehm. grauer podsolier- ter Lehm. i. Vermehrung der Ernte des Kornes bei P2 Os- Diingungen in Kgr. auf ein Hectar........................... 2. Dasselbe bei Salpeter-Diingungen . . 435 6o 270 24c 45 270 Also auch hier ist der Hauptfaktor der Degradierungsprozess und der Grad der Degradierung, wobei dieser Degradierungsprozess, indem er von Grund aus die Verteilung der Sălze im Bodenprofil hervorruft, sein măch- tiges Geprăge auch auf agronomische Eigentiimlichkeiten des Bodens auf- legt, das Bodenleben reguliert und den Charakter der Einfliisse der ăusseren Wirkungen bestimmt. KAPITEL V. DIE CHEMISCHEN DATA INBETREFF DER NAHR- STOFFE IN HORIZONTEN UND DER VERSUCH DER ANWEN- DUNG DER VEGETATIONSMETHODE BEIM STUDIUM DER BODENHORIZONTE Dieses ist die Schlussfolgerung, welche man unmittelbar aus den Re- sultaten der Kiewsehen Feldversuche ziehen muss. Und ganz natiirlich ent- steht die Frage, was ist denn die Ursache der festgestell- ten Gesetzmăssigkeit. Da der Effekt der Diingungen durch die Degradierung bedingt ist, so ist es natiirlich die Erklărung dieser Erschei- nung in der Metamorphose des Tschernosioms unter dem Einfluss der De- gradierung zu suchen. Die Untersuchung dieser Frage von diesem Standpunkte aus hat fol- gende Resultate gegeben. 1. Wollen wir zuerst von P2 O5 reden. Vor aliem, wass den P2 Oa Gehalt in der oberen Schicht anbetrifft, so unterscheiden sich in dieser Hinsicht die Boden der verschiedenen Degradierungsstadien nicht sehr scharf von- ainander, wie es schon oben erwăhnt worden ist. Dennoch existiert ein ge- wisser Unterschied und zwar bemerkbar ist die Tendenz zur Verminderung des P2 O5-Gehaltes im Boden je nach der Degradierung. \ Institutul Geologic al României \ 16 Rz UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN i 13 Desuegen ist der Tschernosiom gewohnlich reicher an P2 O3, als der degradierte Lehm — ein Umstand, wrelcher sofort die Aufmerksamkeit der Experimentatore auf sich gelenkt hat1), da er im ersten Augenblick der Tat- sache der Empfănglichkeit des Tschernosioms fur die P2 Os-Dungung zu wiedersprechen schien. Die Kurve in der Figur 6 zeigt den P2 O5-Gehalt in der Oberschicht der Boden der verschiedenen Degradierungsstadien im Bereiche meiner Untersuchungen, wobei die Kurve konstatiert, dass in der Oberschicht die P2 O5-Menge teilweise je nach der Degradierung abnimmt. o i. n. hl m u Fig. 6. Der P2 O3- Gehalt in der oberen Schicht der Boden, welche sich in verschiedenen Stadien der Degradierung befinden Erklărung: Ordinate = P2 Os-Gehalt in ®/o%. Abszisse = die aufcinanderfol- gcnden D gradierungstadien, nămlich: O — Tschernosiom; I — Degradierter Tsrchenosiom; II — Dunkelgrauer wenig podsolierter Lehm; III—Dunkelgrauer podsolierter Lehm;— IV— Grauer podsolierter Lehm; und V—Hellgrauer podsolierter Lehm. Auf diese Weise, wie ich es schon erwăhnte, hat das Studium nur allein der Oberschicht uns keine Antwort zur Losung unserer Frage ge- geben. Vielmehr trug dazu die Schichtenanalyse des Gesammtinhaltes von P2 O5 bei. Die Figur 7 zeigt uns die schichtenweise Verteilung von P2O5 : im Tchernosiom (ein Profil: das Dorf Uzin), im dunkelgrauen Lehm- boden (ein Profil: Dorf Pomoinic) und im hellgrauen podzolierten Lehm- boden (zwei Profile: Dorf Greblia und Kotscherjinsi). J) Wie oben erwahnt; siehe Seite 45. 8 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României IGRZ N. FLOROV F>g- 7- Die schichtenweise Verteilung der Phosphorsăure in den verschiedenen Bodentypen der Waldsteppen Ziffern zu dieser Figur sind1): Dorf U sin (Tschernotion) Măchtigkeit2) und Tiefe des Ho- rizontes in Cm.:...................o—50; 50—140; 140—220; 220—380; 380—730; Pj>O, in 0/-.......................... O.ro 0.00 O.O7 c.07 0.04 *) Fur jeden Horizont wurde nur eine von einem bestimmten Punkte genommene Probe (ungefăhr aus der Mitte des Horizontes) analysiert. Es ist klar, dass die erhaltene Ziffer nur diesen Punkt kennzeichnet und dass wenn man die Analyse auch fur die benachbarten Punkte desselben Horizontes machen wiirde, so wiirden die erhaltenen Ziffern eine Reihe von Va- riationen zeigen; sie vurden nămlich feststellen, dass die Menge der entsprechenden Stoffe im Bereiche des Horizontes sich verăndert. Da aber der Unterschiedzwischen diesen variiren- den Ziffern zweifellos sehr gering ist und da fur jeden Horizont nur zu einer Anaiyse ge- macht wurde, so stelle ich, um die Sache zu vereinfachcn, die Kurven der Figur 6, wie auch der anderen Figuren in dieser meiner Arbeit in Form von gebrochenen Linien dar, welche die verschiedenen Ziffern der benachbarten Horizonte veremigen, obgleich sie in Wirklichkeit mit weichen Konturen sein miissen, da die Menge des entsprechenden Stoffes entschieden nieht dieselbe auf der ganzen Ausdehnung des Horizontes ist. 2) Die Tiefe, aus der die Proben zum Untersuchen genommen sind, entsprechen be- stimmten Horizonten des Profils, welche auf Grund einer morphologischen Untersuchung Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 115 Dorf Pomoinic (dunkelgrauer wenig pods. Lehm) Măchtigkeit u. Tiefe in Cm.: o—20; 20—100; 100—120; 120—220; 220-—300; 300—380; P2 O5 in %..................o.11 0.12 o.10 0.09 0.08 c.08 Dorf Cotscherschinsi (hellgrauer pods. Lehm) Măchtigkeit und Ti -fe in Cm.;..........o—15; 15—30:30—150:150—200; 200—225:225—280:280—480; P2 O5 in % • • • • 0.12 0.09 o 10 o 10 0.12 0.07 0.06 Dorf M. Grebla (hellgrauer pods. Lehm) MăchtigkeitundTiefein Cm : ............ o—25; 25—60; 60—123; 123—170; P2O5 in %.............................. 0.08 0.06 0.07 0.13 Aus der Tabelle ist zu ersehen, dass der Degradierunsprozess eine starke Verănderung in Betreff der P2O5-Verteilungim Profil hervorruft: i m T s c he r- n o s i o m verringert sich die Phosphorsăure (P2 O5) ganz regelmăssig nach der Tiefe zu hin, indem das Maximum ihrer Anhăufung sich in der Oberschicht befindet; in den degradierten Boden umgekehrt findet die Anhăufung von P2 O5 in den niedrigeren Schichten, ungefăhr auf der Tiefe von 100—250 Cm., statt, wo w i r gewohnlich ihren Maximalgehalt a n- t r e f f e n. Bemerkenswert ist es, dass im allgemeinen je stărker die Degradierung des Bodens, desto grosser die Anhăufung von P2 O5 in niedrigeren Schichten ist, was aus der Vergleichung des dunkelgrauen podzolierten Lehmbodens (Pomoinic) mit dem hellgrauen (Cotscherschinsi) zu ersehen ist1). Es ist klar, dass der Degradierungsprozess die Phosphorsăure (P2 O5) allmăhlich aus den oberen Schichten auswăscht und dass die Phosphor- festgestellt sind. Die Ziffern fur P2 O5 zeigen den Gesammtinhalt der Phosphorsăure (Pau- schal-Analyse), welcher durch das Molybdenverfahren bestimmt ist. x) Bis zu einem gewissen Grade geht das auch aus der Tabelle 3 hervor. Ubrigens wird die Bildung der P2 Oj-Illuvialanhăufungsschichte, wie ich es schon gesagt habe, durch den entgegengesetzten, durch die Pflanzentătigkeit hervorgerufcnen, Prozess der P2O5-Anhau- fung zur Oberflăche hin verdunkelt. (Dasselbe ist der Fall fiii K2 O und in geringerem Masse fur Na2O). Man konnte sagen, dass in dieser Hinsicht in dem von mir untersuchten Raycn eine folgende Gesetzmăssigkeit beobachtet wird: 1. Die P2 Os-Anhăufung der Oberschicht unter dem Einflusse der Pflanzentătigkeit wird in ailen Boden, abgesehen von ihrer De- gradierung, beobachtet. 2) mit der zunehmenden Degradierung aber verringert sich etwas die Menge der P 2 O 5-Anhăufung, da der Degradierungsprozess die Auslaugung der Phos- phorsăure aus den oberen Schichten in die unteren hervorruft. 3. Die P2 O5-lllu''ia!schichten in den unteren Bodenschichten werden nur in den Boden beobachtet, welche dem Einflusse des Podsolbildungsprozesses ausgesetzt waren, und zwar sind diese Illuvialschichten desto- mehr ausgepragt, je stărker der Boden degradiert ist. (Siehe Tabelle No. 3). 116 N. FLOROV săure, nachdem sie mit den Bodenlbsungen nach unten durchgesickert, auf einer gewissen Tiefe von neuem sich ausscheidet, und also eine Schicht der Maximalanhăufung, mit anderen Worten eine Illuvialschicht, bildet. Es ist zu bemerken, dass gewohnlich diese Anhăufung dort stattfindet, wo wir auch die Anhăufung von R2 O5 konstatieren? Man konnte annehmen, dass R2 O3 beim Ausscheiden aus der Boden- Ibsung auf einer gewissen Tiefe auch P2 O5 mit sich fortzieht, und dieses erinnert uns an eine ăhnliche Erscheinung, welche wir im Laboratorium bei Absonderung von R2 O5 beobachten. Aus diesen Ergebnissen der Schichtenanalyse ausgehend, konnte man leicht voraussetzen, dass bei dem Degradierungsprozesse die Phosphorsăure (P2 O5), indem sie sich in die unteren Schichten einwăscht, hier in einer anderen Form, als im Tschernosiom, sich ablagert, welcher Umstand auch auf die Lbslichkeit der Phosphorsăure einen Einfluss ausiiben miisse. Um die Richtigkeit dieser Voraussetzung zu priifen, machte ich eine Reihe von Analysen der i % MCI Ausziige, wobei ich, wenn ich den Ausdruck «Lbslichkeit» gebrauche, hier den Prozentsatz der durch i % HC1 Auszug entzogenen Quantităt der Phosphorsăure zu ihrem Gesammtgehalt in der Probe verstehe1). Die Analysen bestătigten meine Voraussetzungen und zeigten folgendes: i) in den degradierten Boden steigert sich die P2 O5 Lbslichkeit nach unten hin;z) jemehr derBoden degradiert,desto gros ser ist die Z u n a h m e dieser Lbslichkeit und desto tiefer dringt sie durch. Das sieht man aus der Fig. 8 und 9, wo ich den dunkelgrauen podzolierten Lehmboden (d. i. also einen geringen Degradierungsgrad) mit dem hell- grauen podzolierten Lehmboden (also mit einem starken Degradierungs- grade) vergleiche 2). Es ist interessant zu bemerken, dass die grbssere Lbslichkeit von P2 O5 in den degradierten Boden zuweilen sogar in denjenigen Schichten beo- bachtet wird, wo die Pauschal-Analyse keine Anhăufung von Phosphorsăure zeigt, was aus der Tabelle 10 zu ersehen ist, und hauptsăchlich aus den Daten fiir den hellgrauen Lehmboden: hier in der rotbraunen karbonatlo- sen Schicht auf der Tiefe von 100 Cm. ist der Gesammtinhalt von P2 O5 sogar weniger, als in der Oberschicht, aber die Lbslichkeit der Phosphor- sâure ist hoher, und folglich haben wir es hier mit einer zum zweiten Mal gelagerten Phosphorsăure zu tun. *) So z. B. in der Probe von Cotscherschinsi der P2 O5-Gesammtgehalt in der Ober- schichte = 0,117%, entzogene durch 1% HCl-Quantitat = 0,04%, die Lbslichkeit also = 34>2%- 2) Leider fehlen mir augenblicklich bei der Hand die Ergebnisse des Tschernu- sioms betreffend, die noch greller die uns intcresierende Gesetzmăssigkeit hervorheben kbnnten. Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WAI.DSTEPPEN 117 je&endeL. pi - mchbsjaocfaofit. Dun^e^rauep wenpod^leiim. - dp^eh™ iDOckofitffeCferw^ Jehn. Fig. 9. Loslichkeit der Phosphorsăure Die schichten weise Loslichkeit der Phos- Dasselbe, indem die Loslichkeit in der phorsăure in den Boden der verschiedenen oberen Schicht filr ico angencmen wird. Deg radier ungstadien. Schichtenweiser Gehalt und «Loslichkeit» der Phosphorsăure (P^O-j im dunkel- grauen und hellgrauen podzolierten Lehmboden. Dunkelgrauer Lehm im Dorfe Pomoinic Hellgrauer Lehm im Dorfe Cotscherschinsi. A. Humusschicht auf der Tiefe Gesammt- inhalt von P2Ot Loslich- keitl) von p2o4 Gesammt- inhak von PSO4 Loslichkeit von P2Oe von o—20 Cm B. Rotbraune karbonatlose Schicht 0,10% 39.6% 0-12% 34,2% auf der Tiefe circa 100 Cm.. . C. Hellgelbe Schicht von Karbo- 0,10% 41 >7% 0,10% 39>6% natilluvium auf der Tiefe gegen 200 Cm 0,08% 37.5% 0,09 %2) 42>5/o *) Die Ziffern sind: Pomoinic C 0 t s c h e r s c h i n s i Geasammt- Die durch i% inhalt HC1 entzogene Quantităt Gesammt- inhalt Die durch i°/0 HC1 entzoRene Quantităt Hor. A 0.101 0.04 0.II7 0.04 Hor. B 0.096 0.04 O.IOI 0.04 Hor. C 0.08 0.03 0.094 0.04 2) Oder 0.T2, wenn man den Boden humuslos und karbonatlos rechnet. 118 N.FLOROV Auf diese Weise gibt die Zusammenstellung der Ergebnisse der Pauschal- Analyse mit den Resultaten der Loslichkeit der Phosphorsăure noch einen Beweis fiir den Schluss, dass der Degradierungsprozess in den oberen Bo- denschichten eine Zerstorung der komplizierten Verbindungen, in denen Phosphorsăure (P2 O5) vorkommt, hervorruft; wobei die letztere in die un- teren Schichten hinweggetragen wird und hier zum zweiten Mal sich ab- lagert, und zwar in einer mehr loslichen Form. Wenn wir dieses in Anbetracht ziehen,so wird es leicht sein die Momente vorherzusehen, welche uns die Erscheinung der starken Empfănglichkeit des Tschernosioms fiir die P2 O5 Diingung und der schw'achen Empfănglichkeit der degradierten Boden fiir dieselbe Diingung erklăren konnten: nămlich man konnte mehr oder weniger annehmen, dass in den degradierten Boden die Pflanze in den unteren Schichten, wohin ihre Wurzeln eindringen, schnell die zur Ernăhrung notige zugăngliche leicht losliche Phosphorsăure findet und mit ihr also versorgt ist, und dass auf diese Weise die Anwendung von kiinstlicher P2 O5-Diingung oder ohne Einfluss bleibt und keine Vermehrung der Ernte gibt (wie es bei dem hellgrauen Lehmboden gewohnlich der Fall ist), oder nur einen geringen Einfluss ausubt (wie wires bei dem dunkelgrauen podsolierten Lehm gewohnlich sehen). Im Tschernosiom dagegen in seinen unteren Schichten beobachet man die Anhaufung von leicht loslicher Phosphorsăure fast garnicht, oder in geringerem Grade, und darum ist die Ernăhrung der Pflanze mit diesem Stoffe nicht versorgt, obgleich in der Oberschicht viei von dieser Substanz vorhanden ist, darum ruft hier die Anwendung von P2 O5-Diingungen so einen grossen Effekt hervor. Um sich hinsichtlich der Ernăhrungsfrage der Pflanze zu vergewissern, unternahm ich in meinem Laboratorium (Kiewsche Universităt) im Jahre 1918 eine Reihe von Vegetationsversuchen, welche bald im Zusammenhang mit den damaligen Umstănden in Russland unterbrochen wurden. Dennoch gelang es mir die Voruntersuchungen zu beenden. Ich gehe jetzt zu Aus- einandersetzung der Ergebnisse dieser Untersuchungen iiber. Fiir die Vegetationsversuche wurden von mir Proben von zwei Profilen- Tschernosiom (Dorf Drabowo) und hellgrauer podsolierter Lehm (Dorf Tokariowka) genommen. Diese Profile geben uns ein folgendes Bild: Drabowo, Poltawsches Gouvernement, leichter Abhang, Versuchstation des Zemstwo, der Boden-Tschernosiom, auf einem etwas sandigen Loess. Horizont A, o—30 Cm. Humusschicht, kornige Struktur, braust nicht auf. Horizont Bp 30—60 Cm. Ubergangsschicht, allmahlich heller werdende, kornige; hău- fige Wurmgănge. Von 45 Cm. Tiefe an braust auf. Keine sichtbaren Anhăufungen von CaCO3 Horizont B2, to—90 Cm. Noch heller. Die Struktur geht allmăhlich verloren. Sehr viei Cange von Wurmern und Larven. Cberali im Cbermasse kristallartiger «Pseudo-Mycelium (kohlensaurer Kalk) in Form von weissen Adern und weisslichen Răndern und Poren. Hău- fige Maulwurfsgănge (Krotowyny) ungefăhr 10 Cm. im Durchmesser. UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 119 Horizont C1( 90—130 Cm. Schmutzig grauer Loess, von Maulwurfsgăngen durchgraben- Selten Pseudo-Mycelium, strukturlos. Horizont C2, 130—200 Cm. Ein typischer hellgelber von Maulwurfsgăngen stark durch- grabener weisser etwas sandiger, poroser, mit dunkelfarbiger Punktierung und Karbonat- rdhren Loess. Horizont C3, 200—300 Cm. Hellgelber Loess. Maulwurfs- und Wurmgănge selten. Dorf Tokariowka, Poltawsches Gouvernement, leichter Abhang, Ver- suchstation des Zemstwo. Boden-hellgrauer podsolierter Lehm auf dem Loess. Horizont A, o—15 Cm. Humusschichte, graue plattenartige Struktur, die Oberflăche der Platten einwenig fleckig infolge von weisslichen (Si O2) und rostigen Flecken (Anhău- fungen von R2O3). Horizont Bj, 15—50 Cm. Braungraue karbonatlose R2 O3-Anhăufungschicht, viele weissliche Flecken von kieselsauerer Anhăufung, kleinplattige Struktur. Horizont B2, 50—100 Cm. Typische rotbraune karbonatlose R2 O3-Anhaufungsschicht, prismatische Struktur. Die Dimensionen der Prismen 20—25 Mm. lang und 10—15 mm. breit. Die Prismenflăche ist mit weisslicher Kieselsăure bedeckt. Hăufige R2 O3 Anhăufungen in Form von rotbraunen glănzenden Flecken. Stark dicht, in feuchtem Zustande zăh und klebrig. Horizont B3, 100—150 Cm. Ebenso wie die vorige Schicht, nur weniger dicht, kar- bonatlos. Horizont C2, 150—250 Cm. Braungelbe Karbonatschicht von R2 O3 und RO-Anhău- fungen. Die Linie des Aufbrausens am Profil ist stark bemerkbar. Die prismatische Struktur ist schwăcher ausgedruckt. Unten Loesspiipchen von Ca CO3. Horizont C2, 250—300 Cm. Helgelber karbonatreicber Loess, zart mit seltenen Loess- piipchen, mit einem Netz von Kaibonatrohren, stark von der obenliegenden Schichten ab- gegrenzt. Zum Versuche wurden folgende Proben genommen: aus dem ersten Profil: 1) Humusschicht (Schicht A von o—30 Cm. tief); 2) Ubergangs- schicht mit reichen Pseudo-Mycelium (Schicht B2 von 60—90 Cm.) und 3) Loesschicht (Schicht Q von 90—130 Cm.); aus dem zweiten Profil: 1) Plumusschicht (Schicht A von o—15 Cm.; 2) Rotbraune prismatische karbonatlose R2 O3-Anhăufungsschicht (Schicht B2 50—100 Cm.); 3) Braungelbe Karbonatschicht (Schicht C, von 150—230 Cm.) und 4) Loes- schicht (Schicht C2 von 230—300 Cm.). 1500 Gr. Erde wurde in Gefăsse von 12,5 Cm. im Durchmesser und 24,5 Cm, hoch geschiittet. Als Diinger wurde 1,25 Gr. von Na NO3 und 0,5 Gr. Na2 HPOț auf jedes Kilogramm Erde genommen. In jedes Gefăss wurde Sand geschiittet, sodass das Gesammtgewicht des Gefăsses mit dem Inhalt 4000 Gr. betrug. Die Versuche wurden bei 60% Wasserkapazităt vorgenom- men. Hafersamen wurden in einem Zinkkasten gezogen und, als die Keime die Lănge von 1 Cm. erreichten, umgepflanzt. Zum Ventilieren wurden zu je zwei Glasrbhren gestellt, die bis zum Sande reichten. In jedem Gefăsse befanden sich 3 Samenkorner. Die Versuche wurden in meinem Labora- torium im Jahre 1918 vom Assistenten A. Vasiliev ausgefiihrt. Institutul Geologic al României 120 N. FLOROV Die Resultate der Ernte sind aus der Tabelle 5 zu ersehen. Diese Tabelle zeigt uns die durch das Abwiegen des Ertrages erhaltenen Ziffern, gleich wie auch den Einfluss der Diingungen P, N und P + N auf die einzelnen Horizonte. Wir ersehen, dass was die P2 O5-Dungung anbetrifft, ein ganz bestimmter Unterschied nicht nur zwischen den verschiedenen Bodentypen, sondern TABELLE 5 WIRKUNG DER MINERALDUNGUNGEN IN DEN VEGETATIONSVERSUCHEN 1 D R A B O W O Tschernosiom TOKARIOWKA Hellgrauer podsol. Lehm Ernte des Kor- nes in Gra- mmen. Gesammternte (Korn und St roh inbegriffen). Ernte des Kor- nes in Gra- mmcn. Gesammternte (Korn und Stroh inbegriffen). Horizont A; O1) 1-54 4-44 2.08 4.86 » A; N I.2I 3-4° 1.49 3-98 » A; P 2-35 6-79 1.29 438 » A; PN 1.94 7 .88 2.03 6.27 Horizont B2; O 0.04 o-44 1.58 323 » B2; N 0.05 o-34 0.91 2.15 » B2; P 0.77 2.56 0-74 1-54 » B,; PN 2.21 5-98 0.41 1.49 Horizont ci; o O.O5 0-44 0.09 0-44 » C,; N 0.07 o-43 0.10 °-39 » C.; P 0.78 1.64 0.46 1.07 » Cb PN 1-49 4-65 1.20 3-12 Horizont C2; O — — O.O4 0.45 >> C2; N — — 0.08 0.56 » C2; P — —• 0.20 0.94 Cs: PN — — 1.48 3-67 auch zwischen den verschiedenen Schichten eines und desselben Bodens stattfindet : Alle drei Horizonte des Tschernosioms reagieren ganz positiv, wie man es aus der Tabelle 5 sieht, wobei die Wirkung der P2O5-Dungung be- sonders zur Tiefe hin sichvergrossert. Ein ganz anderes Bild gibt uns der hellgraue Lehm (T o k a- ') Bezeichnungen: O—ohne Diingung; N—Diingung von NaNO3; P—Diingung von Na2HPO3; PN—Kombinierte Diingung. JA; Institutul Geologic al României IGR/ UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 121 r i o w k a ); in dem oberen Horizonte und besonders in dem rotbraunen (also in dem Horizonte der ge- w 6 h n 1 i c h e n Anhăufung von R2 O3 und P2 O5) hat die P2 O5-Diingung nicht nur den Ernteertrag nicht e r h o h t, sondern umgekehrt eine rein negative Wirkung hervorgerufen, indem diese Diingung mehr als ums doppelte die Ernte im rotbraunen Hori- zonte verringert und in dieser H i n s i c h t sowohl auf’s K o r n, wie auf das Stroh einen Einfluss a u s- geiibt hat; undnur im K a r b o n a t h o r i z o n t e hat die Phosphordiingung eine ziemlich bedeutende Zunahme des Ertrages hervorgerufen. Dieselben Ziffern demonstriere ich mit den Diagrammen der Figuren io und ii. Das Diagramm Figur io zeigt den Unterschied (+oder—) zwischen dem Ertrage, welcher von einem Gefăsse mit gediingter Erde erhalten ist, und dem Ertrage von einer ungediingten Erde; auf diese Weise sehen wir eine Zunahme (was auf der Abscisse durch das Zeichen + ausgedriickt ist) und eine Abnahme (—) des Ertrages in jedem Horizonte der zwei von mir untersuchten Bodentypen. So z. B. haben wir im Horizonte A den Unter- schied zwischen 2,35—1,54 = 0,8. Die Ziffer 0,8 zeigt also die durch die phosphorsăuerliche Diingung hervorgerufene Zunahme des Ertrages. Ebenso bekommen wir fur den Horizont B (von der Tiefe von 50 cm.) die Ziffer 0,77 — 0,04 = 0,73 u. s. w. Fiir den hellgrauen podsolierten Lehm haben wir im Horizonte A, 1,29 — 2,08 = —0,79 u. s. w. Aus dem Diagramme ist zu ersehen, dass die Wirkung von P2 O5 auf den Tschernosiom eine positive und fast fiir alle Horizonte eine konstante ist, wăh- rend fiir den podzolierten Lehm die Wirkung von P2O5 in denhoheren Hori- zonten eine negative ist; und sie nur in den niedrigen Horizonten positiv wird. Das Diagramm der Figur No. 11 zeigt uns dieselben Daten, aber im Pro- zentsatz hinsichtlich des ohne Diingung erhaltenen Ertrages ausgedriickt. Aus dem Diagramm ist zu ersehen, dass die grosste Erntezunahme wir im Horizont B des Tschernosioms in der Tiefe von 80 Cm. an haben, wobei hier der Ertrage sich 18 mal vergrossert hat (1800%). Man muss bemerken, dass die negative Wirkung von P2 O5 im hell- grauen podzolierten Lehm iiberhaupt immer beobachtet wird, sogar bei Anwendung dieser Diingung mit Salpeter. Und nur diejenige Schicht des podsolierten Lehmes, in welcher wir neben R2 O3 auch die Anhăufung von Karbonaten haben, gleich wie auch die Schicht vom reinen Loess (Schicht C2 in der Tiefe von 230—300 Cm.) bezeichnen eine vollkommene positive Reaktion auf P2 O5-Diingung, obgleich dennoch die Reaktion hier nicht die Dimensionen, welche sie im Tschernosiom hat, erreicht. Institutul Geological României X IGR/ Î22 N.FLOROV Die Vermehrung ( + ) oder Verminderung (—) der Ernte bei Anwendung von P> Os-Diingung auf den verschiedenen Schichten des Bodensprofils, in Gram- men ausgedriickt. Dasselbe, in % % (jn Bezug auf die Ernte ohne Diingung). Erklărung: Tschernosiom (Drabovo) Helgrauer podsolierter Lehm (Tocariovca) Institutul Geological României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN 123 2. Was die Azotdiingungen anbetrifft, so sind die von mir erlangten Data weniger bemerkenswert, als diejenigen hinsichtlich der Phosphordiingungen. Indem ich das Programm der Untersuchungen inbetreff dieser Frage aus- arbeitete, gelang es mir nur einige Vorarbeiten auszufiihren, zu derer kurzer Betrachtung ich hier iibergehe. Vor aliem was die Feldversuche anbetrifft, so stellen sie ein ziemlich klares Bild vor: die Ziffern der Tabelle auf der Seite 48, zeigen, dass die Reaktion des Bodens hinsichtlich der Azotdiingungen parallell dem Zunehmen der Degradation wâchst. In wie fern aber wird diese Erscheinung von der durch den Degradierungsprozess hervorgerufenen Umlagerung der orga- nischen und der anorganischen Stoffe im Bodenprofil bedingt? Dieses ist die grosse Frage, welche bis jetzt noch nicht gelost ist. Indem ich hier nur den speziellen Fall inbetreff des Humus hervorhebe, mochte ich folgende Ergebnisse meiner vorlăufigen Untersuchungen angeben, ohne ihre Rolle und die Bedeutung in der obererwăhnten Frage zu bestimmen. Wir wissen vor aliem, dass der Degradierungsprozess die Verringerung des Humus im Boden hervorruft (siehe Tabelle No. 5). Also ist der degradierte ■I Cernoziom. Tschernosiom. 4 Sofe/v - mehisjoodsoncDun^efgfâ^ wempoc/stehm. j - cksehisjoofyfyj/eff^uerjoo^^ Fig. 12. Die schichtenweise Verteilung des Humus in verschiedenen Bodentypen der Wâldsteppen. 124 N. FI OROV Boden, welcher einerseits inbetreff der Azotdiingungen stark reagirt, anderer- seits sehr arm an Humus. Die zukiinftigen Untersuchungen werden uns zeigen, in wie fern diese Umstănde von einander abhăngen und was fiir ein Causalzusammenhang zwischen ihnen besteht. WIRKUNG DER SALPETER-DUNGUNG IN DEN VEGETATIONSVERSUCHERN Fig 13- Die Vermehrung (+) oder Verminderung (—) der Ernte bei An- wendung von Salpeter auf den verschiedenen Schichten des Bodcn- profils, in Grammen ausgedruckt. Dasselbe, in %% (in Bezug auf die Ernte ohne Diingung). Erklărung: Hellgrauer podsolierter Lehm (Tokariovca). ..... Tschernosiom (Drabovo). Weiter ruft der Degradierungsprozess auch einen Unterschied hinsicht- lich der Humusverteilung im Profil hervor. Die von mir vorgenommenen Institutul Geologic al României UEBER DIE DEGRADIERUNG DES TSCHERNOSIOMS IN DEN WALDSTEPPEN IZ5 Analysen zeigten, dass die Humusmenge im Profil in der Richtung nach unten hin in allen Boden, abgesehen von dem Degradierungsstadium, sich verringert; es ist aber bemerkenswert, dass diese Humusverringerung nach unten hin desto schărfer ausgeprăgt ist, je grosser die Degradierung des Bo- dens ist. Fig. 12 veranschaulicht diese Regelmăssigkeit. Auf diese Weise ist der degradierte Boden ărmer an Humus nicht nur im oberflăchlichen Horizont, sondern auch in den unteren Horizonten. Indem ich jetzt zu den Vegetationsversuchen ubergehe, so muss ich fest- stellen, dass Salpeter k e i n e positive W i r k u n g w e- d e r im Tschernosiom noch in den degradierten Bbden h e r v o r r u f t, die unteren Horizonten a u s- g e n o m m e n, wo ein gewisse Erhohung der Ernte durch diese D ii n g u n g bemerkbar ist, wie es aus den 'l'abellen 5 und Fig. 13 und 14 -1) zu ersehen ist. Da diese unteren Horizonte besonders arm an Humus sind, und da die an Humus iiberhaupt arme degradierten Bbden sehr stark auf die Azotdiingungen bei den Feldversuchen reagieren, so geben alle diese Daten Anlass zu denken, dass wenn die Frage iiber die Rolle der Azotdiingungen besprochen wird, so wăre es auch ganz am Platze und zeitgemăss die Frage iiber die Bedeutung des Humus, iiber seine Form, seine Menge u. s. w. aufzustellen und sie zu untersuchen. K A P I T E L VI. SCHLUSS UND DAS ZUSAMMENFASSENDE SCHEMA ZUR CHARAKTERISIERUNG DES DEGRADIERUNGSPROZESSES IM TSCHERNOSIOM Dieses sind die Schlussfolgerungen, die ich auf Grund der Anwendung meines Verfahrens bei Untersuchungen machen konnte. Sie sind in ein hier- bei beigelegtes Schema zur Charakterisierung des Degradierungsprozesses im Tschernosiom (Tabelle 6) zusammengefast, welches A) die morphologischen, B)chemischen und C) agronomischen Merkmale der Degradierung enthălt. Wie ich es schon im Vorwort erwăhnt habe, muss dieses Schema als ein zeitweiliges angesehen werden, welches vielleicht in Zukunft die oder jene Verănderungen erhalten wird. Jedenfalls bleibt zweifellos fest der Gedanke, den ich dem Leser dieser Arbeit geben wollte, dass nămlich im Prozesse der Degradierung des Tschernosioms, in dem Prozesse dieser so kompli- zierten Metamorphose des Tschernosioms wir das Bereich sehen konnen, J) Das Verfahren bei der Zusammenstellung dieser Figuren ist dasselbe wie bei • den Figuren 10 und 11. Institutul Geologic al României I 26 N. FLOROV welches unsere Aufmerksamkeit auf sich lenken muss, und in der Richtung der vollkommenen Ergriindung dieses Prozesses miissen auch die Unter- suchungen und Versuche gefiihrt werden, wenn wir vollstăndig und endgiiltig die in dieser Schrift beriihrten Fragen losen wollen. Dieser komplizierte Degradierungsprozess ist die Grundlage fiir die meisten bodenbildenden Erscheinungen der Waldsteppen, und er ist es auch, welcher wahrseinlich die meisten agronomischen Eigentumlichkeiten der Boden in den Waldsteppengebieten hervorruft. Kischeneff, Mărz 1924 N. FLOROV Institutul Geologic al României TABELLE 6 ZUSAMMENFASSENDES SCHEMA ZUR SCHILDERUNG DES DEGRADIERUNGSPROZESSES DES TSCHERNOSIOMS (NACH DEN ERGEBNISSEN DER UNTERSUCHUNGEN DER KIEWSCHER WALDSTEPPE) \ Degradie- \ rungssta- \ dien Merk- male \ VON DEM DEGRADIE- RUNGSPROZESSE UNBE- rCHRTER TSCHERNOSIOM DEGRADIERTE BODEN Erstes Degradierungsstadium (degradierter Tschernosiom) Zweites Degradierungsstadium (dunkelgrauer, wenig podzolierter und podzolierter Lehm der Waldsteppe) Drittes Degradierur gsstadium (graucr und hellgrauer podsolierter Lehm der Wald- steppe MORPHOLOGISCHE MERKMALE Kriimelstruktur. Die Ueber- gănge zwischen den Horizonten sind allmăhlich, vollstândig un- bemerkbar, die Linie des Auf- brausens ist auf dem Profil unbemerkbar, die Măchtigkeit des ganzen vom Humus ge- fărbten Teiles des Profils ist bedeutend (ioo—no Cm.); die Fărbung der oberen Schich- te ist dunkelgrau, die Karbo- naten in Form von reich- lichem Schimmel. Mehlstaub von Si O2 fehlt. Die Kriimelstruktur des Humushorizonte s gestort. Hăufig Plattenstruktur. Uebergănge zwischen Horizonten sind bemerkbar. Der Horizont des Karbonatilluviums sen kt sich (nicht immer) und ist zuweilen auf dem z Profil wenig sichtbar. Die dunkle Fărbung der oberen Schicht wird schwăcher. Be- merkbarerSi O2-Mehlstaub. Ueberall Karbo- natschimmel. Rotbrauner Horizont fehlt. Die Măchtigkeit des Humushorizontes vermin- dert sich. . a. Die Kriimelstruktur mit weichen Konturen fehlt. Es erscheinen schwachkantige Einzel- teilchen. Auf dem Profil hebt sich klar der hellgelbe Horizont des Karbonatilluviums hervor und der iiber ihm liegende rotbraune Horizont. Im Humushorizonte Plattenstruk- tur, indem rotbraunen Horizonte— die Pris- menstruktur zuweilen schwach, zuweilen stark ausgedriickt. Mehlstaub von Si O2 bedeutend. Die Uebergănge zwischen den Horizonten sind klar. Die Măchtigkeit des Humushorizontes ist weniger als in dem vorigen Stadium. Die obere Schicht des rotbraunen Horizontes hat eine Humus- fărbung. Karbonatschimmel neben den Kar- bonatrohrehen. Die Humusfărbung im rotbraunen Hori- zonte verschwindet gănzlich. Der Ubergang von dem Humushorizont zum rotbraunen ist schroff. Der rotbraune Horizont und der hellgelbe Horizont des Karbonatillu- viums sind auf dem Profil stark ausgeprăgt. Ebenfalls sind die Plattenstruktur im Humus- horizont und die Prismenstruktur im rot- braunen Horizont scharf ausgeprăgt. Reich- licher Mehlstaub von SiO2. Der Humus- horizont ist von grauer Farbe, seine Măchtig- keit ist sehr gering, der Karbonatschimmel fehlt gewohnlich; uberall reichliche Karbo- natablagerungen lăngs den Wănden der Loessrdhrchen. B. CHEMISCHE MERKMALE 1. Schichtenweise Verteilung der Stoffe Si O2 ist in den Horizonten des Profils mehr oder weniger gleichmăssig verteilt, R C)3— ebenfalls, oder zuweilen ist R2 O3 in die unteren Hori- zonte eingewaschen. K2 O und P„O = bilden gewohnlich eine obere (vegetative) Anhăufungs- schicht; Na2 O bildet eine llluvialanhăufungsschicht. Der Gesamtinhalt des Humus im oberen Horizonte ist gross (vom 5—6%), sein Inhalt fălit nach unten hin ganz allmăh- lich ab, ebenso allmăhlich ist der Uebergang vom karbo- natlosen Horizonte zum Kar- bonathorizonte. Im oberen Horizonte zeigt die Pauschal- Analyse die Anhăufung von Si O2, obgleich nicht in einer bedeutenden Menge (in zwei analysierten Prcfilen des Kiewschen Gouv. ist diese Anhăufung in den Ziffern 1.5-2.8% ausgedriickt. Ebenfalls făngt hier an eine illuviale Schicht von R2 O 3-Anhăufung sich zu formieren, wobei die Ausscheidung von R O3 im Horizont des Karbonatilluviums te stattfindet. Die Verteilung von R2O3 und P O5 unterscheidet sich nicht w’esentlich te von der Verteilung im Tschernosiom. Der Humusgehalt im oberen Horizont verringert sich, obgleich ein wesentlicher Unter- schied inbetreff der schichtenweisen Vertei- lung des Humus und CO2 zwischen diesen Boden und dem Tschernosiom nicht be- obachtet wird. Die Iluvialanhăufung von Si O2 im oberen Horizonte ist bedeutend hoher, als im vorigen Stadium (in den 4 analysierten Profilen des Kiew. Gouv. variiert die Menge dieser An- hâufung von 2.0 bis 4.6%). Die Schicht von Illuvialanhăufung von R2O3 ist ganz klar ausgeprăgt, wobei R2 O3 deutlich den Hang hat sich im Karbonatilluviumhorizonte zu konzentrieren, wăhrend der rotbraune Horizont die Anhăufung dieser Oxyden nur in geringem Grade zeigt. K2 O bildet am hăufigsten Schichten von oberen Anhăufun- gen, zuweilen aber auch Illuvialschichten. P2O5 bildet obere Anhăufungsschichten (nur selten Illuvialschicht), Na2 O-bil- det Illuvialschicht. Der Humusgehalt im Boden vermindert sich, wobei seine Ver- minderung nach unten hin schnell, in Spriin- gen und nicht allmăhlich geschieht; gleichfalls ist der Uebergang vom karbonatlosen Horizont zum Karbonathorizonte ein ziemlich schroffer (was den Gesamtinhalt von C O2 anbetrifft). Die Iluvialanhăufung von Si O2 im oberen Horizonte ist sehr scharf ausgeprăgt, indem diese Anhăufung in den 3 analysierten Pro- filen des Kiew. Gouv. von 5—7% erreicht. Die Illuvialanhăufungsschicht vom R2 O3 ist scharf ausgeprăgt, wobei die Analyse diese Anhăufung nicht nur im hellgrauen Horizonte des Karbonatilluviums, sondern auch im rotbraunen Horizonte feststellt, wobei im letzterem die Menge von R2O3 hăufig grosser ist, als im ersten. K2 O bildet nur eine Illuvialschicht. P2 O6 bildet wie die oberflăchliche Anhăufung, so auch eine Illuvialanhăufung. Die Illuvialschichten von Na2 O sind schărfer ausgedriickt, als in den vorigen Stadien. Der Humusgehalt vermin- dert sich im oberen Horizonte; nachunten- hin geht diese Verminderung sehr schnell und der Uebergang vom karbonatlosen Ho- rizonte zum Karbonathorizonte ist sehr scharf. 2, Schichtenweise Ldslichkeit der Stoffe 1 . Keine Daten. Keine Daten. Die Ldslichkeit von A12O3 in 1% HC1 im Horizonte des Karbonatilluviums ist ein wenig erhoht im Vergleich zu dem Humus- horizonte, wăhrend der rotbraune Horizont in dieser Hinsicht sich vom Humushorizonte nicht unterscheidet. Fur Fe2O3 zeigt 1% HC1. auch eine grosse Erhohung an Ldslich- keit im hellgrauen Horizonte des Karbonat- illuviums, und eben solche Erhohung be- obachtet man inbetreff der P2 O5-Loslich- keit im rotbraunen Horizont. Die Ldslichkeit von A12O3 nimmt im Hori- zonte des Karbonatilluviums wie auch im rotbraunen Horizonte zu. Fur Fe2 O3 zeigt 1% HC1 auch eine starke Erhohung seiner Ldslichkeit wie im Karbonathorizonte, so auch im rotbraunen Horizonte. Die Lds- lichkeit von P2O5 in 1 % HC1 ist erhoht wie im rotbraunen Horizonte, so auch im Karbonathorizonte. CAGRONOMISCHE MERKMALE 1. Wirkung der Mineral- diingungen (Feldversuche) Die Wirkung der Phosphorsăure-Diingungen ist sehr gross. Die Wirkung des Salpeters ist schwach. Die Wirkung der Phosphorsăure-Diin gun- gen ist eine mittelmăssige. Die Wirkung des Salpeters ist bedeutend. Die Wirkung der Phosphorsăurc-Dun- gungen ist unbedeutend. Die Wirkung des Salpeters ist sehr hoch. 2. Der nattrliche Ernte- ertrag Die naturliche Ernte ist sehr gross. Die Ernte ist ein wenig niedriger, als im Tschernosiom. Die Ernte ist niedriger als im Tschernosiom und im dunkelbraunen podzolierten Lehm. A 3. Wirkung der Mineraldiingungen der verschied. Horizonten (Vegetationsvers.) Die Wirkung des Salpeters ist im Humushorizonte negativ, in den unteren Horizonten — schwach positiv. Die Wirkung von P2O6 in allen Horizonten, d. s. im Humushorizonte, Uebergangshorizonte und im humuslosen, ist stark ausge- driickt. • Keine Daten. Keine Daten. * Die Wirkung von P2O5 im Humushori- zonte ist negativ; im rotbraunen Horizonte ist eine stark ausgesprochene negative Wir- kung. Im Karbonathorizonte ist die Wir- kung positiv. Die Wirkung des Salpeters in den oberen Horizonten ist negativ, im Karbonathorizonte wenig positiv. IGR BEILAGEN 9 Anuarul Inst. Geologic al României Voi. XI. Institutul Geological României 130 N. FLOROV I ERKLĂRUNG ZU DEM FELDTASCHENBUCH FUR BODEN- UNTERSUCHUNGEN IM FELDE (BEILAGE) Wie bekannt, befindet sich die Klassifikation der Boden noch im Stadium der Entwickelung. Natiirlich kann man die Kartographie der Boden und die Grundlagen ihrer morphologischen Beschreibung noch nicht fiir streng- wissenshaftlich festgestellt anerkennen. Im Gegenteil, die verschiedenen Bodenforscher wenden die mannig- faltigsten Verfahrungsarten bei der Beschreibung der Boden im Felde und nicht selten kommt es vor, dass die Beschreibungen der Morphologie der Boden, die fiir zwei, wenn auch angrenzende, geographische Gebiete aber von verschiedenen Forschern ausgefiihrt wurden, nicht in Ubereinstimmung gebracht werden konnen. Dieses ist besonders der Fall bei der Kartographie von kleineren Bezirken, da man hier sozusagen eine lokale und dabei aus- fiihrliche Klassifikation ausarbeiten musște, welche alle Merkmale der Boden zusammenfassen kdnnte, indem die Hauptmerkmale von den Neben- merkmalen abgesondert sein miissten. Die Aufgabe der jetzigen Zeit besteht eben in der Ausarbeitung solcher lokalen Klassifikationen, auf Grund der anerkannten Prinzipen der Bodenkunde, und erst nach dem die einzelnen und verschiedenen geographischen Gebiete der Weltkugel ausfiihrlich unter- sucht und beschrieben sein werden, ist es moglich das notige Material zu sammeln und endgiiltig die Grundlagen der wissenschaftlichen Boden- klassifikation festzustellen. Indem ich das Gebiet der Waldsteppe untersuchte, stiess ich sofort auf den Umstand, dass in der Literatur kein als Richtschnur dienendes Schema fiir die Klassifikation der Waldsteppenboden vorhanden ist, und musste bei den Vorarbeiten eine Schema fiir eine ausfiihrliche Bodenklassifikation ausarbeiten, gleich wie auch ein auf Grund dieses Schemas abgefasstes Feld- taschenbuch zusammenstellen, mit Hilfe dessen die ganze Arbeit der Karto- graphie des Kiewschen Bezirkes (1913—1917) ausgefiihrt wurde. Ich lege hier ein Blatt dieses Feldtaschenbuches bei, das Klassifikations- schema aber, auf Grund dessen es zusammengestellt wurde, ist auf der Seite 24 dieser Arbeit angegeben, und war noch friiher in einer russischen Aus- gabe meiner Arbeit: «Materiaux des recherches pedologiques dans le district du gouvernement de Kief1)», im Jahre 1916. verbffentlicht. Aus diesem Blatte ist leicht zu ersehen, dass als Grundlage der Beschrei- bung der Waldsteppenboden das Prinzip gelegt ist, welches ich iiberhaupt in der Bildung der Waldsteppenboden fiir das Hauptprinzip halte, nămlich die Bildung im Profile der illuvialen und eluvialen Horizonte und insbeson- dere die Bildung des rotbraunen Horizontes. Alle im Blatte an der Zahl *) Memoire de la Socete imperiale d’agriculture de la Russie meridionale 1916. nstitutul Geological României I N. FLOROV 131 im ganzen gegen 70 gezeigten Bodenmerkmale sind in Gruppen geteilt, von denen eine jede einem bestimmten genetisch selbstăndigen Horizonte ent- spricht, und der Bodenforscher musste bei der Arbeit sich anmerken: 1. das Vorhandenr- oder Nichtvorhandensein im Profil eines jeden Merkmales, und 2. wie stark er ausgedriickt ist. Professor Nabokich beriihrt in seiner Arbeit: «Materiale iiber die Untersuchungen der Boden und Unterboden des Podolischen Guverne- ments», I. Bând, unter anderem auch mein Schema. Indem er meine Methoden der Feldarbeiten hervorhebt und auf die Vorziige meines Schemas und seine Eigenartigkeit hinweist, welche sich darin ausdriickt, dass «zu Klassifikationszwecken die Ausniitzung nur durch die vom genetishen Stand- punkte aus omogenen Degradatiommerkmalen angewandt wird»1), kenn- zeichnet er das Schema, als ein neues originelles Unitarklassifikations- schema2). Nach der Aussage des Prof. Nabokich konne man «nur auf diesem Wege des Vorzuges der Merkmale einer bestimmten Genesis ein Klassi- fikationsschema mit der geringsten Anzahl von Hauptmerkmalen aufbauen, welches trotz seiner Einfachheit vollkommen geniigend ist, um alle Haupt- varianten der degradierten Boden der Waldsteppe zu unterscheiden»3). Im Zusammenhang mit dem internationalen Kongresse fiir Bodenkunde zu Rom im Jahre 1924, veroffentlichte das Bureau der V. internationalen Bodenkommission (Cartographie du Sol) im Mai 1924 unter der Redaktion des Prof. Murgoci eine abgekiirzte Ubersetzung der Schrift von Prof. Nabokich «Pedologische Arbeit im Felde» mit einem Vorwort von A. TilL In dieser Schrift ist ein Blatt aus dem Taschenbuch fiir Feldarbeiten bei- gelegt, welches betitelt ist: «Nabokichs Notizbuch der Bodenuntersuchungen in der Natur fiir Tschernosiomgebiet, bearbeitet von Florov und Murgoci, 19244). Dieses Blatt stellt mit einigen nur geringen Verănderungen5) mein hier beigelegtes Feldtaschenbuch vor, welches von mir noch im Januar 1924 der erwăhnten Kommission zur Veroffentlichung als Beilage zu meiner Schrift: «Uber die bodenkartographischen Arbeiten in der Ukraina» zugestellt war und welches auf Grund meines erwăhnten Unitarklassifi- kationsschemas zusammengestellt ist. Auf diese Weise hat hier ein Ver- sehen stattgefunden und infolgedessen, meiner Bitte gemăss, veroffent- *) Siehe Vorwort zu «Mater. iiber die Untersuchungen der Boden und Unterboden des Podolischen Guvernements», I. Bând (im russisch.). 2) Das ist eine Klassifikation, wo jede Einteilung auf Grund eines besonderen, aber nur eines einzigen Merkmales ausgefiihrt wird. 3) L. c., Vorwort. ') Im Vorwort von Till ist es «ein Probeblatt der letzten Zusammenstellung von Murgoci und Florov» benannt. 6) Es sind einige neue Rubriken nămlich zur Beschreibung der Flora und des Kulturzustandes des Untersuchungspunktes hinzugefiigt. Institutul Geologic al României yiGRZ 132 N.FLOVOV I lichte die V. internaționale pedologische Kommission im Bande «fîtat de l’etude et de la cartographie du sol» unter der Redaktion des Prof. Mur- goci im September 1924 mein Feldtaschenbuch als Beilage zu meiner Arbeit: «Uber die bodenkartographischen Arbeiten in der Ukraina»1) und zwar ohne jegliche Verănderungen und Fehler, d. i. in der Form und so betittelt, wie ich es seinerzeit der erwăhnten Kommission im Januar 1924 vorgelegt habe und wie ich es hier in dieser Arbeit veroffentliche. l) Siehe: V-me commission internaționale pedologique, Stat de l’etude et de la cartographie du sol dans divers pays de l’Europe, Amdrique, Afrique et Asie, Collec- tion de mămoires de differents unteurs, presentes ă la 4-eme conference intern, pddo- logique de Rome, Seite 252. Institutul Geologic al României Feldtaschenbuch fur Bodenuntersuchungen im Felde (Waldsteppengebiet) von N. FLOROV Mngewendet von der Kiew’schen Bodenexpedition 1913-1917. Nr der Beobachtung Anzeichnung und Beschreibung der Beobachtungsstelie Ort Karte (KartenmaBstab» Relief (Macro- und Micro-) Măchtigkeit des ganzen Humushorizontes (A + B) in cm Măchtigkeit des Humuskarbonathorizontes in cm GleichmăBiger Humus- horizont (A) Struktur des Ubergangshorizontes (B) Grauer Horizont Si O2 Anhăufung Ubergang zwischen A- und B-Horizont Ubergang zwischen Humushonzont und Muttergestein Rotbrauner, mit Humus gefărbter, karbonatfreier Horizont Rotbrauner, humus- und karbonatfreier Horizont Rotbr Karbonat- horizont ■ Măchtigkeit % des Humusgehaltes mach der Analyse Farbe und Nuancen Mechanischer Bestand Slruktur Măchtigkeit, Tiefe und Dicke Struktur Fârbung und Nuancen Măchtigkeit. obere und untere Grenze I Verkittung (chemische Substanz) ! Struktur Farbung und Nuancen Măchtigkeit, obere und untere Grenze Verkiitung (chemische Substanz» Struktur der Măchtigkeit, besonders unterer Tiefe Struktur oberen Schicht unteren Schicht plattige Hardpan kornige, erbsenkOrnig NuB- (ob deutlich ausgebildet) prismatische platt ge und andere prismatische _ — I I kornige und andere NuB- kleinprismatische plattige prismatische und andere prismatische săulige und andere r—■ ■ ■ ■ — ■ 1 2 3 4 5 6 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 25 2^ 25 26 27 28 29 30 —- 31 32 35 Horizont dei isolierte n R‘2 u. a . Anhautun g Karbonat-Hoiizont Bestaubung ,'on SiO2 im Fremdartige Elemente im ( jrundwasser Muttergestein Art, Form uni j Tiefe der R2 os t- u. a. Anhăufung Formen und Tiefe der Karbonat- vorkommnisse • c c c —» — - ■ - ■ — ockerartige Adern. Fasern und Pulver ockerfarbige Flecken 1 graublaue Flecken 1 1 Vivianitanhaufungen • j Pseudofibern ... r Gipskristalle oder Drusen ; - î — andere Ausscheidungen - - - — —.— t ■ — 1 » schwarzbraune Flecken u Punktierung ' Bohnerze ■ Schollen-Ortstem (Klapperstein) i ... .... . _ . 1 Schichten Ortstein (locker oder l kompakt) Măchtigkeit Tiefe und Dicke der deutlichen 1 Karbonat-A bî ager ung 1 Tiefe der Zone des Aulbrausens i । Ob und vie stark die Linie des Aufbrau- zens auf dem Profil ausgedrukt ist Lublinit (oder Pseudomyzelium) - ----- - - - - Rbhrchen mit Pulver oder Kristallen Bieloglaska (WeiBâuglein ) mehlige Ablagerung LbBpuppchen, A-Horizont (mit der Lupe sichtbar) Ubergangshorizont, Anhăufungen rotbraunen Horizont, Anhăufungen Gesamtmăchtigkeit der Zone A-Horizont tals GeiOlle, Schutt etc.) • Ubergangshorizont von unten oder. obe rotbraunen Horizont Krotowinen (Maulwurfgânge) Wurmgange etc., Wurzellocher Tiefe des Wassers und des beieuchtete Grundes Art (chemische Zusammensetzungen) Spiegelflăchen im Muttergestein Versumpfung in verschiedenen Jahresze Loss Lossartige Bildungen Morănen Lehm ohne Geschiebe Alluvium Andere Bildungen Typus des Bodens und Anmerkungen 34 35 36 37 38 39 /1 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 9 ‘ • • • • • • » • r* • • u f • ț • • • • • • • • • • • • • •••••• •• • • • • • • 9 • • • • • • • • • a — • • - • • . . • w • • • - * • t » t » • * • - ♦ »«»♦•••• • • • • • . • . - . • . . . - . . • • • • • • ■ • • • - . . . • • • • * • * • • • «A- . . • • • • w* • F - » • n • < • *• •.«••••■ A Institutul Geologic al României IGR/ 9 N. FLOROV ERKLĂRUNGEN ZU DEN FARBENZEICHNUNGEN TAFEL I Die drei Farbenzeichnungen zeigen die Hauptbodentypen der Bessara- / 1 bischen Waldsteppe, bis zur Tiefe von 450 Cm. I — natiirlicher Grosse). Die Profile in den Kisten sind vom Verfasser gesammelt und befinden sich im Nationalmuseum zu Kischinef. Erste Zeichnung. Tschernosiom auf Loss, Budaki, Siid-Bessarabien: Ufer des Schwarzen Meeres: Der Loss besteht aus 3 Stdcken, welche von einander durch Schichten begrabenen Bodens getrennt sind. Auf der Zeichnung sind der obere Stock und der obere begrabene Boden abgebildet. Der obere Stock des Ldsses hat auf der Tiefe von 160—240 Cm. eine Schicht von rotbraunem Loss mit Belogloska; diese Schicht ist fiir die trockene Steppe (Halbwiiste) kennzeichnend. Der jetzige Boden besteht aus dem kriimeligen Tschernosiom mit der so kennzeichnenden Gradation der Uber- gănge von einem Horizonte zum anderen. Zweite Zeichnung. Dunkelgrauer wenig podsolierter Lehm auf dem Losse. Dorf Perkautz. Nord-Bessarabien. Der Loss besteht aus 2 Stdcken, was fiir den nordlichen Teii Bessarabiens charakteristisch ist. Auf der Zeich- nung sind zwei Stocke abgebildet und der sie trennend begrabene Boden. Der gegenwărtige Boden hat einen stark ausgesprochenen rotbraunen Ho- rizont von R2 O3 Anhăufung, welcher sich bis zur Tiefe von 110 Cm. er- streckt und deutlich von dem niedrieger liegenden Horizonte des Karbonat- illuviums abgegrenzt ist. Die Linie des Aufbrausens auf der Tiefe von 110 Cm. ist greii ausgedriickt. Der rotbraune Horizont besteht aus zwei Teilen, von denen der obere die Humusfărbung behalten hat, und der niedriege rein rotbraun ist. Dritte Zeichnung. Hellgrauer podsolierter Lehm auf lossartigem Lehm, unter dem sich Sand befindet. Dorf Darabani, Nord-Bessarabien. Der Loss hat einen deluvialen Charakter, ein wenig schichtenartig, was fiir die an den Fliissen liegenden Bezirke karakteristich ist. Von der Tiefe 350 Cm. an hat er Sand mit Gerbll zur Unterlage. Der gegenwărtige Boden stellt den hochsten Grad der Degradierung vor, indem er nicht nur den rotbraunen Horizont von R2 O3-Anhâufung (50—105 Cm.), sondern auch den weiss- lichen Horizont von Si O2 Anhăufung (auf der Tiefe von 20—50 Cm.) hat. Der rotbraune Horizont ist noch greller als im vorhergehenden Profil aus- gedriickt, und ist noch schărfer vom darunterliegenden Horizonte des Kar- bonatilluviums abgelagert. Die Linie des Aufbrausens auf der Tiefe von 105 Cm. ist stark ausgedriickt. Die Beschreibung der einzelnen Horizonte und ihre Grosse sind auf der Tafel links angegeben. TAFEL 1 DREI BODENPROFILE VERSCHIEDENER DEGRADIERUNGSSTADIEN. DIE ZEICHNUNGEN SIND AUF GRUND DER VOM VERFASSER IN DEN JAHREN 1922—1923 GESAMMELTEN UND IM NATIONAL-MUZEUM ZU KISCHINEFF SICH BEFINDLICHEN KOLLECTIONEN AUSGEFUHRT. Bodentypus: Steppischer Tscher- nosiom auf dem Loess. Ort: Budachi Basarabia. Ufer des Schwarzen Meeres. Katalog No. 56 Bodentypus: Dunkellgrauer wenig podzolierter Lehm auf aeolischem zwei- stockigem Loess. Ort: Percautz, rechtes Ufer des Dniester, lăut Katalog No. 77 N. FLOROV Uber die Degradierung des Tscher- nosioms Bodentypus: Hellgrauer podzolierter Lehm auf loessartigem Lehm, unter welchem sich Karbonatsand befindet. Ort: Darabani; Terasse des Dniesters, A. Humushorizont; gleichmăssiggefărbt; Krumelstruktur. B. Ubergangshori- zont; in der Tiefe I 0-30 A.Humushorizont; k rumel ige u. sch ich- tenartige Struktur. Bx der obere Teii des rotbraunen Ho- 11 A. I- A. Humushoi izont; schichtenar t ige Struktur. B. Weisslicher Ho- rizont ; Si O.,-An- Z M hăufung. III /V 0-20 cm. cm. B. 0-35 cm. _ 1 B. 20-50 von 50 Cm.an Pseu- domycellium. C. Hellgelber Loess, mit Humusflecken, Wurmgănge, «Kroto ■ vinen»,Punktierung. D .Horizont des Los- se s prismatischer Struktur, blassroter mit «Bieloglasca». E .Horizont des rot- braunen Loesses, 30-65 rizontes, mit Hu- mus gefărbt. B2. Der untere Teii des rotbraunen Ho- rizontes, vom Hu- mus nicht gefărbt. R2 O3-Illuvium ist an der Fărbung u. Struktur bemerk- bar. C. Der obere Stock des Loesses, infoL ge von CaCO3-An- hăufung gelbartig. W urmgănge u. Kar- bonat an den Poren. 35-60 60-I IO 0 I IO-2OO 1 । C. Rotbrauner Ho- rizont; prismatische Struktur.Die Linie des Aufbrausens sehr stark ausge- driickt. 1 50-105 65-100 D. 100-160 Ei- prismatische Struk- tur. Bieloglasca sel- ten. E2- Derselbe Loess, aber etwas heller. 160-240 E . 240-260 D. Begrabener Bo- den, tschernosiom- artiger, ein wenig degradierter. Hu- mus horizont. Kro- | to vinenzeigen sich. E.Gelber Karbonat- horizont des begra- benen Bodens mit hăufigen Krotovi- nen. Losspiipchen. 1 D. 200-250 D. Loessartiger gelber Lehm. Punlv tierung. Rostflecke. Krato vinen (selten). Karbonat poren. 1 D. 105-345 1 Fi. Horizont des hellgelben Loesses mit Wurmgăngen ; reich an Karbonaten. Fr 260-300 E. 250-300 F2. Derselbe Loess. Es zeigen sich Kro- to vinen. G. Oberer begrabe- ner Boden, rotbrau- ner, prismatische Struktur, mit Kro- tovinen. 1 300-370 G. 370-450 F. Gelber Loess unterer Stock. Hău- fige Krotovinen. G. Derselbe Loess. Krotovinen selten. F. 300-400 E. Schichtenartiger Sand mit Geroll. F. Schichtenartiger Sand mit Karbonat. 1 1 ■ 1 E. 345-370 F. 370-450 G. 400-450 I Katalog Ne. 7$ III Institutul Geologic al României 136 N. FLOROV H-III TAFEL II DIE FORMEN DER STRUKTURELEMENTE VERSCHIEDENER HORIZONTE VON VERSCHIEDENEN BODENTYPEN DER WALDSTEPPEN TAFEL III N. FLOROV. ERKLĂRUNG DER LICHTAUFNAHMEN tafel II u. III Die Lichtaufnahmen. stellen die Formen der Strukturelemente verschie- dener Bodenhorizonte in verschiedenen Degradierungsstadien vor (2/3 na- tiirlicher Grosse). NN 1, 3 und 5 zeigen die Struktur des Tschernosioms, NN 2, 4, 6 und 7 — die Struktur des hellgrauen podsolierten Lehmes. N 1. Die Einzelheiten der feinen Kriimelstruktur des Tschernosioms aus der Tiefe gegen 25 Cm. genommen (Humushorizont, A). N 2. Einzelheiten der feinen prismatischen Struktur des hellgrauen pod- solierten Lehmes auf einer Tiefe gegen 25 Cm. Die Zusammenstellung von N 1 und 2 zeigt klar, dass der Degradierungs- prozess die leicht gerundeten Konturen der Krumen verândert und ihnen einen scharfkantigen Charakter verleiht. N 3. Die Einzelheiten der grobkrumeligen Struktur des Tschernosioms auf der Tiefe von 60—80 cm. (Ubergangshorizont, B). N 4. Nussstrukturteilchen des hellgrauen podsolierten Lehmes in der Tiefe gegen 30 Cm. (weisslicher Horizont). Die Vergleichung der Aufnahmen N 4 mit denjenigen von N 3 zeigt, dass der Degradierungsprozess den schwammartigen, zellartigen porosen Charakter, der dem Tschernosiom eigen ist, zerstort. N 5. Die Einzelheiten der Săulchen-Struktur des Tschernosioms in der Tiefe von ungefăhr 90 Cm. (Ubergangshorizont) Unten links sieht man einen weissen Anflug von Karbonatpseudomycellium. N 6. Die Einzelteilchen der grobprismatischen Struktur des rotbraunen Horizontes des hellgrauen podsolierten Lehmes in der Tiefe gegen 90 Cm. Die Vergleichung der Lichtaufnahme N 6 mit der Lichtaufnahme N 5 zeigt, dass unter dem Einfluss des Degradierungsprozesses an Stelle der «Săulchen» des Tschernosioms mit ihren wellenartigen Konturen und mit ihrer unregelmăssigen durchwiihlten oder schwammzellenartigen Oberflăche Prismen mit scharfkantigen und eckigen Konturen treten. N 7, Die Einzelheiten der Plattenstruktur des hellgrauen podsolierten Lehmes, oberflăchlicher Horizont. No. 1. Einzelteilchen der FeinKrumelstruktur des Tscher- nosioms. Humushorizont (A) No. 2. Einzelteilchen der feinprismatischen Struktur des hellgrauen podsolierten Lehmes. Humushorizont (A) No. 5. Einzelteilchen der Săulchenstruktur des Tschernosioms. Uebergangshorizont (B) Ueber die Degradierung des Tschernosioms in den Wald- steppen No. 6. Einzelteilchen der grobprismatischen Struk- tur des hellgrauen podzolierten Lehmes (rotbrauner Horizont) No. 3. Einzelteilchen der grobkrumelstruktur des Tscher- nosioms. Uebergangshorizont (B) No. 4. Einzelteilchen der Nussstruktur des hellgrauen podzolierten Lehmes (weisslicher Horizont) No. 7. Einzelteilchen der Plattenstruktur des hell grauen podzolierten Lehmes (Humushorizont) TABELLE7 DIE DATEN DER PAUSCHAL-ANALYSE DORF USIN KIEWSCHES GOUVERNEMENT. TSCHERNOSIOM AUF DEM LOESS. PLATEAU. SCHICHT E. IN 100 TEILE DES LUFTTROCKENEN BODENS SIND ENTHALTEN IN 100 TEILEN DES HUMUSLOSEN, K ARBON ATLOSEN UND TROCKENEN BODENS SIND ENTHALTEN Hu- mus co2 ( H2O ( higrosk.) Hs O ( chemisch gebund).' jliih- zerlust Azot Si O2 P2 O5 1 m2 o3] Fe2 O3 I ldn3O4 Ca O MgO k2o I O ( JaCO3 î dgCo3 Summen SiO2 1 ?ao6 UA I i'e3°a Ca O MgO k2o NaaO HaO (chem, gebun). A, 0—50 Cm. Humusschichte, dunkelgrau kriimelig 6.02 0.05 3-84 1.40 11.26 0.46 73-67 0.09 8.30 2.82 0.06 1.19 o-34 1.89 1.02 0.09 0.01 1 :oo.69 81.81 0.10 9.21 3-13 1.26 0.36 2.09 1^3 i-55 B,6o—140 Cm. Uebergangsschichte, Ueberfluss von Karbonat-Pseudo-Mycelium undvon Kro- towiny 3-n 4.04 2.91 0.94 6.96 0.16 68.40 0.08 7-75 2-97 —■ 6.19 0.81 i-75 o-97 7-76 1.18 99-92 80.43 0.09 9.11 3-49 2.17 0.29 2.05 1.14 2.10 C, 140—220 Cm. Loss durch Krotowiny stark durchgraben, einwenig schmutzig 1.30 5-20 2.23 1.27 4.80 0.05 68.19 0.06 8-33 2.61 0.04 6-97 i-39 1 1.81 0.98 9-23 2.15 ] [00.38 80.13 0.07 9-78 3.06 2.12 0.43 2.12 1.15 i-49 E, 300—380 Cm. Hellgelber Loss mit dunkel- farbiger Punktierung 0.70 4-49 2.23 1.57 4-50 0.07 69.89 0.06 9-5i 3-09 0.06 5-30 1.92 i-93 1 1.09 6.78 2.86 i * [01.84 79-93 0.07 10.87 3-53 1.72 0.64 2.20 1.24 ! i-79 * V DORF KOTSCHERJINTZI KIEWSCHES GOUVERNEMENT, HELLGRAUER PODZOLIERTER LEHM AUF DEM LOESS. PLATEAU. • A, 0—15 Cm. Humusschichte hellgrau, Platten- struktur 2.88 0.045 2.77 1.66 7-3i 74-23 0.117 9-63 3-84 — 2.31 0.86 1.51 o-77 0.07 0.01 100.61 1 78.74 0.12 10.21 4.07 2.4O 0.90 1.60 0.81 i-75 B, 15—30 Cm. Podzolierte Schichte, weisslich nussartige Struktur, hăufige weiche und ros- tige Flecken 0.82 0.062 3.79 2.91 7-52 — 72.17 0.182 10.62 5-04 - 2.51 1.06 1.80 0.65 0.09 0.03 101.51 75-74 0.09 I I.I4 5-29 2.58 I.IO 1.88 0.68 3-°5 B2, 30—150 Cm. Rotbraune, Karbonatlose, prismatische Schichte 0.70 0.072 3-84 3-84 8.38 ■ 70.02 O.IOI 12.18 5-23 . 2.06 I-I5 0.92 0.54 0.09 0.05 100.66 73-45 0.10 12.78 5-48 2.10 1.18 0.96 0.56 4.02 C, 150—200 Cm. Rotbraune karbonatlose Schichte keilartige Struktur 0.52 0.072 4-03 3.70 8.25 — 70.19 0.095 12.02 5-n ——— 2.09 1.11 1.41 0.92 0.09 0.05 111.26 • 73-64 0.10 I2.6l 5-36 2.14 1.14 i-47 0.96 3-88 D, 200—225 Cm. Hellgelbe Schichte des Kar- bonatilluviums 0.73 7.98 3-4i 3-76 7.90 — 55-78 0.094 9-56 4-38 11.67 1.07 1.68 0.81 15-97 1.71 100.94 71-34 0.12 12.21 5.60 3-43 0.33 2.15 1.03 4.81 D, 225—280 Cm. Dunkler Loss, begrabene- Boden 0.90 3.03 3-19 3-3i 7.40 1 69.11 0.062 8.26 3.60 -—■ 4-95 0.90 i-73 1.06 5.49 1.16 IOO.IJ l 77-42 0.07 9.26 4-03 2.10 0.39 i-93 1.18 3.70 G, 330—480 Cm. Hellgelber Loss mit Loss piippchen. 0.36 6-93 1.19 1.96 3-5i —— 71.69 0.050 6.05 2.52 — 7.12 1.08 1.31 0.89 12.25 2.15 101.71 3 85.29 0.06 7.20 2-99 0.32 0.07 i-55 1.05 2.33 Institutul Geologic al României LITTERATU R- VE RZEICHNISS *) A. AGAPITOW Zur Frage iiber den Ursprung des Tschernosioms. Nachrichten der Ostsibirischen Abteilung der Kais. Geograf Gesellschaft 1881. (r) N. ADAMOW Die Faktoren der Fruchtbarkeit des russ. Tschern (r) A. BlTSCHIHIN Zur Frage iiber die Mobilisation und Immobilisation der Phosphor săure in den Bodenhorizonten des Tschernosioms beim Dorfe Ploti (r) N. BOGOSLOWSCHI Zur Frage iiber die Vergangenheit unserer Steppen. Russisches Jour- nal «Bodenkunde» 1902. (r) — Ober einige Erscheinungen der Verwitterung in Gebieten der russi- schen Ebene. Nachrichten des geographischen Comite’s, 1889. (r) — Ober den Gehalt an Humus in verschiedenen Bodenhorizonten. Ma- terialen zum Studium russischer Boden, VI. (r) N. DlMO Apercu geo-pedologique sommaire de la pârtie meridionale du Gouv. de Saratow. Bodenkunde, 1903, No. 2. V. DOKUTSCHAEFF Materialen zur Wertbestimmung der Lăndereien des Gouvern. Nischny- P. ENCULESCU N. FLOROV Nowgorod, B. I, XII, XIV. (r) Materialen zur Wertbestimmung der Lăndereien des Gouvern. Pol- tawa. B. I—XVI. (r) Ober den Podzol. Arbeiten der Kais. Freien Oekonomischen Gesell- schaft, 1880. (r) Der russischen Tschernosiom, 1883. (r) Onsere Steppen friiher und jetzt. 1892. (r) Methoden der Untersuchung der Frage, ob in den Steppen des siid- lichen Russlands Wălder gewesensind. Arbeiten der Kaiser. Freien Oekonomischen Gesellschaft, 1889. (r) Trecutul solului în câmpia română. 1921. Curs de agrogeologie (litogr.). 1912-—1922. Materiaux des recherches pâdologiques dans le district du Gouv. de Kiew. Memoires de la Societe Imperiale d’agriculture de la Russie meridionale. 1916. (r; Resume în franz. Sp.). Die Massenversuche mit Mineraldiingungen im Kiew. Gouv. und Bode- nuntersuchungen im Zusammenhang mit diesen Versuchcn. 1912. (r) Die Massenversuche mit Mineraldiingungen im Kiew. Gouv. 1915. (r) Zur Frage iiber den Degradierungsprozess des Tschernosioms und iibe: die Bedeutung dieses Prozesses fiir einige Gebiete der Agronomie (Comptes rendus de la Conference extraordinaire agropedologique de Prague 1922). Zur Frage iiber die Klassification der Boden der Waldsteppe. (Comp- tes rendus. ..). Ober die bodenkartographischen Arbeiten in der Ukraina. (Stat de l’etude, et de la cartographie du sol. Collection de memoires de diffe- *) Die mit dem Buchstaben «r» versehenen Schriften sind in russischer Sprache erschienen. Institutul Geologic al României 142 N.FLOROV I. Freiberg K. GLINKA GUSTAWSON St. C. Hepites A. ISMAILSCHI B. JANOWISCHIK und BONDAREW KorschinsChi P. Kostitschew Krasnow P. KOSSOWITSCH A. Krasiuk A. Koszeletzky S. Krawkow E.A. Mitscher- LICH G. Morozoff GH. Munteanu- MURCOCI A. Nabokich rents auteurs, present^s a la 4-eme Confărence intern, pedolog. de Rome. Materialen zur Wertbestimmung der Landereien des Kreises Kromny des Gouvern. Orei. 1902. (r) Bodenbildung Characteristik der Bodentypen und geographische Ver- teilung der Boden. 1913. Bodenkunde. 1908. 20 Vortrăge iiber die agronomische Chemie. 1888. (r) Clima și pădurile. Schimbatu-s’a clima? 1898. Die Feuchtigkeit des Bodens. 1894. (r) Der Versuch die Boden des Chersoniscben Gouvern. durch die Anwen- dung der Vegetationsmethode zu erforschen 1913. Arbeiten der Kasanschen Naturforscher-Gesellschaft. XVIII und XXII. Die nordliche Grenze des Tschernosicmsgebietes. (r) Die Boden des Tschernosiomsgebietes Russlands. 1886. (r) Bildung und Eigenschaften des Humus. Arbeiten der St.-Petersburger Naturforscher-Gesellschaft. XX, 1889. (r) Der Zusammenhang zwischen den Boden und einigen Pflanzformatio- nen. VIII. Kongress russischer Naturforscher und Aerzte. 1890. (r) Die Grăsersteppen der nordlichen Halbkugel. (r) Die Schwarzerde. 1912. Zur Frage iiber den Gehalt der Boden an Kohlensăure. Russ. Journal experim. Wirtschaft. 1900. (r) Pflanze, Phosphorit und Boden. 1910. (r) Die Untersuchungen der Bodendecke der Voronej’schen Baumschule. (r) Russisches Journal fiir experimentale Landwirtschaft. 1909, S. 321. (r) Zur Frage iiber dieFruchtbarkeit der Boden inbetr. der Phosphorsăure. (r) Untersuchungen im Gebiete des Studiums der Rolle einer abgestorbenen Streudecke in der Bodenbildung. 1911. (r) Materialen zum Studium der Zersetzung pflanzlicher Uberreste im Bo- den. 1908. (r) Untersuchungen iiber einige physikalischeEigenschaftend. Tschernosioms der jungfrăulichen Steppen. Arbeiten der Versuchsforstereien 1901. (r) Bodenkunde fiir Land-und Forstwirte. 1920. Materiaux pour I’&ude de l’6corce d’alt^ration dans le district de Bo- brow, Gouvern. de Woronăge. Die Bodenzonen Rumaniens. The climate in Roumania and vicinity in the latequaternary times. 1910. Granița între pădure și stepă. 1907. Das Klassifikationsproblema in der Bodenkunde. (r) Kurze Bemerkungen iiber die Untergriinde des Podolischen Gouv. und der Nachbargegenden. 1915. (r) Einige Bemerkungen zur schematischen Bodenkarte des Podolischen Gouvern. (r) Materiale zur Untersuchung der Boden und der Untergriinde des Po- dolischen Gouvern. (r) Ergebnisse der vorbereitenden Bodenuntersuchungen von 1906 bis 1911 im Siidwesten Russlands. (r) Institutul Geological României MTTERATUR-VERZEICHNISS 143 NABOKICH Zur Methode der Feld-und Laboratorium Untersuchungen der Boden- griinde 1914, 1915, 1916, 1917. (r) — Der Gang und die Ergebnisse der Arbeiten inbetreff des Studiums der Boden und Untergrunde des Charkow. Gouvern. 1914. (r) — Bestand und Entstehung einiger verschiedener Horizonte einiger ver- schiedener siidrussischen Bâden und Unterboden. (r) P. Ototzky N. Okinsche- WITSCH Kurze Charakteristik der Bodentypen des Gouvern. Saratow. 1889. (r) Die Wălder Basarabiens und ihr Verhalten zu dem Relief der Gegend und der Boden. Annalen der noworosiisckschen Naturforschergesell- schaft. XXXII, 1908. (r) Patschoski I. Unt. Redaktion v. Die Steppen in dem Gebiet des schwarzen Meeres. Annalen der Kaiser- lichen Landwirtschafts-Gesellschaft Siidrusslands. 1908. (r) Prof. D. Priani- Ergebnisse der Vegetations-und Laboratoriumsversuche. (r) schnikoff Ist die Phosphorsăure der Phosphate den Kulturpflanzen zuganglich ? 1899. (r) RUSESCU D. E. Ramann Chestiunea împăduririlor artificiale în România. 1906. Forstliche Bodenkunde u. Standortslehre, 1903. — Der Ortstein und ăhnliche Sekundarbildungen in den Diluvial-und Alu- vialsanden. Jahrb. d. k. preuss. Geol. Landesanst. fiir 1885. Berlin. 1886. — Uber Bildung und Kultur des Ortsteins. Zeitschr. f. Forts-und Jagd- wesen. 1886. H. I. — Die Waldstreu u. ihre Bedeutung f. Boden u. Wald. 1890. — Bodenkunde, 1911. Berlin. Ruprecht SlBIRTZEW N. Geobotanische Untersuchungen iiber den Tschernosiom. 1886. Materialen zur Wertbestimmung der Lăndereien des Kreises Epiphani des Gouvern. Tuia. 1899. (r) — Der Tschernosiom in verschiedenen Lăndern. 1898. (r) — Bodenkunde. 1900. (r) K. sprengel T. SAIDEL T. SAIDEL u. E. Protopopescu- Pache Sabanin A. Saharow Bodenkunde. 1837. Untersuchungen iiber die Reaktion wăsserlicher Bodenausziige. 1913. Ergebnisse der Vegetationsversuche mit Boden und Bodenaus- ziigen. Kurzes Lehrbuch der Bodenkunde. 1909. (r) Die Verwitterungsrinde und Tschernosiomboden der Loristeppe. Boden- kunde. 1906. (r) P. Slioskin SCHMIDT Etuden iiber den Humus. 1900. (r) Physiko-chemische Untersuchungen des Bodens und Untergrundes der Tschernosioms-Zone Russlands. 1879. (r) 'l'ULAIKOW Die Tătigkeit der einzelnen Nahrungsstoffe, welche in Form von Diingungen in verschiedenen Bodentypen des Siidrussischen Zucker- riibengebietcs eingefiihrt werden. 1911. (r) G. Tanfiliew Baraba und kulundinische Steppe im Gebiet des Altaibezirkes. 1902. Grenzen der Wălder im Siiden Russlands. 1894. (r) — Botanisch-geographische Untersuchungen in der Steppenzone. Arbeiten der Expedition des Forstdepartements unter Leitung Professor Do- kutschaews. (r) TKATSCHENKO M. Ober die Rolle des Waldes bei der Bodenbildung. Nachrichten des Forst- instituts. XVIII, (r) W. WILLIAMS Bodenkunde. 1914, 1916. (r) -l 1 Institutul Geologic al României XjGRy 144 N.FLOROV Welbel G. wysostzky Arbeiten der Poltawischen Landwirtschaftsversuchstationen, Vegetations- versuche. (r) Uber die Waldkulturbedingungen des Rayons des Samarschen Apanagen- kezirks. 1908. (r) Geologische Untersuchungen in der Tschernosiontzone des westlichen Sibiriens. (r) Wald und Steppe und die Steppenaufforstung. I''orst-Journal (russi- sches). 1904. (r) Aus den ăltesten Dokumenten iiber Scythen, Hauptfltisse und die Waldlosigkeit der Steppen des siidlichen Russlands. «Forst-Journal». 19O5- (r) Das Steppenilluvium und die Struktur der Steppenbiiden. Russisches- Journal. Bodenkunde. 1901. (r) Uber die hydro-klimatische Bedeutung der Wălder fiir Russland. 19x1. (r) Observations hydrologiques et geo-biologiques dans V^liko-Anadd. 1899. Institutul Geological României I N H A L T Scite Einleitung.........................................................................69 Kapitel I. Einige Bemerkungen iiber die Bedeutung des Waldes im Degradierungs- prozesse......................................................................... 71 Kapitel II. Die Morphologie der Degradierung.......................................75 Kapitel III. Die Chemie der Degradierung.......................................... 89 Kapitel IV. Der Einfluss des Degradierungsprozesses auf einige agronomische Eigen- tiimlichkeiten des Bodens......................................... 107 Kapitel V. Die chemischen Data inbetreff der Nahrstoffe in Horizonten und der Versuch der Anwendung der Vegetationsmethode beim Studium der Boden- horizonte....................................................................... rtz Kapitel VI. Schluss und das zusammenfassende Schema gur Charakterisierung des Degradierungsprozesses im Tschernosiom............................................125 Beilagen, Feldtaschenbuch und Erklărung zu demselben..............................£30 Farbenzeichnungen der Bodenprofile................................................£34 Die Formen der Strukturelemente (Lichtaufnahme)...................................£36 Tabelle No. 7, chemische Analyse..................................................£39 Kurzes Literatur-Verzeichnis......................................................£41 Institutul Geologic al României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL PAR Dr. TEODOR SAIDEL Le but final de la science du sol ne pourra pas etre atteint, avant qu’une serie entiere de problemes partiaux aient ete resolues. Ma’s la resolution des problemes partiaux s’appuie elle-meme sur l’âclaircissement prealable des questions plus simples, de sorte que dans la voie vers le but final de la Science du sol, on doit atteindre successivement but apres but et tenir compte d’une hierarch e qui leur est propre et dont Ies rapports sont bien determines par la nature des choses. La crise prolongee, que subit le pro- bleme de ce qu’on appelle l’analyse chimique du sol, durera jusqu’ă ce que nos connaissances sur la constitution et Ies fonctions du sol et sur Ies mul- tiples rapports existant entre ce dernier et la vegetation qu’il porte seront suffisamment avancees, pour que nous puissions etre fixes definitivement sur le râie des mesures chimiques et la modalite de leur application â Fexamen d’un sol donne. Inversement on peut dire, que la crise de l’ana- lyse chimique des sols reflete l’insuffisance de nos connaissances sur le sol et ses fonctions. Partant de ces considerations, nous avons pense que le problâme des Solutions aqueuses du sol constitue dans le stade actuel de nos connais- sances, l’un des buts access bles de la science du sol. L’importance de la question des Solutions du sol a ete mise en evi- dence depuis longtemps. En ce qui nous concerne, l’importance de cette question s’est imposee ă nous entre autres surtout par Ies faits suivants: i. Les experiences de vegetation dans des vases x), portant sur divers types de sol, ont conduit au resultat inattendu, que sur un podzol vierge on obtint des productions beaucoup plus grandes que sur des sols noirs de steppe; il est evident que nous nous trouvons ici en face d’un exemple frappant d’une fertdite «momentanee» tres grande ă laquelle correspond toutefois une fert'lite «durable» fort petite. On sait que la productivite du podzol devient tres faible apres peu d’annâes de culture. Cette grande x) Dr. TH. SAIDEL et E. PROTOPOPESCU-PAKE. Sur les r&ultats des quelques expe- jriences de vdgetation, Comptes-Rendus de l’Institut G6ologique. Voi. VIII, 1920. or Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. • t Institutul Geological României TEODOR SAIDEL 146 fertilite momentanee ne peut etre expliquee que par le fait de la mobilite des substances nutritives qui doivent se trouver contenues en niajeure pârtie dans le suc du sol. 2. Au cours des memes experiences de vegetation, on a observe que chez deux sols, l’un de steppe et l’autre de foret, une inversion de leur fertilite relative (du rapport de la fertilite de l’un â celle de l’autre) pou- vait avoir lieu d’une annee â l’autre. II est justifie d’admettre qu’ici de meme, la variation de la fertilite d’un sol doit etre l’echo des variations dans le contenu et donc dans les proprietes du suc du solen deux annees differentes. 3. La preuve directe de l’importance du suc du sol pour la croissance des plantes nous fut donnees par les experiences de vegetation faites ă Rothamsted 1) et un peu plus tard en 1914 ă Bucarest2) par nous-memes sans que nous avions eu connaissance des recherches executees en Angle- terre. Au cours de ces experiences de vegetation, des plantes purent croître et etre amenees ă se developper et ă se reproduire sur du sabie de quartz fertilise par des Solutions aqueuses de sol. 4. Le role joue par la «reaction» des Solutions de sol dans la vie des micro-organismes. Relevee decisivement par H. Christensen 3), cette pro- priete des Solutions aqueuses de sol jouit d’une attention sans cesse crois- nte de la part du monde des agro-geologues 4). Sans doute les travaux entrepris jusqu’alors dans cette direction ont ete inspires par des considerations analogues sur le role physiologique des Solutions de sol. Comme il est bien naturel, leurs auteurs ont cherche â determiner soit le quantum de substences nutritives qui se trouvent dans le suc ou dans la solution de sol, soit les lois regissant le passage des sub- stances solubles du sol dans l’eau. Le present travail est la continuation de l’effort des predecesseurs. La plupart des recherches anterieures furent effectuees par voie d’une extraction unique (non-repetee). Parmi les essais de ce genre, citons ceux de Mr. Cameron et des ses collaborateurs; ces travaux ont eu un echo remarquable dans la litterature du sol, de sorte que je regrette de n’avoir pu en prendre connaissance d’apres le memoire original5). Les recherches methodiques de M. Mitscherlich 6) sur les Solutions aqueuses de sol ont fourni de precieuses contributions. M. Mitscherlich *) Zentralblatt f. Agrikulturchemie. 1914, p. 365. '-) TH. SAIDEL et E. I. PROTOPOPESCU-PAKE, loc. cit. 3) Zentralblatt f. Bakter. etc., 1911, B. 39, p. 358. ‘) Voir la litterature jusqu’en 1919. NlELS BjERUM og I. K. GjALDBAEK SAERSTRYK. Den kgl. veterinaer og Landbohoiskole Aarskrift 1919. 5) Cite dans RUSSEL E. I. Boden u. Pflanze, 1914, p. 221. •) Ldw. Jahrb.. 1910, p. 269. V. aussi Fuhlings Ldw. Ztg. 55, ainsi que MITSCHERLICH, Bodenkunde, p. 36.5 et suiv. Institutul Geologic al României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 147 a etudie le role de la variation du rapport de quantite entre le sol et l’eau, de la temperature, de la duree d’extraction, et il parvient aussi â constater dans le sol la presence de substances facilement solubles, dont la quantite dans la solution varie avec la quantite d’eau employee. Autant que nous savons, M. A'Iitscherlich n’a publie que les resul- tats obtenus au moyen d’extractions uniques, bien qu’il nots soit connu que ce savant s’est occupe aussi de la question des extractions repetees. Plus tard, M. E. Ramann *) fit des recherches fort interessantes sur le suc du sol, qu’il reussit â isoler tel qu’il se trouve dans le sol, par filtra- tion sous des pressions considerables. A notre avis, le procede de M. Ramann est appele ă rendre encore de grands Services pour l’etude du sol. Au bas de la page 22 du manuel de Koenig: «Untersuchung Idw. und gew. wichtiger Stoffc» (1906), nous avons vu signalee une nouvelle voie de recherches dans une note se referant ă un ancien travail d’ULBRiCHT dont nous n’avons pu consulter l’original2). Ulbricht a soumis le sol â des extractions repetees avec de l’eau et il a trouve qu’apres les deux premieres extractions, on obtient des valeurs â peu prâs constantes pour la quantite de substances solubles extraites. Selon Ulbricht, la valeur de cette constante dependrait entre autres de la fertilite «durable» du sol. II semble que les recherches d’ULBRiCHT (continuees par Wolf et Tani 3) n’ont plus ete poursuivies ces derniers temps. Nous n’avons pas l’intention d’enumerer ici tous les travaux en rela- tion avec la question qui nous occupe, charge dont nous ne pourrions nous acquitter, meme si nous le desirions. Nous avons voulu signaler conscien- cieusement les travaux dont nous avons eu directement ou indirecte- ment connaissance pendant l’execution de ce travail. Grâce â tous ces travaux comme â toutes nos propres recherches antc- rieures ă l’entreprise de ce travail, nous avons gagne la conviction que le resultat deșire ne pourra etre atteint par voie d’une extraction unique ou d’un «lavage» conținu du sol. Ces moyens ne nous permettront pas de trouver tous les facteurs qui influencent le quantuni de substances qui passent du sol dans l’eau. Nous ne devons pas perdre de vue qu’en dehors de l’existence de substances difficilement et facilement solubles, il inter- vient ausssi au cours de l’extraction le phenomene d’adsorption des sub- stances solubles par les substances colloîdes du sol. Nous avons donc besoin d’un plus grand nombre de donnees experimentales pour pouvoir nous x) E. RAMANN, S. MaERZ et H. BAUER: Ueber Bodenpressăfte. Ini. Mitt. fiir Bo- denkunde, VI. 1906. 2) ULBRICHT S. Ein Beitrag zur Methode der Bodenanalyse. Landw Vers St. V. p. 300. 3) Voir I. KOENIG, op. cit., p. 22. io* Institutul Geological României 148 TEODOR SAIDEL endre compte de l’influence des divers facteurs; mais nous ne pouvons obtenir ce nombre de determinations qu’au moyen d’extractions repetees. Une fois que nous serons arrives â connaitre qua ititativement la marche de l’extraction, nous pourrons esperer trouver un mode de representation qui nous explique les faits en concordance avec nos connaissances actuel- les sur la constitution et les proprietes du sol. Si toutefois, nous ne reus- sissions d’aucune fațon â expliquer les faits, de la justesse desquels nous admettons etre completement assures, cela signifierait alors que ce sont les connaissances fondamentales qui nous font defaut et dont l’acquisi- tion eut du preceder des etudes entreprises prematurement. RECHERCHES PERSONNELLES 1. Extractions en presence de bioxyde de carbone L’idee ccnductrice qui a guide nos recherches fut la suivante: La loi d’apres laquelle s’opere l’extraction ne peut etre trouvee qu’au moyen d’une serie d’extractions repetees, la quantite totale d’eau qui sert â l’extraction restant la meme pour toutes les extractions, et la quantite d’eau prelevee apres chaque extraction constituant une frac- tion bien determinee du quantum total de l’eau. II etait naturel d’effectuer les extractions dans un courant de bioxyde du carbone, etant donne, que ce dernier est egalement contenu dans le suc du sol na- turel1). L’emploi de ce gaz a encore l’avantage qu’il permet d’etablir de maniere plus definie les conditions de travail et que la solution obtenue devient bien plus rapidement limpide apres l’extraction. Le procede experimental est le suivant: On introduit 50 gr. de sol dans un cylindre d’une capacite de 205 cmc. et l’on ajoute 150 gr. d’eau dis- tillee, pratiquement denuee de residu fixe (Fig. 1). Pendant une heure, on fait passer un courant de bioxyde de carbone par un tube en verre et on main- tient l’homogeneite du melange au moyen d’un agitateur egalement en verre. Au bout de ce temps, on enleve le bouchon et ses annexes de verre et on bouche le cylindre avec un autre bouchon de caoutchouc muni ■d’un seul trou, par lequel on fait passer le tube adducteur de l’appa- A ce point de vue, voir aussi les consid^rations ulterieures. Institutul Geological României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 149 Fig.2. reil Kipp charge de bioxyde de carbone. De cette maniere; le contenu du cylindre est conserve jusqu’â la sedimentation complete dans une atmos- phere de bioxyde de carbone ă la pression d’une atmosphere. On evite ainsi la variation de concentration de la solution pendant la sedimentation. Lorsque la limpidite est parfaite, on preleve au moyen d’une pipetteJ) (Fig. 2) 100 gr. de solution, c’est-â-dire 2/3 de la quantite d’eau qui fut ajoutee au sol. Le poids du rdsidu fixe determine dans ces 100 gr. multiplic par 2/3 nous donne le poids du residu fixe qui se trouve dans 150 gr. â la fin de la premiere extraction. Designons ce poids par ax. Par l’adjonction de 100 gr. d’eau distillee, operation controlee par la pesee du cylindre apres le remplissage, nous ramenons la quantite d’eau dans le cylindre ă 150 gr. et nous repetons les operations decrites plus haut pour la premiere extraction. Nous obtenons ainsi une valeur a2, pour le poids de la substance qui se trouve dissoute dans 150 gr. de solution apres la deuxi6me extraction. On repete l’extraction une troisieme fois et l’on obtient la valeur a3, pour le poids des substances dissoutes qui se trouvent dans 150 gr. de solution au bout de la troisieme extraction. Exemple. Nous avons procede de la maniere indiquee avec un echantillon de sol blanc de Medjidia. Le residu tion pipettee apres la premiere extraction fut de rx = 0,1246 gr. En multi- pliant ce nombre avec 3/2, on obtient ax = 0,1869, le poids des substances dissoutes dans 150 gr., c’est-â-dire dans la quantite entiere de solution.  la deuxieme extraction, nous avons obtenu r2 = 0,1080 gr. et a2 = 0,1620; â la troisieme extraction r3 = 0,0984 et a3 = 0,1476. fixe obtenu de 100 gi . de solu- ’) Ce proc^dd de prelever Ia solution au moyen d’une pipette par absorption avec la bouche est penible et peut souvent produire un trouble de la solution, le sediment au fond du cylindre formant un tourbillon. C’est pourquoi nous effectuons le pipettage â l’aide d’un flacon aspirant, proc^dâ commode et absolument sOr. L’esquisse annexde (fig. 2) nous dis- pense de toute explication. Les pinces â vis sont de modele Hofmann. N IGR/ Institutul Geological României ’5° TEODOR SAIDEL Ces trois valeurs ab a2, a3, doivent avoir un rapport quelconque avec la quantite de substances facilement solubles contenue dans le sol et avec la nature des substances difficilement solubles. Ce qui nous interesse, c’est de connaître la quantite totale de sels fa- cilement solubles qui se trouvent dans le sol (A gr.), ainsi que la quantite de substances difficilement solubles contenues dans le suc du sol (d gr.). Nous nous proposons de calculer â partir des donnees de. l’experience la valeur en grammes de A et de d. Si le sol etait constitue d’un materiei denue de toute capacite d’ab- sorption et s’il ne fallait faire aucune distinction parmi les substances so- lubles comme ce serait par exemple le cas pour un sabie grossier, parmi les particules duquel se trouveraient des substances facilement solubles dans l’eau, alors il est evident que aj aurait la meme valeur en grammes que A et le calcul de a2 et de a3 serait bien simple. Dans notre exemplet a2 serait egal â 0,0623 gr- et a3 = 0,0208 gr., valeurs qui ne concorden, nullement avec celles fournies par l’experience ou la decroissance des va- leurs de a! â a2 et ă a3 est contre toute attente petite. De fait il ne nous est pas permis de faire sembl’ble supposition. La formule logarithmique: log (A—y) = K—c. n,â laquellenous pour- rions penser ensuite, ne nous conduit pas non plus â des resultats satis- faisants, ceci parce que la formule logarithmique s’applique â une cate- gorie de phenomenes pour lesquels la valeur de y (dans notre cas les quan- tites extraites) est asymptotique par rapport â la valeur A, tandis que l’ex- perience nous montre que dans le cas d’extraction repetde du sol, l’accroisse- ment de y tend ă devenir constant. Ceci se voit nettement de la difference entre la forme des courbes (fig. 3 et 4) correspondant l’une â la formule logarithmique et l’autre â la marche de l’extraction d’apres les donnees de l’experience. Institutul Geological României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 151 Une interpretation satisfaisante de ces resultats est seulement possible si nous tenons compte de la constitution du sol. Par rapport â la question qui nous interesse, nous devons envisager dans le sol la presence des sub- stances suivantes: 1. Un squelette, pratiquement insoluble dans l’eau. 2. Des substances colloîdes, elles-memes difficilement solubles, sur- tout en presence d’electrolytes. 3. Des substances facilement solubles, reparties dans le sol humide en concentration differente, dans les colloîdes et dans le suc ambiant. 4. Des substances difficilement solubles dans l’eau, presentes dans le sol en quantite suffisante pour subsister comme «corps de sediment» (Bodenkbrper) apres un nombre quelconque d’extractions (carbonates et phosphates de calcium, etc., hydrates d’aluminium, de fer, de silicium, substances organiques complexes). En face de ce systeme de substances, il faut s’attendre ă ce que lors du traitement du sol avec de l’eau, deux proces auront lieu parallelement: 1. Le passage dans l’eau des substances solubles, dans la mesure don- nee par le coefficient de distribution des substances solubles entre la so- lution et les substances adsorbantes colloîdes du sol. 2. Le passage dans l’eau des substances difficilement solubles (car- bonate de calcium, etc.) jusqu’â la limite de leur solubilite. Si nous designons maintenant par A le poids des substances du sol facilement solubles dans l’eau et par d le poids des substances difficile- ment solubles qui se trouvent â la fin de chaque extraction dans 150 gr. de solution, nous pouvons alors exprimer le poids ax de l’extrait contenu dans 150 gr. de solution de sol au bout de la premiere extraction par l’e- quation suivante: Ax d = at (1). dans laquelle x est un facteur dont la valeur numerique est plus petite que 1 et qui represente la quantite de substances solubles qui passe en solution pour chaque unite de leur poids. La valeur de x peut varier de sol â sol. Nous proposons pour ce facteur la denomination de coefficient de repartition. Nous nous rappelons qu’apres le pipettage de 100 cmc. ă la fin de la premiere extraction, 50 gr. de solution sont restes dans le cylindre C, de sorte que la quantite de substances facilement solubles prelev^e par pi- pettage est de 2/3 Ax. De la quantite totale de A gr. de substances solubles en presence dans le sol, il reste donc dans le contenu du cylindre A — 2/3 Ax gr. dont â la seconde extraction (A—2/3 Ax) x gr. passeront en solution et aux- quels s’ajouteront de nouveau d gr., quantite constante de substances Institutul Geological României ig r7 52 TEODOR SAIDEL difficilement solubles qui se dissolvt jusqu’â ne la saturation dans 150 gr. d’eau: Nous aurons donc pour la valeur de a2, livree par l’experience, l’equation. (A — 2/3 Ax) x + d = a2 (2). Apres le pipettage de 100 gr. de solution, apres l’accomplissement de la seconde extraction, nous aurons prdleve: 2/3 (A — 2/3 Ax) x qui avec la quantite de 2/3 Ax gr. prelevee apres la premiere extraction constituent le total de substances facilement solubles prelevees apres les deux premieres extractions, â savoir: 2/3 Ax +2/3 (A — 2/3 Ax) x. Par suite dans le contenu du cylindre apres la deuxieme extraction se trouve etre: A — 2/3 Ax—2/3 (A — 2/3 Ax) x gr. de substances facilement so- lubles; et â la fin de la troisi^me extraction, il y aura dans 150 gr. de solu- tion a3 gr. de residu fixe determines par l’equation (3): [A — 2/3 Ax — 2/3 (A — 2/3 Ax) x] x + d — a3 (3). Nous avons donc 3 equations avec 3 inconnues: A, d et y, dont les va- leurs peuvent etre calculees. Nous obtenons: d = “1 “3 “2 ai + a3 — 2 a (I)- 2 al a2 (II). X — 2/3 (ai — d) ar — d A = X (HI). Dans l’exemple pris plus haut, nous obtenons par les determinations faites sur un sol blanc de Medjidia les valeurs suivantes: aj = 0,1869; a2 — 0,1619; a3 = 0,1475; lesquelles nous permettent de calculer les valeurs de A d et x, â l’aide des relations (I), (II), (III): Aso = 0,0933 gr- dans 50 gr. de sol, d150 = 0,1278 gr. rapporte â 150 gr. de solution, x = 0,633. Autres exemples'. Pour un sol vierge de foret (de la foret Pantelimon, Ilfov), en procd dant de la meme fațon que pour le sol blanc de Medjidia, nous avons ob- tenu pour: aH a2, a3, les valeurs suivantes: x aj = 0,0669 gr- a2 = 0,0441 gr. a3 = 0.0354 gr- Institutul Geological României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 153 Les valeurs obtenues par calcul pour A, d et x sont les suivantes: A50 = 0,0405 gr. dans 50 gr. de sol. d150 = 0,0300 gr. rapportes â 150 gr. de solution. x — 0,91. Pour un dchantillon de podzol vierge de la foret de Mărgineanca (Pra- hova), nous avons obtenu les valeurs: ai = 0,0540 gr-; a2 = 0,0387 gr-î a3 = 0,0309 gr. et par calcul: A50 = 0,0486 gr. pour 50 gr. de sol. d150 = 0,0228 gr. rapportes â 150 gr. de solution. x = 0,65. Les valeurs obtenues par calcul pour A, x et d, introduites dans les equations (1), (2) et (3) nous donnent pour ab a2, a3, pour chacun des trois sols les chiffres qui se trouvent bien concorder avec les donnees ob- tenues par l’experience (voir le tableau suivant): Sol blanc Sol de foret Podzol Determin, gr- Calcule gr- Determin, gr- Calcule gr- Determin, gr- Calcule gr. ai 0,1869 0,1859 0,0669 0,0668 0,0540 0,0543 a2 0,1619 0,1623 0,0441 0,0446 0,0387 0,0405 a3 °>I475 0,1464 0,0354 0,0357 0,0309 0,0326 a5 0,1344 OJ354 EXTRACTIONS SANS EMPLOI DE BIOXYDE DE CARBONE1) Pour ces recherches, nous avons introduit le sol et l’eau dans un cy- lindre muni d’un bouchon correctement rode (fig. 5) et nous avons note le poids B du cylindre rempli. On agite bien pendant environ 5 minutes, ă diverses reprises, â des inter- valles de quelques heures, puis on laisse reposer. Lorsque la solution est *) T. SAIDEL. Contribution â Ia connaissance des extractions aqueuses des sols. Comptes-Rendus des Seances de l’Institut Geologique. Voi. X 1921. Bucarest. IS4 TEODOR SAIDEL devenue touiâ-fait limpide, on preleve une fraction determinee de la quan- Fig. 5 tite d’eau totale employee et on determine le residu fixe dans une pârtie aliquote de la solution extraite. On introduit de nouveau la quantite d’eau distillee necessaire pour ramener le poids du cylindre de mesure ă sa valeur ini- țiale B i). Ces extractions sans bioxyde le carbone s’effectuent beaucoup plus difficilement â cause de la lenteur avec la- quelle se deposent les corps en suspension (suspenso'ides). C’est pourquoi nous n’avons pris d’abord pour ces recher- ches que des sols plus riches en sels, â savoir un sol de steppe seche et un sol sale. Voici les resultats obtenus: i. Sol de steppe s^che. 50 gr. de sol. 300 gr. d’eau. Quantite de solution prelevee apres chaque extraction: 2/3. 300 = 200 gr. Determine: Calcule: gr- ax = 0,0720 a2 = 0,0576 a3 — 0,0504 On calcule d’aprâs ces valeurs: gr- d300 = 0,0420 gr. ax = 0,0720 x — °>75 » a2 — °>°57° A50 = 0,03996 » a3 = 0,0498 2. Sol sale 2). 8,3 gr. de sol, 50 gr. d’eau. Quantite prelevee â chaque extraction: 1/2. 50 = 25 gr. de solution. Determine: Calculi: gr- a, : 0,1986 a2 : 0-1037 a3 = 0,0558 a4 : 0,0332 Valeurs permettant de calculer gr- ai : 0,1985 d50 — 0,0072 gr. a2 : 0,1037 x = 0,9895 » a3 : 0,05485 As,35 = 0,1934 » a4 = 0,0335 CONSIDSRATIONS RELATIVES AUX RESULTATS OBTENUS Nous voyons de toutes les recherches effectuees par voie d’extractions repetees que les chiffres obtenus experimentalement peuvent etre expliquees ’) Comme l’on voit, nous ne tenons pas compte de la diffirence entre les poids spicifi- ques de la solution et de l’eau distillee, itant donni que l’erreur commise est absolument nigligeable. 2) Pour les sols sal&, on pișe le residu fixe apris avoir transformi les sels en sulfates, selon les prescriptions de FR^S^NIUS (Analyse Quantitative) pour la ditermination du r&idu fixe dans les eaux minirales. Institutul Geological României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 155 suffisamment grâce â l’introduction des elements A, d. et x, qui ont tous les trois une signification concrete, bien etablie, et sont en bonne concor- dance avec les resultats obtenus par Mitscherlich1 )et avec nos connaissances actuelles sur le sol.2) Si les recherches presentes n’ont pas deja ete faites par d’autres (un travail de ce genre ne m’est pas connu, non plus qu’ă mes collegues d’ici), nous sommes alors en presence des premiers essais ayant pour objet la determination quantitative de la quantite de substances facilement solubles (A), de la quantite d de substances difficilement solu- bles (contenues dans le volume de la solution) ainsi que du facteur x dont la signification fut demontree plus haut et dont la valeur est probable- ment en relation etroite avec le degre de saturation absorptive du sol et son degre de colloîdite. Le nombre de nos experiences etant restreint, nous renonțons ă in- sister sur les consequences qu’on pourrait tirer des resultats obtenus. II est vrai qu’â cet effet, il serait necessaire d’avoir determine quantitative- ment, les substances nutritives contenues dans les Solutions obtenues. Nous essayerons de completer ces recherches et de revenir ensuite sur l’interpretation des resultats. Nous ne pouvons nous occuper ă present ni de l’interpretation des faits observes â propos des experiences de vegetation (faites precisement sur les sols qui ont servi aussi aux recherches presentes), ni du fait que nous aurions du nous approcher des conditions dominant dans la nature et par consequent ne pas travailler avec CO2 â la pression d’une atmo- sphere, ni avec de l’eau distillee pratiquement denu6e de CO2. Si nous avons toutefois choisi ces conditions, c’est que nous devions travailler dans des conditions bien definies, indispensables â des recherches quanti- tatives. *) Ldw. Jahrb. 1910; MlTSCH. Bodenkunde p. 369. 2) Dans le tableau de la p. 9, les valeurs 61ev6es des r&idus de sol blanc (ap a2....) sont dues ă la valeur de d (0,1278). On sait que les sols de steppe siehe comme le sol blanc font effervescence avec les acides, itant riches en Ca CO3 (le sol blanc de Medjidia contient 5% de CaCO3). Effectivement la plus grande pârtie des residus obtenus avec le sol blanc est constituie de CaCO3 en quantite igale dans chaque residu et du meme ordre de grandeur que d, un peu plus petite que ce dernier, comme l’on devait s’y attendre. Mentionnons en- core que la constante dont parle ULBRICHT trouve aussi son explication; elle ne peut etre que ce que nous appelons la quantite de substances difficilement solubles (contenues dans le volume de la solution) qui seules passent encore en solution, apres que les substances facile- ment solubles ont ete pratiquement iliminees de la solution. D’apres les r&ultats obtenus par nous dans les conditions de nos experiences, nous nous approchons plus lentement qu’il n’endevrait etre d’apres ULBRICHT de la constance des valeurs a, de sorte que c’est seulement apris un grand nombre d’extractions que commence â se manifester la tendance des valeurs des risidus â devenit igales entre elles. On voit encore d’apres les risultats obtenus par nous que la concentration des Solutions de sol ne peut pas âtre considirie comme semblable (meme approximativement) pour toutes les especes de sol. Institutul Geologic al României IGRZ 156 TEODOR SAIDEL A present, il nous reste â voir dans la methode de l’extraction repetee du sol une voie de recherches, qui nous permet d’esperer realiser un pro- gres de nos connaissances sur la constitution des Solutions aqueuses de sol, sur l’echange de substances entre le sol et les Solutions et par lâ-meme sur la constitution, les proprietes et les transformations du sol. DIFFICULTSS TECHNIQUES Pour separer la solution du sol, nous avons utilise au debut des filtres de porcelaine poreuse (bougies de filtration), mais nous les avons aban- donnes, parce qu’ils presentent de graves inconvenients dans les conditions speciales dans lesquelles nous etions obliges de travailler. Le prelevement exact d’une fraction determinee de la quantite totale de solution devient impossible si l’on emploie des bougies de filtration et en outre, nous n’a- vons pu nous convaincre avec certitude,que des variations dans la concen- tration des Solutions n’interviennent pas lors de leur emploi. Nous avons ete contraints d’effectuer la separation de la solution par pipettage, apres que celle-ci se soit clarifice par la sedimentation com- plete des substances en suspension. Ce procede est convenable dans le cas de Solutions plus riches en sels, mais fort difficile â appliquer aux sols de foret et de podzol chez lesquels, surtout apres les deux premieres ex- tractions, la sedimentation reclame fort longtemps. Lorsqu’on extrait au moyen du bioxyde de carbone, la limpidite des Solutions s’obtient plus rapidement; dans le cas contraire, elle peut durer plusieurs semaines. II reste â voir si la centrifugation nous permettra d’eliminer ces diffi- cultes; l’absence d’une centrifuge appropriee nous a empeche de mettre ce procede â l’etude. CRITIQUE DE LA METHODE ET SOURCES D’ERREUR Pour prevenir un malentendu possible, repetons encore une fois, que cette methode n'a pas pour but d’etablir une nouvelle methode d’analyse des sols. Elle est le resultat des efforts entrepris pour atteindre l’un des premiers buts de la science du sol. Nous sommes d’avis que ce but ne doit pas etre laisse de cote dans la marche vers le but final de la science du sol et, ceci etabli, nous ne devons pas abandonner une methode de re- ci erches â cause des difficultes dues â la complexite meme du probleme. Au contraire, nous croyons qu’il est necessaire que nous cherchions â ob- tenir tous les resultats qu’elle peut nous fournir en vue d’un progres de nos connaissances, si petit soit-il. Jusqu’â la decouverte d’une meilleure methode, par rapport â laquelle la notre peut representer une etape ne- cessaire, nous chercherons donc â ameliorer celle-ci autant que possible. Institutul Geological României XJGR CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL Les objections qu’on peut faire â la methode sont nombreuses et de •diverses especes. Les unes sont fondees sur l’insuffisance des equations etablies,qui dans leur forme actuelle sont peut-etre beaucoup trop simples pour rendre quantitativement de maniere exacte la marche reelle des phe- nomenes. Une imputation de cette espece concerne les grandeurs x et d, que nous avons admises tacitement comme constantes, tandis qu’elles pourraient etre variables d’une extraction ă l’autre. Si x et d variaient effectivement dans une mesure appreciable d’une extraction â l’autre, alors nos equations ne pourraient plus etre appliquees et il faudrait chercher â les modifier,ce qus ă coup sur, compliquerait la question considerable- ment. Theoriquement, nous pouvons nous attendre â une variation de x d’une extraction â l’autre, mais il semble que cette variation soit tellement petite dans des Solutions normales,que x puisse etre regarde comme pratiquement constant pendant ces 3—4 extractions, car autrement, nous n’aurions pu nous attendre â une concordance entre les chiffres obtenus experimenta- lement et ceux qui furent calcules. Les memes considerations nous conduisent â admettre que les varia- tions de d, elles aussi, doivent etre pratiquement si petites, que sa valeur demeure constante. II est toutefois possible qu’une certaine compensation ait lieu par la variation en sens contraire des valeurs x et d pendant les extractions. Ce sont seulement des experiences plus nombreuses sur des sols aussi divers que possible et dans les conditions plus variees qui fourniront des resultats sur la base desquels on pourra apporter ă la methode les modifi- cations necessaires. Une autre imputation concerne le calcul de la valeur des donnees de l’experience. Nous avons montre que: d a' a* —a* “ aj + a3 — 2 a.? Une petite variation de l’une des trois grandeurs determinees experi- mentalement peut provoquer des variations relativement grandes de la valeur de d. En d’autres mots, une petite erreur dans la determination experimentale peut causer des erreurs plus grandes dans l’evaluation de la valeur de d. Comme d intervient dans le calcul de x et de A, tous ces resultats peuvent etre affectes de fautes relativement grandes. Nous avons tente d’eliminer cette difficulte inherente au probleme en affinant autant que possible la technique de travail. Toutefois on peut trouver une autre voie pour determiner d’autre maniere la valeur de d. Si nous faisons des extractions avec le meme sol, l’une avec une proportion deter- minee (par ex.-^) l’autre avec une autre proportion (par ex. ), Institutul Geological României 158 TEODOR SAIDEL nous avons alors pour ces premieres extractions les deux relations suivantes: 1) pour l’extraction 50/300: Ax + d = a,. 2) » 50/600: Ax 4- 2d = a\ d’oii: d — a\ — ax. De cette maniere, nous avons le moyen de determiner par une voie en quelque sorte directe la valeur de d et d’obtenir des valeurs plus pro- bables. En tout cas, nous avons un moyen de controler les valeurs de d obtenues par 3 extractions. Par de semblables experiences, faites parallelement avec des echan- tillons differents d’un meme sol, avec des proportions d’eau variees, on peut au moyen d’extractions repetees obtenir des resultats egalement interessants pour l’eclaircissement des doutes que nous avons non-seule- ment sur Ia valeur de d mais aussi sur la variabilite de x. . Les recherches peliminaires que nous poursuivons dans cette direction sont ă peine â leur debut. Une grave source d’erreurs peut etre due au fait, que l’equilibre d’ex- traction d’une ou de toutes les operations d’extraction d’une experience n’est pas atteint completement. Pour prevenir des erreurs de ce genre, il serait necessaire que nous sachions quel est Ie minimum de temps et d’agitation necessaire pour que toute la quantite pouvant etre extraite passe du sol dans l’eau. C’est seulement une serie de recherches syste- matiques, que nous desirons d’ailleurs executer, qui pourront nous donner une orientation dans cette question. Le peu d’experiences que nous avons pu faire jusqu’â present nous a convaincus que notre temps d’agitation et notre delai d’extraction furent suffisants, pour une extraction complete. Recemment, nous avons fait usage dans nos expeiiences d’un agitateur dont l’emploi nous l’esperons, facilitera les operations. La question qui se pose encore est la suivante: Est-ce qu’un autre proces de solubilisation du sol ne marche pas de pair avec le proces d’ex- traction des substances solubles? Sans doute que ceci a lieu, mais dans une mesure si petite que nous croyons justifie d’admettre que le squelette du sol est pratiquement insoluble dans l’eau dans les conditions de travail indiquees. Les substances qui sont passees de cette maniere dans l’eau forment une pârtie plus ou moins grande de d, mais toujours petite par rapport â d. En relation avec ces considerations surgit une autre question. Ima- ginons un sol, dont par extractions repetees l’on aurait preleve toutes les substances facilement et difficilement solubles (ce qui dans le cas d’un tchernoziome contenant 1% de CaCO3 aurait lieu apres 10 extractions) et que nous laisserions ensuite en repos dans des conditions voisines de celles qui predominent dans la Nature. Dans un tel sol, apres un temps quelconque, les substances facilement et difficilement solubles vont se Institutul Geological României CONTRIBUTIONS A LA CONNAISSANCE DES SOLUTIONS AQUEUSES DU SOL 159 reproduire dans une mesare qui dependra d’ailleurs pour des conditions egales, de la nature du sol. Un sol de steppe sur du loess se comportera surement tout-â-fait autrement qu’un podzol de terasse. L’etude de ce phenom^ne de reproduction des substances solubles (et difficilement solubles) constitue de meme ă notre avis un cote interessant de l’etude du sol. Car â cote d’autres considerations qui parlent en ce sens, il y a encore celle-ci que des proces d’extraction ont lieu aussi dans la na- ture, soit par Ies moissons, soit par le proces de levigation naturelle des sols des regions â climat humide. Nous considerons la connaissance aussi exacte que possible des circon- stances et de la mesure dans lesquelles s’effectue cette reproduction des substances solubles et difficilement solubles egalement comme l’un des buts partiaux du probleme du sol. Institutul Geologic al României Institutul Geological României ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMAN- GANIFERE DIN REGIUNEA BROȘTENI, JUDEȚUL NEAMȚU (CU O SCHIȚĂ GEOLOGICĂ) DE Inginer RADU PASCU Pentru a ne putea da mai bine seama asupra naturii zăcămintelor de feromangan din basenul Bistriței și în special asupra aceluia din V. Hol- diții și Dealu Ferului dela Broșteni, Direcția Institutului Geologic a bine- voit a mă delega să vizitez zăcămintele de minereuri similare din Bucovina. D-l Inginer R. v. MOGILNICKI, directorul minei Arșița din lacobeni, un adânc cunoscător al zăcămintelor de mangan din Bucovina 1), a avut bunătatea a-ini da toate explicările asupra naturii acestor zăcăminte și a-mi înlesni vizitarea acestora pentru care-i aduc omagiile mele de recunoștință; deasemenea mulțumesc d-lui Inginer Prelici pentru concursul ce mi-a dat în îndeplinirea acestei misiuni. I ȘISTURILE SILICIOASE MANGANIFERE ȘI RĂSPÂNDIREA LOR Ivirile de mangan în Bucovina sunt strâns legate de șisturile silicioase negre ce apar ca intercalațiuni lenticulare în masivul șisturilor cristaline și mai cu seamă printre micașisturile care predominează în acest masiv. Șisturile silicioase colorate prin substanțe cărbunoase sau grafitice în negru, formează o massă neagră, dură, foarte fracturată, a cărei șistuozitate reiese mai mult prin nuanțele de colorațiune și prin păturile subțiri de cvarț alb lăptos infiltrat mai ales pe direcțiunea șisturilor. Acolo unde aceste șisturi conțin minereuri de mangan și fer (limonit) ele au un aspect brun, coloare care este un indiciu caracteristic de existența manganului din care cauză acestor iviri li s’âu dat numele de {'.productivei) J) R. V. MOGILNICKI, Manganerzlager stătten der siidlichen Bucovina. Berg- und Hiitten- mănnisches Jahrbuch 1917. H. I. 11 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI Institutul Geologic al României 162 RADU PASCV (Erzfiihrend) spre deosebire de acele șisturi negre «neproductivei) ce sunt caracterizate prin o coloare neagră-vânătă adeseori lucioasă, în care nu se găsesc nici urme de mangan. Lentilele și fâșiile de șisturi silicioase care umplu sinclinalele din zona mijlocie a masivului cristalin, compus din micașisturi cu tranziții în cvarțit, cu intercalațiuni de calcare cristaline și fășii subțiri de șisturi cloritoase, sunt toate dirijate NW-SE, direcția generală a Cristalinului. In o astfel de lentilă șisturile productive pot fi limitate numai în o parte a ei, astfel că nu întreaga lentilă conține minereuri utile. De regulă ele sunt concentrate la o margine a lentilei și aici ele se ivesc în formă de buzunare, cuiburi și filoane. Ca minereu primar este considerat rhodonitul, mai rar dialogitui. Acesta prin discompunere trece în psilomelan, minereu principal în mi- nele din Bucovina. Ca producte secundare sunt: pyrolusitul, manganitul și wadul. Ca minereuri accesorii sunt: cvarțul, caolinitul, glageritul și asbes- tul. Ferul în formă de limonit vine peste tot în asociație cu minereul de mangan, el poate câteodată chiar înlocui pe acesta din urmă. In ceeace privește geneza acestor zăcăminte ea este considerată ca se- dimentară (syngenetică). Odată cu materialul care a dat naștere șisturilor silicioase s’a depus și rhodonitul. In urma cutărilor intensive ce au suferit aceste depozite a urmat o sfărâmare a stratelor prin care s’au distrus regularitatea originală a lor, dând naștere la crăpături prin care apele atmosferice au putut circula și a transformă, prin acțiunea lor chimică, minereul primar Rhodonitul în minereuri secundare în formă de bioxide de mangan. Totodată prin di- solvări ulterioare și depunerea acestor substanțe în crăpături și în golurile prin care a circulat s’au produs o îmbogățire a minereurilor originale. In ce privește conținutul în fier al minereurilor de mangan, el provine din conținutul în magnetit constatat în massa primară și numai în mică parte din hornblenda ce se ivește împreună cu rhodonitul. Masivul cristalin dela Broșteni încalecă spre Sudest peste Flișul cre- tacic în dreptul pârâului Cotârgași. Acest masiv fiind o continuitate a cri- stalinului din Bucovina este constituit aproape din aceleași roci și anume: micașisturi cu tranziții în cvarțit, gneisuri, șisturi amfibolice, șisturi seri- citoase, șisturi cloritoase și grafitice, calcaruri dolomitice și cristaline și șisturi silicioase. Din rocile eruptive sunt reprezentate' granitul și nume- roase filoane de roci melanocrate din grupa Diabazelor și a rocilor Tra- chitoide. întreg complexul acestor roci este dirigeat NW-SE, foarte cutat, dând naștere la anticlinale și sinclinale, marcate prin munți înalți pănă la 1740™ (Pietrosu) și de Văi adânci peste iooom. Ca și în Bucovina, minereurile de feromangan sunt strâns legate de intercalațiunile de șisturi silicioase printre șisturile micacee. ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 163 In Cristalinul din basenul Bistriței putem distinge 3 zone în care șistu- rile silicioase sunt răspândite în forma de bancuri, fășii și lentile de dife- rite dimensiuni. Ele sunt formate ca și în Bucovina din aceeaș masă neagră silicioasă, dură, foarte fracturată, străbătută de vine și pături subțiri de cvarț alb. Aceste zone sunt: Zona cea mai de W care trece prin M-tele Rusului la SE de comuna Șarul Dornei și se prelungește spre SSE unde apare în malul pârâului Neagra între satele Glodu și Drăgoiasa. Zona mijlocie apare în dreptul gurii Bărnărelului în fața comunei Crucea, constituind pe o lungime aproape de 40 m. malul drept al Bistriței; deaici trece peste malul stâng al Bistriței ivindu-se în pârâul Leșului și Ursului, de unde în fășii ce se lărgesc tot mai mult, trece pe dreapta Bistriței între gura Bărnarului și punctul numit Capra, de unde se prelungește pe ver- santul de E al Muntelui Grințeșu. Dispărând sub învălișul de micașisturi, se mai ivește în pârâul Găboaia și Văcării în bancuri subțiri printre cari se întrepune o fășie de șisturi cloritoase cu intercalațiuni de calcar cristalin. Cu cât ne apropiem de Valea pârâului Neagra șisturile silicioase precum și șisturile cloritoase iau o desvoltare din ce în ce mai mare care se men- ține până în Piciorul cu Smida unde șisturile cloritoase se efilează, iar și- sturile silicioase trec peste piciorul de E al M-telui Slopățu și se ivesc în valea pârâului Budacu, aproape de punctul unde acesta se varsă în Borca. A 3-a zonă, cea mai de E, este cea mai bine cercetată. Primele iviri de șisturi silicioase din această zonă le întâlnim în malurile pârâului Pusdra, aproape de obârșia ei. Ele dispar însă după o mică întindere sub învălișul micașisturilor și nu mai ies la suprafață decât în P. lui Balaban, un afluent al Holdiței. Aici ele se ivesc atât în malul drept cât și în cel stâng al pârâului ca o intercalațiune care în malul drept dispare sub învălișul de micașisturi și cvarțite, iar în malul stâng sub o fășie subțire de micașist de care se ală- tură strate de șisturi cloritoase cu intercalațiuni de calcare care iau o des- voltare mai mare în malul drept al Văii Holdiței. O a 2-a lentilă în dimensiuni mari apare în malul stâng al V. Holdița în dreptul gurii P. lui Balaban. In grosime de mai multe zeci de metri taie pârâul Șindilei și pârâul Arșiței, trece pe lângă Vârful M-lui Afiniș și sco- boară în P. Răchitășului în al cărui mal stâng să efilează sub cvarțite. O a 3-a intercalațiune lenticulară foarte neregulată apare printre mica- șisturile din piciorul Răchitișului ce formează malul drept al P. Sârghii, de unde se întinde spre E îngroșindu-se din ce în ce mai mult în malul po- dișului din Lungeni, trece în piciorul ce se ridică între P. Sghiaburi și podișul D. Ferului, lăsându-se spre Sud și efilându-se în apropiere de malul Bistriței. O ramură din acest masiv se desprinde cam la 240m. mai în sus pe picior, se lasă sub un unghiu ascuțit în podișul D. Ferului pe care-1 II* [ 1A Institutul Geologic al Român iei vJGRZ 164 RADU PASCU traversează aproape în întregime ca în urmă să se ridice pe poalele D. Fe- rului descriind o curbă până în punctul numit «la Preluci» unde se leagă cu marginea de N a lentilei și se efilează în forma unui con sub micașisturi. Tot acestei zone aparține și intercalațiunea de șisturi silicioase ce se ivește în malul drept al Bistriții în muchea din dreapta a Văii Văleasa. Aceasta se întinde îngroșindu-se din ce în ce mai mult în direcția SE până în D. Mădeiu pe care apare Flișul. Ca aparținând aceleași zone putem considera și ivirile mai multor bancuri de șisturi silicioase în V. Steghioarei aproape de vărsătura ei în V. Borca. II IVIRILE DE MINEREURI FEROMANGANEZE Ivirile de minereuri de feromangan fiind în strânsă legătură cu șistu- rile silicioase, ele au fost constatate în următoarele localități: In zona marginală de W a șisturilor silicioase, d-1 prof. S. Atanasiu1) semnalează un zăcământ de minereuri de mangan compus din Rho do ni t și Dialogit împreună cu productele lor de discompunere. Aceste iviri după d-1 prof. Atanasiu sunt formate din pături până la o grosime de peste 1 dem. constituite, în interior din Rho do nit precum și din Dia- log i t și carbonat de fier, iar spre suprafață de o crustă neagră până la 3 cm. grosime de oxide și bioxide de mangan. Th. Nicolau 3) a studiat acest minereu din punct de vedere chimic și mineralogic, ajungând la rezultatul că materia roză în afară de Rhodonit este alcătuită în cea mai mare parte din carbonat de mangan și de calciu și că denumirea ce s’ar putea da acestui amestec de carbonați ar fi C a 1- ciorhodoch roșit sau Calciodialogita. Tot asupra acestor iviri a făcut analize și d-1 prof. V. Butureanu (Ma- sivul cristalin dela Broșteni, Academia Română, 1916). întinderea și forma acestui zăcământ este necunoscută până acum, nefăcându-se lucrări de explorare. In zona mijlocie a șisturilor silicioase, care după cum am arătat este cea mai puternică, pe întreaga ei întindere atât cât am urmărit-o nu am putut constată prezența de minereuri de feromangan. D-1 prof. Buțureanu semnalează la gura Bărnărelului existența de minereuri de mangan. In adevăr, în acest punct șisturile silicioase au o x) Dr. S. ATANASIU, Geologische Beobachtungen in den Nordmoldauischen Ostkar- pathen. Verhandlungen der K. K. Reichsanstalt. 1899 No. 5. 2) Dr. TH. NICOLAU, Asupra minereurilor de mangan dela Șarul Dornei. Anuarul Inst. •Geologic, Voi III, fascicula 1. ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 165 coloare brună-gălbue caracteristică pentru existența de minereuri de man- gan și este probabil ca prin lucrări de explorare să se poată da de ele, eu însă nu am găsit nici un minereu de mangan, precum nu am găsit nici în Valea Borca unde sunt semnalate tot de d-1 prof Buțureanu. Zona marginală de E a fost mai mult studiată din punct de vedere al zăcămintelor de feromangan. In această zonă au fost cunoscute ivirile de minereuri din P. lui Balaban și D. Ferului. Mai adaug la aceste și ivirea din P. Sârghii descoperită în urmă. In primăvara anului 1916 fiind însărcinat de Inst. Geol. al României a extrage un tonaj mai mare de minereuri de mangan, pentru trebuințele Direcțiunii Munițiilor din Ministerul de Răsboiu, am întreprins mai multe lucrări de explorare și exploatare asupra zăcământului din D. Ferului, lângă Broșteni, și cu această ocaziune am început a studia mai deaproape zona de șisturi silicioase din această regiune așa de importantă prin ivirile de minereuri de mangan și fer ce conține. Aceste studii le-am continuat în vara anului 1919 și 1921, ajungând la rezultatele consemnate în această lucrare. Regiunea Broșteni constitue zona extremă marginală a Cristalinului care încalecă Flișul pe o linie care urmează pârâul Ciocârlanului ce izvorește din M-tele Greben, se ridică peste M-tele Măzănaiu de unde se lasă spre W în jos pe Pâr. Hăștei, traversează puțin V. Floldița și deaici se ridică pe Pâr. Podului până în vârful Pripiciului, de unde aproape pe o linie dreaptă se continuă spre Sud, trecând Bistrița în dreptul Pâr. Ferului, până în D.Madeiu de unde făcând un unghiu spre Vest în vârful Găinei, trece peste V. Borca. Cristalinul este constituit din o serie de șisturi cristaline, printre care preponderează micașistul de regulă de coloare vânătă închisă, satinat și conținând numeroase vine si cuiburi de cvart. Prin o mărire a conținutului în cvarț, micașisturile trec în șisturi cvarțoase și din aceste în cvarțite, astfel că peste tot se poate observă tranziții dela micașist în cvarțit. Impregnațiunile cu pirite în descompunere dă micașistului o coloare gălbue-pământoasă și din cauza alterațiunii ele sunt foarte sfărâmate. In o măsură mai mică ia parte la constituția Cristalinului, șisturile cloritoase și șisturile grafitoase. Cele dintâi le întâlnim în regiunea aceasta în Vârful lui Niță, un vârf ce se ridică în dreapta Văii Holdiței în fața P. Șindilei. In o fășie subțire ce se desprinde din acest Vârf, cu intercalațiuni sub- țiri de calcar, șisturile cloritoase iau o desvoltare din ce în ce mai mare pe direcția SE încât pe malul drept al Văii Holdița ele constitue o interca- lațiune de mai multe zeci de metri grosime. 4 M Institutul Geologic al României 166 RADU PASCU Șisturile grafitoase le întâlnim în pârâul Molișcu și la gura P. lui Ba- laban. Sunt șisturi cu structură fină, de coloare neagră, pe fețele de șistuo- sitate cu luciu grafitos. Ele formează intercalațiuni subțiri printre mica- șisturi. Toate aceste roci sunt foarte cutate și sfărâmate. Ele păstrează însă direcția generală NW.SE. Dintre rocile eruptive iau parte la constituția acestei regiuni: un gnais- granit de coloare verzue în care se poate distinge feldspath alb, cvarț și mica. El apare în malul stâng al P. Malului de lângă Broșteni, de unde se ridică pe piciorul între P. Malului și P. Casei devenind tot mai șistos și trecând astfel în gnais. Această rocă se poate urmări în malul Bistriții până la Spital unde dispare sub micașisturi. Numeroase filoane de o rocă melanocrată din grupa rocilor trachitoide determinate de d-1 prof. Puțureanu caCamptonite și M o n c h i- q u ite, străbat în toate direcțiunile șisturile cristaline din această regiune. Astfel în D. Broșteni pe piciorul ce se îndreaptă spre Bistrița apare un filon de 6m. grosime, pe dâmbul deasupra P. Malului apar 2 filoane, asemenea deasupra P. Casei un număr de 6 filoane subțiri. In păretele de cvarțite de lângă drumul ce duce la Spital apare un filon până la 0,50 m. grosime. Toate aceste filoane se pot urmări numai pe o mică distanță pe teren, ele dispărând sub șisturile cristaline. Intre șisturile cristaline din această regiune, șisturile silicioase formează o rocă distinctă, care prin coloarea lor neagră se remarcă cu ușurință. Aceste șisturi după cum am arătat la descrierea zonelor de șisturi silicioase, for- mează intercalațiuni lenticulare, printre micașisturi. Am putut determina trei asemenea lentile și anume, lentila din P. lui Balaban, lentila ce se ivește în malul stâng al V. Holdiței și se întinde peste M-tele Afiniș până în malul stâng al P. Răchitișului, și lentila din piciorul P. Sârghiei ce trece peste podișul D. Ferului. In toate aceste trei lentile sunt cunoscute iviri de fero- mangan. In cele ce urmează voiu încerca a descrie modul cum se prezintă aceste iviri de minereuri și întinderea lor atât cât se poate deduce după actuala situație a lucrărilor. A. ZĂCĂMINTUL DIN PÂRÂUL LUI BALABAN Pârâul lui Balaban își are obârșia în M-tele Pleșu-Broșteni, din care se desprinde un picior ce se întinde până în V. Holdiții. Acest picior este constituit aproape în întregime din cvarțite de coloare deschisă cu direc- țiunea N 150 W și o înclinare până la 300 spre SW. Ele sunt străbătute în dreptul P. Arșița de un filon deKersanti t a cărui grosime este între 5—10 m. Cu cât ne apropiem1 de gura P. lui Balaban observăm o transiție în șisturi cuarțoase și din aceste în micașisturi, între care se interpune la gura pârâului în malul drept o fășie de șisturi cloritoase și grafitice foarte Institutul Geologic al României IC R/ ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 167 sfărâmate și aproape orizontale. La o distanță aproximativă de 80 m. în sus pe P. Balaban printre micașisturi se ivește o intercalațiune de șisturi silicioase a cărei grosime în malul drept al pârâului nu trece de 20 m. Ele se prezintă în strate cu direcțiunea N 15° E înclinate spre W, iar spre mar- ginea de W trec în strate subțiri aproape în picioare (8o°—85°). Intre aceste din urmă pe o grosime de 4 m.se observă o alternanță de șisturi silicioase cu pături până la 0,30 m grosime compuse în cea mai mare parte din dia- logit, mai rar din rhodonit, transformat la suprafață în o poșghiță sub- țire (3—5 mm) de bioxid de mangan. Atât în dialogit cât și în rhodonit se observă mici inclusiuni de pirită. Această ivire, urmărită spre deal, se întinde 25—30 m și dispare sub micașisturi. Pe malul stâng al părâului apar deasemenea strate de șisturi silicioase de coloare brună brecifiate si foarte sfărâmate în cari deasemenea se poate constată prezența de mine- reuri de mangan. Aceste iviri după o mică întindere se înfundă sub mica- sisturile si șisturile cloritoase cu intercalatiuni de calcar ce constitue > > > > mucheă între pârâul lui Balaban și V. Holdiței. Neputându-se constata nici o legătură directă între această ivire de mi- nereuri cu aceă din V. Holdiței putem afirma ca certitudine că minereurile din pârâul lui Balaban aparțin unei intercalațiuni aproape triunghiulare a cărui bază curbată traversează P. lui Balaban și al cărui vârf este situat în susul părâului. Numai lucrări de explorare ar putea arătă dacă această lentilă se întinde mai departe sub micașisturi, ceeace cred ca probabil, deoarece atât în o parte cât și în cealaltă a P. lui Balaban se mai ivesc bancuri subțiri sili- cioase B. ZĂCĂMINTUL DIN VALEA HOLDIȚEI Pe Valea Holdiței, între P. Șindilei și P. Podului, malul stâng al văii pe o înălțime cam de 6 m și pe o lungime în susul văei cam de 80 m. este format de un grohotiș compus din fragmente brecifiate de șisturi silicioase. La gura P. Șindilei acest grohotiș se prezintă ca un nisip granulos de co- loare brună manganifer si cu cât ne depărtăm în susul văei Holdița trece într’o breccie ale cărei fragmente colțuroase sunt legate prin un ciment negru de mangan. Dedesubtul ei printre această breccie apar strate de și- sturi limonitizate foarte dislocate și sfărâmate. In întreagă această massă brecifiată nu se găsesc minereuri compacte de mangan. Cu toate acestea pe malul V. Holdiței, în dreptul gurei P. Șindilei, am găsit adunate într’o grămadă, minereuri bogate în bioxid de mangan și limonit, a căror pro- veniență numai după multe căutări am putut-o găsi în poenița ce se întinde la marginea de S. a grohotișului nisipos, în care roca este acoperită de un strat relativ subțire de pământ vegetal. In această poeniță și sub pământul Institutul Geologic al României \ icr/ 168 RADU PASCU vegetal am putut găsi mai multe bucăți de minereuri compacte, identice cu cele adunate pe malul văei. Aceste iviri aparțin mtercalațiunii de șisturi silicioase, cari începând din V. Holdiței se întinde în direcția SE peste P. Șindilei ș' M-tele Afiniș, până în malul stâng al P. Răchitișului. Ea este cea mai puternică din zona marginală de Est a șisturilor silicioase și se poate urmări pe toată întin- derea ei aproape fără întrerupere. Pe toată lungimea acestei intercalațiuni în afară de ivirile de minereuri din Valea Holdiței, nu s’au mai putut con- stată nici o altă ivire de minereuri. Ea este compusă din șisturi silicioase neproductive prin cari se mai întrepun fășii de micașist. Din cele, expuse rezultă că zăcământul de feromangan este restrâns numai la capătul NW al intercalațiunii de șisturi silicioase ce apar în V. Holdiței. El are o formă triunghiulară al cărui vârf ar fi în marginea de N, iar baza în marginea de S a intercalațiunii silicioasă dealungul V. Holdiței. In ce mod sunt repartizate minereurile în acest zăcământ nu se poate pre- ciza, întreaga suprafață fiind acoperită cu pădure. După bucățile de mi- nereu găsite se poate însă deduce că transformările secundare sunt cu mult mai intensive decât în P. lui Balaban, iar după cum ele sunt răspândite s’ar putea afirmă că ele formează cuiburi și lentile în zona mineralizată așă cum ele se găsesc peste tot în această formațiune. Minereurile se prezintă în calitate superioară și sunt identice cu acelea din D. Ferului. Acest zăcământ merită a fi cercetat mai de aproape prin lucrări la suprafață și adâncime. C. ZĂCĂMINTUL DIN DEALUL FERULUI In lentila ce se ridică din piciorul Răchitișului și se întinde spre SE peste podișul D. Ferului, încă de mult au fost cercetate ivirile de minereuri de feromangan ce apar printre șisturile silicioase din D. Ferului. Gropi împrăștiate pe suprafața podișului, o haldă cu fragmente de șisturi printre cari numeroase bucăți de minereuri curate, o săpătură în formă de puț la margniea de E a lentilei, denotă lucrări vechi ce au fost întreprinse asupra acestui zăcămint. Minereurile găsite în aceste gropi și pe haldă, precum si acelea din P. lui Balaban au dat naștere la numeroase studii si analize chimice. Cele dintâi studii au fost făcute de P. Pont publicate în 1882 sub titlu {‘■Cercetări asupra minereurilor din massivul cristalin dela Broșteni», apoi a urmat publicațiunea sub titlu «Fapte pentru a servi la descrierea minera- logică a României», Analele Academiei Române, tom. XXII, 1900. In 1895 d-1 Inginer E. BenquE publică «Studii asupra mineralelor de manganez dela Broșteni», Analele Academiei Române, Seria II, Tomul XVI. In anul 1908 d-1 prof. V. C. Buțureanu publică în Analele Științi- fice din Iași «Studii și compoziția chimică a minereurilor de jer și mangan Institutul Geologic al României R. Pascu, Schiță geologică a regiunii Broșteni județul Neamțu. Institutul Geologic al României Fig. i. Secțiune în Dealu Ferului la Broșteni, după direcțiunile I și II însemnate pe schița geologică. a. Gneis-granit b. Cvarțit t. Roci melanocrate d. Micoșist e. Grohotiș /. Fliș cretacic g. Șisturi cuarțoase negre g*. Șisturi cuarțitice cu minereuri. Institutul Geologic al României ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 169 din masivul cristalin Broșteni», iar în anul 1916 publică în Analele Acade- miei Române «Masivul cristalin dela Broșteni studiu morfologic, petro- grajic și mineralogic». Toate aceste studii se restrâng mai mult la analiza și determinarea mi- nereurilor. P. Poni a fost cel dintâiu care prin numeroasele analize făcute asupra minereurilor culese din P. Balaban și D. Ferului, ajunge la conclu- ziunea că minereul de fer și mangan din D. Ferului diferă prin compoziția sa chimică de toți ceilalți oxizi de mangan cunoscuți, din care cauză îi dă numele de B r o ș t e n i t ă, un manganit de fier și mangan provenit prin discompunere din carbonat de mangan. D-1 prof. Buțureanu ajunge la acelaș rezultat și mai introduce numele de P o n i t pentru minereul de carbonat de manganez și de fier de pe Pârâul lui Balaban. D-1 Inginer Benqu£ folosindu-se de lucrările lui Poni, arată analogia acestor minereuri cu acelea din lacobeni și mai publică o analiză nouă asupra unor probe culese de d-sa și făcută la uzina din Montluțon. In partea fi- nală se ocupă de industrializarea și de modul de transport al acestor minereuri. Dealul Ferului, numit probabil astfel din cauza grohotișului și minereurilor de coloare neagră a ferului ce sunt răspândite pe acest deal, reprezintă extremitatea de Sud a unui picior ce se desprinde din M-tele Afiniș și se întinde până în Bistrița. Mărginit între P. Șghiaburi și P. Fe- rului, el se prezintă în partea de jos ca un podiș gol cu mici undulațiuni pe cari sunt răspîndite numeroase blocuri mari rostogolite din șisturile silicioase negre de deasupra. Cu cât ne ridicăm mai sus apare o vegetație deasă, iar dealul se ridică lin spre creștetul lui. Un profil dus dela spitalul Carmen-Sylva și până în P. Ferului dea- lungul șoselei ne dă următoarea succesiune de strate. Spitalul clădit pe malul ridicat din partea stângă a Bistriței se reazimă pe micașisturi, cari învălesc gnaisurile ce se ivesc la baza malului în ban- curi puternice. Aceste gnaisuri dispar spre P. Șghiabului sub micașisturi de coloare vânătă închisă, străbătute de numeroase vine și cuiburi de cvarț, cari trec în dreptul drumului ce duce din șosea la spital, în cvarțite de co- loare ruginie prin diaclaze cu eflorescențe de limonit. Acestea sunt foarte sfărâmate și cutate și pe cât se poate observă au o direcțiune EW și încli- nate 400 S. Printre aceste cvarțite se ivește un filon de rocă eruptivă (Mon- chiquit) care le străbate în direcția NW. Șisturile cvarțoase trec în o serie de micașisturi alterate și sfărâmate, cari în dreptul unei viroage ce se scurge din D. Ferului, sunt acoperite pe o grosime de cc. 5 m. de grohotiș din șisturile silicioase negre cimentate prin minereuri de mangan aduse insoluțiune din susul dealului. Aceste brecii formează malul ridicat al șoselei pe o lungime de 120 m. Sub ele se ivesc micașisturi desagregate și sfărâmate printre cari apare Institutul Geologic al României \ ICR/ 17° RADU PASCU un banc de calcar șistos dirijat N 25 W și cu o înclinare de 550 spre SW. Acest calcar aparține flișului din apropiere care este încălecat de cristalin. Cum la 700 m deaici micașisturile sunt acoperite din nou pe o lățime cam de 20 m de sfărămături de șisturi silicioase, iar după ele pe o lățime de aproape 80 m apar din nou strate puternice de micașist. Sub aceste apare o serie de strate de cvarțite de coloare deschisă cu direcția N 6o° W și în- clinate 65° SW. Ele au o grosime de apropae 90 m. și încalecă direct Flișul ce apare în P. Ferului în bancuri până la 2 m grosime de gresii alternând cu calcare, a căror direcțiune este N 150 W și înclinarea între 300—320 SWr. Ridicându-ne pe podiș profilul se schimbă numai prin ivirea extremi- tății de SE a lentilei de șisturi silicioase negre ce scoboară din M-tele Afiniș și se efilează în piciorul P. Șghiabului. La o distanță cam de 200 m. dela șosea și în marginea de W a podișului D. Ferului întro viroagă mică diri- geată NS și care se întinde printre brecci până în șoseă, apar printre mi- cașisturi strate de șisturi silicioase cari sunt desvălite în o groapă semicir- culară. In această groapă pe o lățime de 4 m se observă o serie de strate din și- sturi negre puțin înclinate, în grosimi ce variază între 0,10—0,3 m. Unele din aceste strate sunt formate apropate numai din bioxid de mangan iar miezul lor din d i a 1 o g i t și mai rar r h o d o n i t. Inclusiuni mici de p y r i t ă nu sunt rari și pe lângă acestea am mai găsit și o mică inclusiune degalenă și blendă. Direcțiunea lor este N 6o° E cu o înclinare de 450 spre NW. Atât patul cât și coperișul este format din micașist înegrit din depuneri de mangan. In prelungirea spre NE acest afloriment se pre- zintă ca un perete pe o lungime de 35 m în care stratele de șisturi silicioase sunt mai mult sau mai puțin deranjate și lipsite de minereuri de mangan. O altă ivire de șisturi este situată deasupra acestora, deasemenea neproduc- divă. O serie de gropi jalonate pe direcțiune NE ne indică lucrări vechi de explorare. La o distanță cam de 130 m de aceste iviri în susul dealului se putea observă o haldă în care erau răspândite numeroase bucăți mai mari și mai mici de minereuri de bioxid de mangan și limonit. Ele proveniau dela o lucrare veche ce eră indicată prin o mică săpătură. La o mică distanță de aceasta spre E, o escavațiune în formă de galerie a fost deschisă pentru a cercetă zăcămîntul din care s’au scos și minereurile ce au fost expuse la expoziția din 1906. Aceste erau ivirile de minereuri de feromangan din D. Ferului cunos- cute până în anul 1916, dela cari au pornit toate descrierile și toate evaluă- rile acestui zăcământ. In primăvara anului 1916 am executat mai multe lucrări de desvălire și exploatare, al căror rezultat cred că poate contribui la cunoașterea mai deaproape a acestui zăcământ. Institutul Geologic al României ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 17 i Primele lucrări au fost îndreptate asupra explorărilor vechi. Prin cu- rățirea acestora de deșeurile și grohotișul de care erau cu totul acoperite, s’a desvălit un perete aproape de io m înălțime pe o lungime de 30 m for- mat de strate aproape orizontale de șisturi brune silicioase cu numeroase vine și cuiburi de cvarț și cu eflorescențe de limonit. In extremitatea SW a acestuia am desvelit într’o tranșee în care au fost urmărite ivirile de mi- nereu cari se prezintau în cuiburi și în formă filoniană. Prin o mică galerie deschisă în peretele din fund al acestei tranșee s’a urmărit pe o adâncime de 2 m aceste iviri. Calitatea minereurilor, după aspect, se pare a fi bogate. Ele sunt în formă de bioxid de mangan, cu structură cavernoasă, în goluri cu depuneri de limonit și adeseori străbătute de vine subțiri de cvarț. In bucățile mai mari se observă că miezul este format din r h o d o n i t sau dialogit. Aceste iviri de minereuri se prezintă însă în cantități mici. Găsind deasupra lor mai multe exemplare de minereuri mai bogate, am continuat cu desvelirea stratelor de deasupra lucrărilor vechi, constatând o stratificare mai regulată aproape orizontală. Strate de șisturi brune în grosime de 0,10—0,5 m despărțite între ele cu strate subțiri de limonit și străbătute de filoane și vine de cvarț, se succed pe o grosime cam de 10 m. In ele se observă pungi răslețe de minereuri și cu cât ne ridicăm mai sus spre coperiș, cu atât abondența și calitatea minereurilor crește, formând cuiburi și îngrămădiri locale de minereuri curate. Prin lucrările de exploatare a acestor minereuri, am întâlnit îngrămădiri din cari am putut extrage peste 20 tone minereu curat. In alte puncte am găsit blocuri de minereuri până la 0,5 m. răspândite printre șisturile brune foarte de- sagregate. Dislocațiuni mici produc deplasări neînsemnate fiind de re- umplute cu cvarț sau minereuri secundare de mangan. întinderea în suprafață a acestei zone productive nu trece de 100 m. ea este întreruptă în mai multe puncte prin fășii mai mult sau mai puțin groase de micașisturi foarte desagregate. In marginea de E micașisturile sunt străbătute de un filon de o rocă eruptivă care deasemenea fiind foarte desagregată nu se poate determină deaproape, de sigur însă că face parte din rocele trachitoide. Cu cât ne apropiem de coperiș, minereurile se împuținează și șisturile productive trec în șisturi neproductive, astfel că la suprafață se observă numai șisturi silicioase neproductvie. De sigur că zona productivă se în- fundă sub aceste șisturi și se continuă sub ele, deoarece pe poalele de Est a muchei numită «La Preluc i», în continuitatea zăcământului, am găsit mai multe blocuri de limonit manganifer și în apropierea lor în o mică poe- niță am găsit mai multe bucăți de minereu de mangan curat, identice cu cel exploatat. Cum distanța între aceste puncte nu e mai mare decc. 200 m, mă face a crede că aceste iviri aparțin aceluiaș zăcămînt, cu toate că ele ar putea tot așă de bine să aparție unui nou zăcămînt ce s’ar desprinde din Institutul Geologic al României 172 RADU PASCU vârful «La Pr e 1 u ci» format numai din șisturi silicioase printre cari se observă mai rar și părți limontizate. Din cele mai sus expuse se pot trage următoarele concluziuni: In ex- tremitatea marginei de E a lentilei de șisturi silicioase ce traversează podișul D. Ferului, există o zonă de șisturi silicioase brune productive în care mi- nereurile de mangan asociate cu minereuri de fier, sunt răspândite în această zonă în cuiburi, îngrămădiri locale și filoane, constituind un zăcă- mânt de feromangan, care atât cât se poate constata după aflorimente și lucrările de explorare întreprinse până acuma, ar avea următoarea întin- dere. începând din groapa semicirculară unde se ivesc primele minereuri în marginea de SW a zonei șisturilor brune, el se întinde după o linie puțin curbată care trece pe lângă peretele ce a făcut obiectul explorărilor vechi până în regiunea deE a lentilei, care cade în drumul ce duce «L a S u r d u c». Dcaici urmărind conturul șisturilor silicioase ce se îndreaptă spre N, el se întinde până în poalele de E a muchei piciorului «La Preluci» de unde se înfundă sub șisturile neproductive ce constitue brațul lentilei ce se în- dreaptă spre vârful Preluci. Forma sub care se prezintă la suprafață se apro- pie de forma unui triunghiu a cărui bază ceva concavă, ce nu trece de 100 m. ar formă peretele care a făcut obiectul explorărilor vechi, iar vârful este format de aflorimentele din piciorul «La Preluci». înălțimea acestui triunghiu arfi cam 400 m, de unde reiese o suprafață de 20.000 m. p. pe care ar fi răspândite șisturile productive brune cu conținut de minereuri de fero- mangan. Cât se întinde acest zăcământ în adâncime aceasta nu se poate cunoaște decât numai prin lucrări de explorare în profunzime; probabil însă că la oarecare adâncime se va pierde, având în vedere că șisturile si- licioase formează cuvete în micașisturi. Se poate constată însă prin lucră- rile actuale că diferența de nivel între punctul cel mai de jos și cel mai de sus este de aproape 100 m. A face o evaluarea acestui zăcămînt în stadiul actual de lucrări și având în vedere și modul foarte neregulat în care sunt răspândite minereurile utile în zona șisturilor productive, cred că ar fi foarte riscat și nu ar puteă aveă nici o valoare reală. Se poate însă afirmă că luând în considerare în- tinderea acestui zăcământ și analogia lui cu zăcămintele similare din Bu- covina, el se clasează între zăcămintele ce pot face obiectul unei concesiuni miniere. D. ZĂCĂMINTUL DIN PICIORUL RĂCHITIȘULUI O altă ivire de minereuri de feromangan care până în prezent nu a fost semnalată este aceea ce apare în piciorul dintre P. Sârghii și P. Casei trecut pe hartă sub numirea Piciorul Răchitișului. Acest picior este format ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 173 în partea lui inferioară de gnaisuri, deasupra cărora urmează o serie de micașisturi cu transiții în cvarțite de coloare deschisă La marginea mica- șisturilor se desprinde de culmea piciorului o intercalațiune de șisturi si- îlicioase brune foarte sfărâmate prin crăpături cu depuneri de produse de mangan de fier având aspectul unei brecii. Această intercalațiune al cărui pat și coperiș este format de strate subțiri de micașist înegrite de o pul- bere fină de mangan, se lasă în forma unui con în P. Sârghii, din care trece pe malul stâng al pârâului ca șist silicioas neproductiv și se continuă fără ntrerupere până în D. Ferului. Atât malul drept cât și cel stâng al albiei pârâului Sârghii este format de un grohotiș, mai mult sau mai puțin rotunzii, compus din cvarț, frag- mente de micașist și șisturi silicioase așezate în strate subțiri despărțite între ele prin fășii subțiri de limonit amestecat cu produse secundare de mangan formate în partea cea mai mare din W a d, care învelește și sin- guraticele fragmente și umple și golurile din strate cu grohotiș. Acest de- pozit aluvioanar are o grosime de peste i m. și se întinde dealungul pârâului pe ambele maluri cc. 100 m. Cum însă valea este îngustă iar în malul ri- dicat apar rocile constitutive, suprafața ce ocupă acest depozit este neîn- semnată și el servește mai mult a documenta existența unui zăcământ de feromangan care trebuie să fie în șisturile silicioase productive ce se înfundă în muchea Piciorului Răchitișului. III CONCLUZIUNI GENERALE ASUPRA ZĂCĂMINTELOR DE FERO- MANGAN DIN REGIUNEA BROȘTENI Răspândirea. Rezumând cele expuse asupra zăcămintelor de feromangan din regiunea Broșteni, constatăm că în această regiune minereurile de man- gan ca și în Bucovina sunt strâns legate de șisturile silicioase și anume de acelea de coloare brună, mai mult sau mai puțin limonitizate. In regiunea Broșteni sunt cunoscute până acuma 4 zăcăminte de mi- nereuri și anume: zăcămîntul din P. lui Balaban, V. Holdiței, D. Ferului și picioarul Răchitișului. Acestea aparțin la 3 grupuri de intercalațiuni de șisturi silicioase cari deși separate între ele, păstrează însă direcțiunea generală a șisturilor cristaline. Ivirile de minereuri sunt localizate pe o su- prafață relativă mică față de întinderea și grosimea șisturilor silicioase brune. Este aproape caracteristic că ele se ivesc în această regiune ca și zăcămin- tele din Bucovina numai în marginile extreme ale acestor formațiuni și că forma lor este triunghiulară. Repartizarea minereurilor în șisturile productive ca și în Bucovina este foarte neregulată, ele formează îngrămădiri locale, cuiburi și filoane. Mi- \JCR, ă Institutul Geologic al României 174 RADU PASCU nereurile de bioxid de mangan sunt ca și în Bucovina considerate ca un produs secundar din discompunerea silicatelor și carbonatelor de mangan. Ele sunt totdeauna în asociație cu limonitul și sunt străbătute de vine și vinișoare de cvarț. Minereurile de bioxid de mangan în Bucovina sunt determinate a fi Psilomelan, în regiunea noastră ele sunt numite Broștenit sau Ponit, cu toate că după aspect nu se pot deosebi unele de altele și cu toate că originea lor este aceeaș. In afară de aceste minereuri principale cari au fost mai deaproape stu- diate, cu siguranță mai există și alte minereuri secundare din grupa bioxi- delor de mangan cari așteaptă să fie determinate. Ca minereuri accesorii trebuie amintite sulfurele în formă de Pirită și mai rar galenă și blendă. Ele se întâlnesc ca impregnațiuni în stratele cu rhodonit și dialogit. Geneza. Toate zăcămintele de mangan din regiunea noastră, ce sunt strâns legate de șisturile silicioase brune, trebue să aibă aceeaș geneză ca și zăcămin- tele din Bucovina cari au fost mai deaproape studiate. Acestora li se atribue o origina sedimentara, adică odată cu depunerea materialului care a dat na- ștere șisturilor silicioase s’a depus și material mineral de manganez care se presupune a fi fost în formă de silicați și carbonați. Transformarea lor în bioxide de mangan se datorește acțiunilor ulte- rioare a agenților atmosferici, proces ce se petrece și în prezent asupra rho- donitului și dialogitului rămas încă netransformat. In anii din urmă însă după un studiu amănunțit făcut asupra zăcăminte- lor de manganez din Bosnia1), s’a ajuns la idea că aceste zăcăminte provin din depunerile de Prisomelan printre șisturile cu radiolari, prin urmare ca minereu primar a fost un bioxid de mangan. Găsindu-se oarecare analogie între zăcămintele din Bosnia cu acele din Bucovina2) s’a emis părerea că și acestea din urmă ar putea avea aceeaș origine, deoarece și în Bosnia ca și în Bucovina se găsește rhodonit, deși cevă mai rar, care în Bosnia este considerat ca un minereu secundar provocat prin soluții silicioase. Dacă șisturile noastre silicioase cu depozitele de minereuri de mangan sunt și șisturi cu radiolari, aceasta rămâne a se dovedi, deoarece până în prezent nu s’au găsit radiolari în ele. In ce privește însă faptul că minereul primar a fost un bioxid de mangan sau un silicat, înclinăm a crede că a fost un bioxid de mangan, ca un minereu care este mai răspândit în natură și ușor so- lubil. Odată cu depunerea materiei silicioase s’a depus și bioxidul de man- gan în formă de gel în punctele în care el a ajuns la o concentrație mai mare. Acest depozit fiind în urmă supus prin mișcările tectonice la cutări inten- sive, apele încărcate cu silice au putut ușor să circule prin crăpăturile pro- ’) Dr. T. KATZER. Die geologischen Verhăltnisse des Mangangebietes von Ceoljano- vici in Bosnien. B. u. H. lahrbuch der Montan-Hochschulen. LIV Bând. 1906, 3 Heft. 2) v. MOGILNICKI, Manganerzlagerstătten der siidlichen Bucovina. Institutul Geologic al României ZĂCĂMINTELE DE MINEREURI FEROMANGANIFERE DIN REG. BROȘTENI 175 duse prin cutare și să depue silicele informă de cvarț, care străbate șisturile silicioase în toate direcțiunile. Dacă aceste ape pe lângă silicele mai conțineau și un alcalin sau erau carbonatate ele au putut reacționa asupra bioxidelor de mangan și a le transformă în silicați și carbonați de mangan. Ar urmă din cele expuse că rhodonitul și dialogitul ce îl întâlnim actualmente în aceste zăcăminte ar fi de natură secundară și că aceste minereuri supuse din nou la acțiunile agenților atmosferici revin din nou în bioxide de mangan, mi- nereu primar dela care a luat naștere. Martie 1924. Institutul Geologic al României LITERATURĂ K. M. PAUL. Grundziige der Geologie der Bucovina. Iahrbuch der k. k. Geol. Reichsanstal. Bând XXVI Heft III. 1876. BRUNO WALTER. Erzlagcrstătten der siidlichen Bucovina. Iahrb. der k. k. Reichsanstalt Bdt. XXVI Heft IV. 1876. P. PONI. Cercetări asupra mineralelor din massivul cristalin dela Broșteni. Analele Academiei Române, 1882. E. BenQUE. Studii asupra mineralelor de manganez dela Broșteni. Analele Academiei Ro- mâne, tom. XVI, Seria II. 1895. SAVA ATANASIU. Geologische Beobachtungen in den Nordmoldauischen Ostkarpathen. Ver- handlung. der k. k. Geol. Reichanst. No. 5, 1899. P. PONI. Fapte pentru a servi la descrierea mineralogică a României. Analele Academei Ro- mâne. Tom. XXII. 1900. Dr. FRANZ KoSSMAT, C. VON lOHN. Das Manganerzlager von Macskamezd in Ungarn. Zeit- schrift fiir practische Geologie, 1905. Dr. FRIEDRIH KATZER. Die geologischen Verhăltnisse des Manganerzgebretes von Ciolja- novic in Bosnien. Berg und Hiittenmănnische Iahrbuch der Montan Hoch- schulen, Bând XIV, Heft 13, 1906. V. C. BUTUREANU. Studii și compoziția chimică a minereurilor' de fier și mangan din massi- vul cristalin Broșteni. Analele științifice, Iași. 1903. Dr. TH. NlCOLAU. Asupra minereurilor de mangan dela Șarul-Dornei. Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. III, 1909. V. C. BUȚUREANU. Masivul cristalin dela Broșteni, studiu morfologic, petrografic și mine- ralogic. Analele Academiei Române, Tom. XXXVIII, Seria II. 1906. ROMAN V. MOGILNICKI. Manganerzlagerstatten der siidlichen Bucovina. Berg u. Hutten- mannischen Iahrbuch, Heft I. 1917. IGR, Institutul Geologic al României MANGAN ERZLAGERSTAETTEN IN DER REGION BROȘTENI, BEZIRK NEAMȚ VON Bcrg-Ing. RADU PASCU Das Kristalline Massiv in der Bucovina, das die Einlagerung von man- ganerzfiihrenden Kieselschiefern enthăk, setzt in SO.-Richtung iiber die ăusserste NW-Ecke der Moldau fort, bis in die Gegend von Broșteni wo es in der Năhe von Valea Cotărgași sich iiber den Kreide Flisch schiebt. Wie in der Bucovina so auch in der Moldau ist das Kristalline Massiv hauptsăchlich aus Glimmerschiefern mit Ubergăngen in Quarzit, aus Gnei- sen, Amphybolschiefern und Sericitschiefern, kristallinem und dolomi- tischem Kalk und untergeordnet aus Chlorit- und Graphitschiefern gebil- det. Ein besonderes Gestein bilden die Kieselschiefereinlagerungen vor- wiegend zwischen Glimmerschiefer. Diese harten Schiefer von blau- schwarzer Farbe, durchsetztvonzahlreichen Quarzăderchen, welche meistens der Schichtrichtung folgend, die Schieferung bedingen, sind sowohl in der Bukovina1) wie auch in der Moldau die Trăger von Manganerzlager- stătten, im welchem Fall sie eine braune Farbe annehmen und von Li- monit-Ausscheidungen gelb gefleckt sind. In der Moldau sind bis jetzt drei von einander getrennte Ziige bestimmt worden, in denen der Kieselschiefer liniar oder linsenfdrmig zwischen Glimmerschiefer eingelagert ist. i. Der westliche Zug tritt SO von Dorf Șarul Dornei in Muntele Ru- sului auf, und zieht sich von hier mit Unterbrechungen gegenSSObis zu den Ortschaften Glodu und Drăgoeasa, 2. Der mittlere Zug tritt am Gura Bărnarului bei Crucea auf, wo er auf eine Lănge von fast 40 m. das rechte Ufer der Bistrița bildet. Die Bis- trița iibersetzend tritt er auf das linke Ufer uber und vertieft sich allmăhlich unter Glimmerschiefern, um wieder an den Ufern des Părău Leșu- lui und Ursului in relativ diinnen Schichten zum Vorschein zu kommen. Von hier an Măchtigkeit zunehmend setzt er bei Capra iiber die Bistrița, ') Manganerzlagerstătten der siidlichen Bucovina von Berg. Ing. ROMAN v. MOGIL- NICKI, Berg. und Huttem. Jahrbuch Heft i, 1917. jj Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI Institutul Geologic al României Vjcr/ 178 R. PASCU verengt sich spăter und tritt in diinnen Schichten auf der Lehne des Mun- tele Grințeșu wieder auf. Von hier lăsst er sich gegen Bach Neagra, an Măch- tigkeit zunehmend weiter verfolgen. Hier schliesst er einen Chloritschiefer- zug mit kristallinen Kalkeinlagerungen ein. Im Neagra Ufer bilden diese Chlorit-Kalk-Einschliisse eine Wechsellagerung mit den Kieselschiefern, die sich weiter sudostlich allmăhlich verschmălert, um in Picioru cu Smida auszukeilen. Die Kieselschiefer setzen ihren Zug fort in SO Richtung bis in das Valea Borca. 3. Der ostliche Zug, der wichtigste von allen, tritt im NW an der Ufern nahe bei dem Quellen-Gebiet des Părău Pusdra in schmalen Streifenauf, die bald unter Glimmerschiefern verschwinden. Er erscheint wieder an den beiden Ufern der Părău lui Balaban, wo er eine linsenformige Einla- gerung zwischen Glimmer-und Quarzitschiefern bildet. In einem Abstand von ca. 80 m. von dieser Linse erscheinen die Kieselschiefer am linken Ufer des Valea Holdița gegeniiber der Stelle, wo der P. lui Balaban in das V. Holdița einmundet. Von hier aus steigt er in einer Măchtigkeit von tiber 300 m. auf den Muntele Afiniș und lăsst sich gegen den Părău Ră- chitosu hinab, wo er an dem linken Ufer auskeilt. Eine demselben Zug angehorende linsenformige Einlagerung von Kie- selschiefern beginnt aufdem Riicken zwischen dem P. Răchitosu und dem P. Sârghii, von wo sie an Măchtigkeit zunehmend der Lehne oberhalb der Terrasse bei Lungeni folgt und sich bis zu der Terrasse des Dealu Ferului erstreckt. Die ostliche Grenze der Linse steigt in einem flăchen Bogen an der Lehne der Terrasse und setzt sich hier in NO Richtung bis zum Puncte «La Preluci» fort, wo sie sich mit der nordlichen Grenze der Linse vereinigt. Zu diesem Zug gehort auch die Kieselschiefer-Einlagerung, die am rechten Ufer der Bistrița auftritt und sich in SO Richtung zum Dealu Madeiu verlăngert auf dem der Flisch zum Vorschein komt. DIE VORKOMMEN DER EISENMANGANERZE Im westlichen K:eselchiefer-Zug konstatierte Professor S. Athana- siu1) ein Vorkommen von Eiserimanganerz auf dem Muntele Rusului bestehend aus Rhodonit, Dialogit und Eisenkarbonaten, welche an der Oberflăche in einer Kruste bis zu 3 cm. Dicke in Oxid und Bioxid des Mangans umgewandelt sind. Dr. Th. Nicolau2), welcher diese Erze năher untersucht hat, fand, dass *) Dr. S. ATHANASIU: Geologische Beobachtungen in den Nordmolda jischen Ostkarpa- then. Verh. der K. K. Geolog. Reichsanst. No. 5 1899. 2) Dr. TH. NICOLAU: Asupra minereurilor de mangan dela Sarul Dornei. An. Inst. Geolog. Volum. III, 1909. B Institutul Geologic al României IGR/ MANGAN ERZLAGERSTAETTEN IN DER REGION BROȘTENI, BEZIRK NEAMȚ 179 das roșa gefărbte Erz ausser Rhodonit zum grossten Teii aus Mangan- und Kalcium Karbonat besteht, weswegen er den Namen Calciorhodo- crosit oder Calciodialogit empfiehlt. Die Ausdehnung dieses Vorkom- mens ist, da Schuriarbeiten bisher nicht durchgefiihrt worden sind, nicht bestimmt. In dem mittleren Kieselschiefer-Zug sind mir keine Manganerzvorkom- men bekannt. Profesor Buțureanu gibt solche von Gura Bărnarului an. Richtig ist, dass an diesem Punkte die Kieselschiefer eine brăunlich-gelbe Farbe haben. Erze habe ich aber keine gefunden, vielleicht konnten sie durch Schurfarbeiten gefunden werden. Ebenso in Valea Borca, wo sie eben- falls von Professor Buțureanu angegeben werden. Der ostliche Zug ist, was das Vorkommen der Eisenmanganerze anbelangt, am besten bekannt und untersucht. Die Erze kommen vor in Părău lui Balaban, Valea Holdița, Dealu Fe- rului und in letzter Zeit fand ich solche in der kegelformigen Einlagerung von Părău Serghii. Die Vorkommen von Dealu Ferului und P. Balaban waren schon friiher der Gegenstand năherer Untersuchungen, besonders von chemi- schem Standpunkt. P. Poni zuerst, dann Professor Buțureanu und Ingenieur Benque bestimmten die Natur der Erze dieser Vorkommen. Im Jahre 1916 hatte ich im Auftrage des Kriegsministeriums ein grosseres Quantum von Erz von D. Ferului zu fordern, wobei ich die Gelegenheit beniitzte, die Re- gion von Broșteni von geologischem und bergmănnischem Standpunkt năher zu untersuchen. Im folgenden will ich kurz die erreichten Resultate vorfiihren. Die Region Broșteni wollen wir mit dem Părău Pusdra und der Bis- trița bis Cotărgași abgrenzen, in welcher die Mangan-Lagerstătten vor- kommen. Diese Region bildet die ostliche Grenze der Kristallinen Schie- fer, welche in einer gebrochenen Linie, die entlang dem Părău Ciocârlan, iiber Muntele Mazanaiu sich in Valea Holdița hinunter lăsst, dieses aut eine kurze Strecke iibersetzt und iiber Vârfu Pripiciului zuriickkehrt. Von hier verlăuft die Grenze gegen Siiden in einer fast graden Linie und setzt iiber die Bistrița bei Părău Ferului und steigt bis zum Dealu Madeiu, von dem sie sich in einem gegen West gerichteten Winkel in Valea Borca hinunter lăsst. An dem geologischen Aufbau dieses Gebietes nehmen in erster Linie die Glimmerschiefer teii, welche durch Aufnahme von Quarz hăufig in Quarzschiefer iibergehen. Untergeordnet sind Chloritschiefer mit kristal- linen Kalkeinlagerungen und in geringem Masse Graphitschiefer. Der ganze Complex dieser Schiefer ist sehr gefăltelt und zertriimmert Institutul Geologic al României ICR 180 R. PASCU wodurch die Verwitterungs-Erscheinungen sehr begiinstigt wurden. Ein auffallendes Gebilde sind die Kieselschiefer, die wie friiher erwăhnt wurde, liniare und linsenfbrmige Einlagerungen zwischen Glimmerschiefern bilden. Die Eruptivgesteine sind vertreten durch einen Gneis-Granit und Dia- bas und zahlreiche schmale Gange der trachitoidischen Gruppe, die von ProfessorBuTUREANUals Camptonite, Monchequite und Kersantite bestimmt worden sind. Alle diese Gesteine halten mehr oder weniger die NW—SO Richtung ein. DIE EISEN-MANGAN LAGERSTĂTTEN i. Die Lagerstătte von Pârâu Balaban. Ungefăhr 80 m. oberhalb der Miindung des P. Balaban in das V. Holdița, kommt zwischen stark zer- setzten Glimmer-und Graphitschiefern eine linsenfbrmige Einlagerung von Kieselschiefern zum Vorschein, die auf beiden Ufern des Bacbes sich ausdehnt. Sie bildet ein Dreieck, dessen abgerundete Basis den Bach durch- quert und dessen Spitze im Bache selbst liegt. Am rechten Ufer streichen die Schichten nach N 150 E und fallen nach W ein, gegen das Liegende immer steiler werdend bis 80—85°. Die Măchtigkeit dieser Schichten ist ungefăhr 20 m. Im Hangenden wechsellagern in einer Măchtigkeit von 4 m. Schiefer die b’s 0,3 m dick werden, mit Schichten, die fast aus reinem Erz bestehen. Das Erz ist Dialogit, weniger Rhodonit, der auf den Schichtflă- chen in Manganbioxid umgewandelt ist. Das Vorkommen ist in einer Aus- dehnung von 25 m. sichtbar und fălit dann unter die Glimmerschiefer ein. Am linken Ufer erscheinen ebenfalls braune breccibse Kieselschiefer deren Bindemittel Mangan bildet. Sie verschwinden nach kurzer Er- streckung unter die Glimmer- und Chloritschiefer. Wie weit sich dieses Vorkommen unter den Glimmerschiefern fort- setzt ist bis jetzt nicht bestimmt worden. 2. Die Lagerstătte von Valea Holdița. Das steile Ufer des V. Holdița zwischen den Zufliissen Părău Șindilei und Părău Podului, wird auf eine Strecke von ungefăhr 80 m. und auf eine Hbhe von ca. 6 m. aus einem brecciosen bis sandigen Bergschutt des Kieselschiefer gebildet, der durch Manganerze verkittet ist. Unter und zwischen diesem brecciosen Schutt, bemerkt man stark gefaltete und zertrummerte limonitisierte braune Schie- fer. Auf der ganzen Breite finden sich keine derbe Erze. Erst nach langem Suchen fand ich solche am siidlichen Rând der Kieselsch:efer-Zone unter der Ackererde. Dieses Vorkommen gehbrt der măchtigen Kieselschiefer- Einlagerung an, welche lagerformig von V. Holdița bis zum P. Rachitișul sich hinzieht. Ausser dem erwăhnten Erzvcrkommen finden sich in der ganzen Ausdehnung, die schrittweise verfolgt worden ist, kein Anzei- Institutul Geologic al României IG RZ MANGAN ERZLAGERSTAETTEN IN DER REGION BROȘTENI, BEZIRK NEAMȚ 181 chen von Erz. Die Erze sind also auf den NW-Rand der Schiefer-Einla- gerungen beschrănkt und bilden hier ein Dreieck, dessen Basis am west- lichen Rând liegt und die Spitze im ostlichen Rând der Schiefer-Einlagerung, dort wo die brecciosen Gebilde beginnen. Da die Oberflăche bewaldet ist, kann man die Ausdehnung dieses Vorkommens nicht genau feststellen. Jedenfalls aber nach den nahe an der Oberflăche gefundenen Erzbruchstiicken scheint, dass hier die Um- wandlungs-Processe in Manganbioxide viei vorgeschrittener sind wie în P. Balaban. 3. Die Lagerstătte vom Dealu Ferului. Dies ist die wichtigste und am genauesten untersuchte Lagerstătte im ganzen Broștenigebiet. Sie ist gebunden an die Linse, die sich von Picioru Răchitișului iiber Dealu Fie- rului hinzieht. Dealu Ferului, so genannt wegen dem eisenfarbigen Bergschutt und den Erzen, die auf der oberhalb der Bistrița sich ausdehnenden Terrasse zer- streut herumliegen, war schon in friiheren Zeiten der Gegenstand năherer Untersuchungen. Zahlreiche alte Schurfgrăben fast in der ganzen Aus- dehnung der Terrasse zerstreut; die nahe an der Berglehne aufgeschiittete Halde, in der Fels-und Erzstiicke miteinander vermengt zu finden sind; eine hohlenformige Vertiefung, in welcher die Kieselschiefer Gange und Nester von Erz enthalten, hat die Adfmerksamkeit vieler Fachleute ge- weckt. Eine Grube von geringer Tiefe am westlichen Rând der Terrasse ge- legen, in welcher o, 1-0,3 m- măchtige Kieselschiefer-Schichten mit erz- ftihrenden Schiefern wechsellagern, gab das Material fiir zahlreiche che- mische Untersuchungen, durch welche die Natur der Erze bestimmt worden ist. P. Poni1) bestimmte zuerst durch zahlreiche vorgenommene Analysen, dass das auf D. Ferului vorkommende Erz sich von allen anderen be- kannten Manganoxiden unterscheidet, weswegen er ihr den Namen Bros- tenit gab, d. h. ein Eisenmanganit und Mangan, das aus der Umwandlung des Mangankarbonates entstanden ist. Professor Buțureanu2) kommt zu demselben Schluss und fiihrt noch den Namen Ponit fiir das Mangan-und Eisenkarbonaterz von P. Balaban. Die auf der Halde und in der hbhlenformigen Vertiefung gefun- denen Erze, gaben den Anhss zu verschiedenen Bewertungen der La- gerstătte, die meistens auf falscher Vorausetzung beruhen. t) P. PONI: Cercetări asupra mineralelor din masivul cristalin dela Broșteni. Analele Ac. Rom., 1882. 2) V. C. BUȚUREANU: Studii și compoziția chimică a minereurilor de fer și mangan din masivul cristalin Broșteni. Anal, scicntif. Iași, 1908. Institutul Geologic al României i8z R. PASCU Erst im Jahre 191b als die Schutthalden der alten Schurfarbeiten weg- gerâumtund die Form und die Begrenzung der Kieselschiefer-Einlagerung genau festgestellt wurden, war es mbglich eine der Wirklichkeit sich năhernde Bewertung der Erzlagerstătte vorzunehmen. Das Abrăumen der alten Schutthalden legte eine 30 m. lange und 10 m. hohe Wand blos, die aus braunen limonitisierten Kieselschiefern besteht, die von unzâhligen Quarzăderchen durchsetzt sind. Durch einen am siidlichen Rande gemach- ten Einschnitt, von dem ein kleiner Stollen getrieben wurde, sind gang- und nesterformige Erzanhăufungen blosgelegt, die in sehr gestorten Schie- fern stark verworfen sind. Diese Erze gehoren den Manganbioxid-Ver- bindungen an, und nur in măchtigeren Stufen, finden sich als Kern das urspriingliche Rhodbnit und Dialogit, aus denen sie enstanden sind. Gegen das Hangende zu, nehmen die Schiefer eine regelmăssigere Schichtung und flacheres Einfallen an. Sie bestehen aus braunen stark verwitterten Kieselschiefern mit Schniiren von Mangan und Limonit, durchsetzt von Quarzadern und Nestern. Dies waren die Resultate der alten Schiirfungen. Um den verlangten Bedarf der Erze decken zu konnen, verfolgte ich weiter im Hangenden die Schiefer, und fand dass der Erzreichtum, je mehr wir uns der Oberflăche năherten, zunahm. Man fand Erzan- hăufungen welche eine Ausbeute von iiber 20 Tonnen gaben, anders- seits fand man einzelne Blocke iiber 0,5 cbm. gross, die fast ganz aus nicht umgewandeltem Erz bestanden. Diese Erzfiihrende Zone ist in einer Breite von 100 m. bestimmt worden, in der das Erz in grosseren An- heufungen oder in Nestern und Găngen vorkommt. Sie ist an mehreren Stellen durch Einlagerungen von verwitterten Glimmerschiefern unter- brochen und am ostlichen Rând durch ein stark zersetztes trachitoi- disches Gestein durchbrochen. Je mehr wir uns der Oberflăche năheren, verschwindet das Erz und die erzfuhrenden Kieselschiefer gehen in schwarze taube Schiefer iiber. Zweihundert Meter weiter oben auf dem Bergabhang fand ich auf einer kleinen Wiese, ausgehende Blocke von fast reinem Limonit und dazwischen Bruchstiicke von Manganbioxid-Erzen, welche wahrschein- lich derselben Lagerstătte angehoren. Es bildet somit diese Lagerstătte annăherend ein Dreieck, dessen con- cave Basis durch die alten Schurfarbeiten gebildet wird und als dessen Hohe, eine aus dem Punkte Preluci senkrecht auf die Basis gezogene 400 m. lange Linie angenommen werden kann. Die Lagerstătte wiirde somit einen Flăchenraum ) Ch. Deperet... Op. cit., pag. 204. :) SAVA Athanasiu. Mamifere pliocene dela Tulucesti. Covurlui. An. Inst. geologic. Voi. VI, 1912, pag. 414. PI. XVII. Fig. 4. \ «sr/' Institutul Geologic al României ELEPHAS PLANIFRONS DE ROUMANIE 189 Tres interessant au point de vue geologique est le fait que cette dent provient des sables fluviolacustres de Tulucesti, sur la rive du Liman Brateș dans les environs de Galatzi, ou on la recontre en association avec: Mastodon arvernensis, Mast. Bor soni et Cervus issiodorensis, que nous avons decrits. Dans les memes couches sur la rive gauche du Prut, (district d’Ismail) on a signale Elephas meridionalis, Rhinoceros etruscus et Cervus ramosus. Ces especes indiquent l’âge du Pliocene superieur ou de l’etage Levantin. II ELEPHAS PLANIFRONS DANS LES COUCHES LEVAN- TINES D’ORODELU, DISTRICT DE DOLJ, OLTfiNIE (PI. I fig. 1) La dent tres interessante que nous avons â decrire a ete mise gracieu- sement ă notre disposition par M. Nicolaesco Plopșor, professeur â Craiova. Elle a ete trouvee dans les environs du village O r ode lu, district de Dolj, et provient de couches levantines qui, avec le Qua- ternaire, constituent partout la pârtie sud-cuest de la depression de l’Oltenie, situee â l’ouest de la vallee du Jiu. On ne peut preciser l’horizon stratigraphique du Levantin dans lequel on l’a trouvee. La roche encaissante a ete une argile ferrugineuse J). La molaire d’Orodelu a un aspect tres primitif. Le ciment est tout ent'er minerallise et transforme dans un limonite argileux de coloration brun-chocolat fonce, C’est un gros fragment de la derniere ou l’avant-derniere molaire inferi- eure dans un etat d’usure tres avance. Ce fragment comprend seulement trois collines transversales (lames) bien conservees et la moitie d’un quatrieme lame, plus un talon posterieur arrondi. Non comptant le talon posterieur, il mesure 12 centimetres de long sur 9 cm. de large. La frequence laminaire est de 3,5 lames pour 10 cm. de longueur de couronne, ce qui correspond â la frequence laminaire des formes les plus archaîques de VElephas pla- ni frons, avec les collines les plus ecartees. La frequence laminaire moyenne de VEI. planifrons est de 3,5 ă 4 lames pour 10 cm. de longueur de cou- ronne, chiffre toujours inferieur â celui de VEI. meridionalis qui est de 4,5 ă 5. La plus faible de 3,2 a ete constatee chez quelques molaires 1) II est probable qu’il provient de l’horizon inferieur du Levantin c’est â dire des argilcs avec: Unio recurvus, U. clivosus, U. lenticularii, Vivipara bifarcinata var. stricturata, Vivipara Dezmaniana var. altecarinata. Cct hor.zon par les fossiles qu’il contient montre une transition ă l’etage Dacien. Voir I. IONESCO ARGETOAIA. Le Pliocene de l’Oltenie. An. Inst. geol. Voi. VIII, 1914. Institutul Geologic al României x igrZ 190 SAVA ATHANASIU de l’Italie (Elephant de Montopoli) indiquant le type le plus archaique de VEI. planifrons 1). Les lames (collines), sont tres ecartees, la distance separant Ies deux lames moyennes etant de 20 n m. La bance d’email atteint jusqu’â 5 mm d’epaisseur et montre un festonnement marque, La derniere colline moins usagee et limitee par le talon posterieur est representce par trois îlots d’email contigiies, dont la moyenne en forme de trefle la plus devcloppee, La deuxieme et la troisieme colline (en comp- tant d’arriere en avant) sont continues et larges de 10—15 mm. Les trois collines presentent sur leur cote anterieur un repli median d’email {sinus loxodonte') tres prononce. La troisieme lame presente aussi sur le cote posterieur un sinus loxodonte moins prononce, ce qui donne â cette lame la forme d’un losange tres pointu. Le plan des lames n’est pas normal sur la base de la couronne. Ces lames sont penchees en arriere comme c’est le cas pour les molaires in- ferieures de VElephas meridionalis. Bien que la dent est dans un etat d’usure tres avance, on peut toutefois reconnaître que la couronne est tres basse (334 cm.), donc d’un type brachyodonte prononce. En resume, la molaire d’O r o d e 1 u offre les caracteres decrits et figures par Ch. Dep^ret et L. Mayet, Schlessinger et G. Pontier pour l’Elephas planifrons Falconer. En particulier, la frequence lanii- naire tres faible de 3,5 lames pour 10 cm. de longueur de couronne, caractere constant et typique de VElephas planifrons, et la pr^sence du sinus loxodonte tres prononce, nous montre un type tres archaique de cette espece. Comme comparaison la molaire d’Orodelu offre de nombreuses simi- litudes avec la piece trouvee dans la terrasse de Laaerberg â Vienne et figuree par G. Schlessinger. Les Mammiferes fossiles tres frequents qu’on rencontre dans le Plio- cene superieur (etage Dacien et Levantin) de la depression de l’Oltenie (district de Dolj, Gorj, Mehedintzi et Vâlcea) sont: Elephas meridionalis, Mastodon arvernensis, Mast. Borsoni, Rhinoceros etruscus, c’est â dire les memes formes qui partout dans l’Europe sont associees avec l’Elephas planifrons. II est probable que VElephas planifions se trouverait dans un horizon plus inferieur du Levantin que la forme normale de l’Elephas meridionalis. ’) Ch. Deperet. Op. cit., pag. 118. ir Institutul Geologic al României Sara Athanasiu, Elephas planifrons. PI. 1. Fig. i. Elephas planifrons FALCONER. Dernierc molaire inferieure M3. Phocene sup^rieur (Levantin). Orodelu, district de Dolj, Oltenie. Gr. nat. Fig. 2. Elephas planifrons FALCONER. Derniere molaire inferieure Ms. Pliocene superieur (Levantin). Tulucesti, district de Covurlui, Moldavie x 2 gr.^nat. Cette dent a £t£ rapportâc en 1912 ă l’Elephas cf. me- ridionalis NESTI et [en 1924 par SABBA STEEANESCU â l’Ele- phas an ti q u u s mutation r u m a n u s. Institutul Geologic al României PRIVIRE GENERALA ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL, BUCOVINA ȘI BASARABIA DE Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SAIDEL și EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE (Comunicare făcută la Institutul Geologic al României în ședința dela 19 Februarie 1921) In campania de lucru din vara anului 1920, împreună cu d-nii Dr. Th. Saidel și Em. I. Protopopescu-Pake, s’au făcut timp de 60 zile cât a ținut această campanie, cercetări agrogeologice de vedere generală, în unele părți poate chiar prea generală, asupra solului din ținuturile românești alipite la patria mamă. Rezultatele acestor cercetări generale se pot vedea înfățișate în mod schematic pe mica schiță de hartă alăturată acestui studiu și care e menită să completeze schița solurilor din Vechiul Regat, întocmită încă de acum câțiva ani de Secțiunea Agrogeologică a Institutului Geologic al Ro- mânii, ca împreună cu aceasta să reprezinte un inventar general al solului Românii-Mari. înainte însă de a intra în expunerea sumară a rezultatelor la care s’a ajuns, credem necesar de a pune pe cetitor în cunoștință de modul cum s’a lucrat. Din cauza marei suprafețe ce ne propusesem să străbatem în lung și în lat, în timpul relativ scurt de 60 zile ce l-am avut la dispoziție pentru acest scop, nu s’a putut intră în detalii, ci s’a căutat pecât posibil să se stabilească zonele de soluri. In acest scop și din lipsa altor mijloace de locomoție, cerce- tările noastre au fost făcute cu deosebire dealungul căilor ferate, oprindu-ne din distanță în distanță, acolo unde regiunea părea că prezintă o importanță mai mare, fie din punct de vedere al solului, fie din punct de vedere al trecerii dela un tip de sol la altul. Pestetot deschiderile naturale și în lipsa acestora săpăturile ce am făcut, ne-au condus la o determinare mai exactă a tipului căruia aparținea solul. Cu această ocaziune, cum numeroase chestiuni aveau nevoie să fie studiate la fața locului, s’a văzut nevoia excursiunilor comune; a fost însă și timp, când pentru a face să progreseze cercetările noastre, s’a lucrat chiar individual. Din datele răzlețe adunate, coroborate cu cele ce știm relativ la legătura strânsă ce există între felul și dispunerea zonelor de soluri și între altitudine; coroborate cu cele ce cunoaștem relativ la vegetația spontană în genere și cu Institutul Geologic al României 192 Dr. P. ENCULECU, Dr. TH. SA1DEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE deosebire la aspectul sub care se prezintă vegetația lemnoasă (pădurea) pe diferitele tipuri de soluri, s’a putut înjghebă schița de hartă a solurilor din aceste ținuturi. După această scurtă expunere introductivă, trecând la expunerea rezul- tatelor cercetărilor noastre, pentru o mai mare înlesnire a acesteia, vom con- sideră ca unități aparte: Ardealul cu toată partea românească până la noua graniță, atât cât ne-a fost atribuită prin tratatul de pace, Bucovina și Basarabia. I. ARDEALUL CU PARTE DIN BANAT, CRIȘANA ȘI MARAMUREȘ In această parte a Românii-Mari, ca și dealtminterea în orice parte a sa, felul solurilor și dispunerea lor, fiind strâns legată pe de o parte de condi- țiunile oro-hidrografice,iar pe de altă parte de cele climaterice, a căror rezul- tantă sunt solurile; credem că este absolută nevoie să dăm o scurtă și foarte generală expunere a acestor două condițiuni, care să ne permită o mai ușoară înțelegere a dispunerii în zone a solurilor. x. Condițiunile oro-hidrografice. Ardealul și provinciile române de mai la Vest, exceptându-se o mică porțiune din mai tot lungul graniții de apus, face parte din regiunea accidentată cuprinsă în interiorul arcului carpatic. In această regiune accidentată, se disting următoarele unități mari orografice: a) Regiunea munților. Ea este reprezentată prin lanțul de munți în genere înalți al Carpaților meridionali, continuați în spre Nord prin lanțul de munți mijlocii al Carpaților orientali, cari prelungiți prin munții Maramureșului și munții R o d n i i la Nord și prin munții Apuseni la Vest, închid de toate părțile cea mai mare parte a acestor provincii transcarpatice. Dintre acești munți periferici, Carpații meridionali având înălțimi mai mari față de ceilalți, au pe vârfurile lor golu- rile cele mai desvoltate, față de Carpații orientali, unde aceste goluri în genere sunt reduse la mici și neînsemnate petece, în afară de partea lor nordică și Nord-vestică (munții Că li mani, ai Rodnii și ai Maramure- șului), unde în legătură cu înălțimea lor mai mare și golurile sunt mai desvoltate. Cât privește munții Apuseni, deși înălțimea lor maximă se gă- sește în genere sub 2000 m., totuș golurile lor alpine iau o desvoltare relativ mare. In interiorul acestui perimetru muntos, apar câteva masive muntoase mai mult sau mai puțin strâns legate cu acesta, cum sunt: munții Per șan i și ai H ă r g h i t e i în partea de Est, munții Banatului în partea de Sud-Vest, etc. și care împreună cu culmile ce scoboară din ei, constituesc regiunea muntoasă a acestor provincii. i) Regiunea dealurilor. Din lanțul munților periferici, din masivele sale secundare, ca și din culmile muntoase ce descind din ele, sco- Ja Institutul Geologic al României IGR/ PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL, BUCOVINA ȘI BASARABIA 193 boară din toate părțile numeroase culmi de dealuri, mai mult sau mai puțin lungi, care descresc în înălțime în spre partea centrală a Transilvanii,în spre șesul din Apus și în spre depresiunile de dealungul văilor mari. c) Câmpia transilvană. Cea de a doua unitate orografică scoborând încetul cu încetul de toate părțile, ajunge până la altitudinea de 500—600 m..deasupra nivelului mării, care este în genere altitudinea regiunii accidentate, situată cam în mijlocul Transilvanii și care în mod impropriu și cu totul relativ, s’a numit (Câmpia Transilvaniei», sau «Câm- pia transilvană». d) Regiunea șesului. Dacă dealurile ce însoțesc în partea de Est munții Apuseni, scoboară mai mult sau mai puțin încet până la nivelul destul de ridicat al Câmpiei transilvane; în spre Apus, dealurile ce însoțesc munții scoboară până Ia altitudinea de 100 m. deasupra nivelului mării, sau chiar sub această altitudine, prin urmare trec la un adevărat șes. Acest șes reprezentând prelungirea cea mai de Est a Pustei ungurești, con- stitue o bandă de lărgimi diferite ce însoțește noua graniță în mai tot lungul său. e) Văile largi și depresiunile de dealungul lor. Acestei din urmă unități orografice îi aparțin văile largi ale râurilor mai mari, cum sunt văile: Oltului, Mureșului, Timișului, Crișu- rilor, Târna vel or, Someșului, etc.; dar mai ales depresiunile uneori destul de desvoltate și destul de importante din punct de vedere economic, de care văile mai mari sunt adesea întrerupte, atât în regiunea munților, cât și în acea a dealurilor. Intre aceste depresiuni ca mai impor- tante sunt de menționat: depresiunea din regiunea Ciucului în cursul superior al Oltului, depresiunea Târgul Secuilor, Sfântul G h e o r g he-B r aș o v și depresiunea Făgărașului în cursul mij- lociu al Oltului, apoi depresiunea dela isvoarele Mureșului, depresiunea Hațegului și altele mai mici. Din cele expuse mai sus reiese, că sub raportul orografic Ardealul aproape în întregime și mare parte din Banat, Crișana și Maramureș, sunt în parte muntoase, în parte deluroase, deci cu o altitudine de peste 6co m. și aco- perite în mare parte cu păduri; numai Câmpia Transilvaniei apare ca un podiș accidentat cu o altitudine în genere sub 600 m.; pe când depresiunile, terasele văilor largi și cu deosebire regiunea din apropierea graniței de Vest, pot fi socotite ca aparținând șesului. Acestea din urmă, în plus Câmpia tran- silvană, sunt singurele părți de o mai mare importanță agricolă. Din punct de vedere hidrografic, se constată, că toată partea accidentată (deluroasă sau muntoasă) a acestor provincii este îmbrăzdată în diferite di- recțiuni de numeroase văi în genere adânci și străbătute de ape permanente, colectate de cele câteva râuri mari, ca: Oltul,Mureșul cu afluenții săi, Târ- navele, Timișul, Crișul, Someșul, etc. In general, toate aceste ape mari sau 13 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi XI. Institutul Geologic al României ■94 Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SEIDEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE mici, au văi bine individualizate, în afară de partea lor corespunzătoare șe- sului de Vest și a unora dintre depresiuni, unde văile în mare parte par a fi mai puț’n individualizate, sau chiar confuze, din care cauză pe alocureaele dau naștere la întinse suprafețe inundabile, mlăștinoase și chiar turboase. Cât privește Câmpia transilvană, ca un factor ce vine a o caracteriza, ea este străbătută de numeroase văi, în general largi și puțin adânci, seci sau cu apă puțină, adunată în numeroase iazuri ce se înșiră dealungul lor. 2. Condițiunile climaterice. Sub raportul condițiunilor climaterice și cu deosebire sub raportul precipitațiunilor și a mersului temperaturii, se con- stată, că repartiția lor merge mână în mână cu orografia, astfel: a) Precipitațiunile. Din hărțile pluviometrice existente, se vede că începând din vârfurile înalte ale munților înconjurători, unde în general media anuală a precipitațiunilor atinge cele mai mari valori, adică de 900 mm. sau chiar peste 900 mm.; cu cât scoborâm în spre partea centrală a Tran- silvanii, cu atât această medie anuală maximă scade treptat și anume: până la 700 mm. în regiunea munților mai puțin înalți și în regiunea dealurilor, pentru ca în spre centrul Câmpiei transilvane să ajungă la o medie anuală de 600 mm., sau chiar până la 500 mm. Aceaș scădere și mai accentuată o manifestă media anuală a precipita- țiunilor, începând din regiunea munților în spre șes, unde media anuală ajunge la 500—600 mm. și pe alocurea (în Banat) chiar sub 500 mm. i) Temperatura. In ceace privește media anuală a temperaturii, din lucrările făcute în această privință, se vede că ea suferă o creștere cu cât ne apropiem de câmpie, a cărei medie anuală variază între 8 și 90. O creștere și mai pronunțată o manifestă temperatura în spre Vest (în spre șes), unde ajunge să varieze între 10 și n°, sau chiar să treacă peste media anuală de n°, mai ales în partea Sud-vestică a Ardealului și în Banat, deci acolo unde sunt abundente elementele vegetale mediteraneene. 3. Solul. Strâns legat de condițiunile oro-hidrcgrafice, climaterice ale acestor provincii românești și chiar de natura rocei mume, stă felul și dispersiunea solului. In această privință, după cercetările sumare de vedere generală făcute al căror rezultate au fost notate pe schița de hartă ce însoțește lucrarea de față, rezultă, că solul dominant al Ardealului și în cea mai mare parte din provinciile românești de mai la Vest, este p o d z o I u 1. Acest tip de sol, fără a se țineșeamă destareasa de podzolire maimult sau mai puțin înaintată,fără a se ține seamă de variațiunile în coloare și în grosime 1), variațiuni introduse în mare parte din roca mumă pe care a născut; putem spune, că dela o anumită 1) El este în genere gălbui-roșcat pe rocele eruptive noi și pe calcare; mai subțire pe marne ca pe nisipuri sau pe orice altă rocă permeabilă; de un caracter special pe pietrișu- rile teraselor, etc. Institutul Geologic al României PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL, BUCOVINA ȘI BASARABIA 195 altitudine în sus, în genere superioară a 600 in., podzolul se așterne pe tot felul de roce, fie ele noui sau vechi, eruptive, sedimentare sau cristaline. Es- cepție dela aceasta s’ar părea că fac calcarele și marnele, care deși la început sunt acoperite cu soluri negre turboase sau nu, cu timpul chiar și acestea trec la podzol. Așa că se poate spune, că podzolul este solul dealurilor înalte și al munților. Pe această din urmă unitate orografică mai ales, în legătură cu numeroasele iviri stâncoase de diferite naturi, podzolul este înlocuit prin podzol schelet1), podzolul propriuzis neîntâlnindu-se aci decât foarte rar și ca mici petece pe terasele înalte ale râurilor și pe părțile mai așezate ale munților. Oricare ar fi felul podzolului, el este presărat de mici și neînsemnate, însă foarte numeroase, petece de lăcoviști, lă- coviști turboase și chiar de turbe, ce pun stăpânire pe toate părțile cu maximum de umiditate. Mergând în spre goluri sau stepele reci depe vârfurile înalte ale mun- ților, dela o anumită altitudine, corespunzătoare răririi pădurii, podzolul se prezintă tot mai slab podzolit, până ce trece la solul t u r b o s, s c h e- leto-turbos sau chiar la turbă, adică la solurile obișnuite ale pășunilor golurilor alpine. Scoborând în jos, în spre dealurile mai mici sau în spre câmpie, podzolul, fie schelet sau nu, după un timp oarecare și în legătură cu altitudinea mai mică deasupra nivelului mării și cu natura rocei mume, începe a manifestă o tot mai slabă podzolire, până ce trece la un sol de pădure, în a cărei arie pe ici pe colo se arată în unele părți, mici, însă destul de numeroase petece de lăcovești și de podzol de depresiuni. Acest din urmă tip de sol, constitue în genere o bandă de lărgimi foarte diferite, adese ori așa de redusă 2), încât a trebuit să se exagereze pentru a se putea reprezenta pe schița de hartă alăturată ;bandă, care circumscrie,solul în genere mai negru (cernoziom degradat) al Câmpiei transilvane. ’ Câmpia transilvană caracterizată în genere: prin solul său mai negru și mai argilos ca cel dinprejur, adică printr’un cernoziom în diferite stadii de degradare, ce alternă cu foarte numeroase petece de for- me și mărimi diferite de rendzină și cu altele de un cernoziom prea puțin sau deloc degradat; prin numeroasele iviri de marne mai mult sau mai puțin alterate ce se văd apărând pe mai toate coastele mai abrupte, adesea acoperite cu eflorescențe saline și suportând o vegetație halofilă; prin numeroase sărături ce se întâlnesc pe fundul mai tuturor văilor ce o înbrăzdează; prin prezența movilelor, care deși în mare parte teșite *) Podzolul schelet este podzolul în care se întâlnesc în număr mai mult sau mai puțin mare, fragmente de naturi, forme și mărimi diferite din roca sau recele pe contul cărora a născut. 2) Această îngustare exagerată a bandei solului de pădure, ține mai ales de faptul că în unele părți trecerea dela podzol la cernoziomul degradat se face foarte repede. '3* Institutul Geologic al României rg6 Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SE1DEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE printr’o intensă și veche cultură agricolă, totuș se mai văd și azi încă, ridi- cându-se ici și colo pe părțile mai înalte ale dealurilor; prin prezența crc- tovinelor în sol și în subsol; dar mai ales prin vegetația sa lemnoasă, care sub forma de mici pădurici cu caractere proprii, se văd unde și unde, înălțându-se pe părțile mai ridicate ale acestei câmpii și de obicei pe coastele cu expunere nordică; deasemenea prin prezența unor, anumite elemente ierboase ce s’au mai păstrat pe ici pe colo în părțile improprii agriculturii; toate acestea ne dovedesc că altădată această câmpie a fost stăpânită de stepă, iar azi se găsește în stadiul, ca cel puțin în anumitele sale părți poate primi pădurea, adică în stadiul antestepii. Această antestepă, apare ca o insulă cu totul izolată în mijlocul pădurilor, existența sa aci fiind strâns legată de existența subsolului imediat de marne salifere. Prin urmare avem deaface aci cu o antestepă ce a născut nu prin conlucrarea tuturor factorilor ca în antestepele zonale, ci numai grație pre- zenței marnei, așă că înzadar se caută legătura sa de altădată, cu stepa dela Est (de peste munți), sau cu Pusta ungurească. Aceeaș succesiune de soluri, însă în sens invers, se constată mergând în spre vârful munților Apuseni, ca și în spre munții dela Nord sau dela Sud de Câmpia transilvană. Succesiunea aceasta a solurilor în sens altitudinal, se vede încă și mai com- plectă în direcția șesului dela Vest. In adevăr, în această parte, pornind dela solul scheleto-turbos al golurilor, se trece scoborând, la podzol schelet și pod- zol, care la rândul lor, printr’o podzolire totmai slabă, trec la o bandă cu sol de pădure. Solul de pădure se continuă în jos și el cu o altă bandă de lărgimi diferite, de un cernoziom în diferite stadii de degradare. Infine, printr’o degra- dare tot mai slabă, se trece pe nesimțite la solul de stepă, adică la cernozi- omul ciocolat stabilit pe loess sau pe aluviuni vechi care acoperă întreg colțul țării dela Vest de o linie Arad-Timișioara. O variațiune destul de mare în răspândirea solurilor, însă pe suprafețe mici, o introduc văile râurilor și în special văile largi. In aceste văi, se observă că luncile inundabile sunt acoperite de aluviuni no ui, argiloase sau nisipoase, care foarte deseori alternă cu petece mai mult sau mai puțin mari de 1 ă c o v i ș t i, petece, ce corespund părților mlăștinoase sau cu o mare umiditate, datorită pânzei de apă freatică care este superficială, ex. pe valea Oltului, Mureșului, Târnavelor, etc. O mai mare desvoltare o iau însă aceste lăcoviști în șes și anume în părțile sale cu văi instabile sau comfuze, cum este în cursul inferior al Timișului si a afluenților săi, a Mureșului, Crisurilor Someșului, etc. In toate aceste părți, se întâlnesc suprafețe întinse inundabile sau chiar mlăștinoase, azi în mare parte intrate în cultură grație lucrărilor de drenaj, cu soluri în mare parte reprezentate prin lăcoviști, ce alternă, cores- punzând părților mai înalte și grindurilor, cu petece de cernoziom ciocolat, de cernoziom degradat, de soluri de pădure, de soluri podzolite ce ajunge '\.’îcrV Institutul Geologic al României PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL. BUCOVINA ȘI BASARABIA 197 adesea chiar până la podzol tipic; iar în unele din părțile lor mai joase, iau locul chiar turbării de locuri mlăștinoase, cum este în regiunea Eccedi- L a p la Est de Careii-Mari, pe lunca Oltului la Vest de Miercurea-Ciucului, la Est de Făgăraș, etc. In văile râurilor, mai ales în câmpie, în afară de solurile depe luncile inundabile, pe terasele inferioare ferite de inundații, se întâlnesc aluviuni mai mult sau mai puțin negre, deci mai mult sau mai puțin vechi, unele cu o nuanță roșcată și cu o slabă schițare a orizontului B, prin urmare cu o slabă manifestare de degradare. Pe terasele mai superioare din zona de pădure, în legătură cu subsolul lor permeabil de pietriș, se întâlnește solul de pădure bine caracterizat, adesea chiar podzolit. Aceste din urmă terase, ca și precedentele, în interiorul mun- ților și a dealurilor înalte, suportă un podzol caracteristic lor, adesea foarte bogat în concrețiuni mangano-feruginoase, podzol, ce se pierde trecând în unele părți la aluviunile noui ale lunciloi' inundabile. Acest din urmă caz se vede foarte bine în depresiunea Făgărașului, în depresiunea Hațegului, pe terasele Timișului la Caransebeș și Lugoș, etc.; peste tot pietrișurile formân- du-i mai mult sau mai puțin direct, subsolul. Cât privește terasele cele mai superioare din zona pădurilor, podzolul le este solul obișnuit. II. BUCOVINA Trecând la cea de a doua provincie românească, sau la Bucovina, se constată, că cel puțin în partea sa dela Sud .de valea Prutului, există o mare asemănare și sub toate raporturile cu Ardealul. Asemănarea aceasta reiese, atât din punct de vedere oro-hidrografic, cât și din punct de ve- dere climateric și prin urmare și prin felul și repartiția tipurilor de soluri. Să considerăm pe rând fiecare din factorii principali de care este legat felul și repartiția solului. 1. Condițiunile oro-hidrografice. In toată partea Bucovinei dela Sud de valea Prutului, din lanțul munților în genere împăduriți, ziși ai Bucovinei, a căror înălțime maximă abia depășește ici și colo limita superioară a pădurii, se desprind o serie de culmi muntoase, care înaintând în spre inima sa, trec la regiunea dealurilor, iar aceasta la rândul său se continuă în spre Est cu un platou accidentat mai puțin înalt. Această din urmă unitate orografică, în două mici porțiuni și anume: în regiunea dela Sud și Sud-Vest de Suceava și în regiunea cuprinsă între Rădăuți și Șiret, scoboară mai jos față de nivelul general al podișului, adică aproape de altitudinea de 400 m. deasupra nivelului mării. Astfel, aceste două mici regiuni,se deosebesc încă dela prima vedere de cele din jurul lor, în afară de alte caractere și prin nivelul lor în genere mai scoborât, sub care privință ele apar ca două mici depresiuni locale. A Institutul Geologic al României ■GR/ 198 Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SEIDEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE In ce privește porțiunea cuprinsă între Prut și Nistru, aceasta deși apare ca o regiune destul de accidentată, totuș ea se găsește la o altitudine mai mică, care variază în genere între 200 și 300 m., înălțime, ce crește în spre Est, adică în spre înălțimile din direcția vechei granițe dintre Bucovina și Basarabia, unde ajunge sau pe alocurea chiar întrece 500 m. O slabă ridicare, până la peste 300 m., manifestă acest podiș și în spre Nistru, în apropierea căruia se termină mai mult sau mai puțin brusc prin maluri înalte și stâncoase. Această orografie mai mult sau mai puțin accidentată și caracteristică, este și mai mult pronunțată prin intercalarea după diferite direcțiuni, de șu- vițe de teren mai mult sau mai puțin plane, reprezentate prin văile adesea destul de largi ale râurilor mai principale, cum sunt văile: Prutului, Șiretului și ale afluenților mai de seamă a acestora, Suceava cu Sucevița, Cer emu șui, Moldova, etc. Unele dintre aceste văi pătrund până în munți, având o lărgime destul de apreciabilă. Sub raportul apelor, nu este de remarcat în genere, decât deosebirea tran- șantă ce există între restul Bucovinei și între regiunea dela Nord de Prut, precum și față de cele două mici depresiuni (Suceava S. și S.V. și Rădăuți E. N.E.),care contrar celorlalte părți ale acestei provincii de munți și de dea- luri, deci de abundente ape mari și mici, deși accidentate și ele și înbrăzdate de văi numeroase, totuș lipsa apei este mai mult simțită în aceste-părți ca ori- unde. In adevăr, văile în genere sunt seci sau au apă puțină, în cazul acesta din urmă, apa este de obicei adunată în numeroase iazuri, destinate tocmai a înlocui această lipsă. Fapt dealtminteri destul de caracteristic, pe lângă altele, pentru aceste regiuni. 2. Condițiunile climaterice. Și sub raportul acestor condițiuni, găsim o mare apropiere între Bucovina și Ardeal și mai ales în privința repartiției ploilor. Cu privire la mersul ploilor, din lucrările existente, se constată în genere o scădere a mediei anuale de precipitațiuni din spre vârful munților, unde ea este de peste 900 mm., în spre părțile mai inferioare, ajungând până la 700 mm. în regiunea dealurilor și până la 500 mm. pe podișul din partea sa de Est. Prin urmare, media anuală a precipitațiunilor suferă o scădere re- gulată, scădere, ce merge mână în mână cu orografia. Nu se constată sub raportul precipitațiunilor, nici cea mai mică diferență care să corespundă, nu atât celor două mici depresiuni, cât mai ales regiunii puțin înalte dela Nord de Prut. Se pare însă, că în regiunea înălțimilor din direcția S a d a- gu r a, media anuală a precipitațiunilor este mai mare ca mai la Vest și mai la Est de aceste înălțimi. Cât privește temperatura, din aceleași lucrări, reiese că media sa anuală variază în Bucuvina între 7°.și până la sub 6° în regiunea munților. 3. Solul. In legătură strânsă cu condițiunile oro-hidrografice și climate- rice, în special cu precipitațiunile și temperatura și până la un punct cu roca A Institutul Geologic al României IGR/ PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL. BUCOVINA ȘL BASARABIA 199 mumă, stă felul și modul de răspândire al solului în Bucovina. Astfel, în toată partea dela Sud de valea Prutului și pornind din vârful munților, se întinde mai peste tot p o d z o 1 u 1, solul pădurilor de conifere, fag și stejar, repre- zentat la rândul său prin podzol schelet în regiunea munților cu numeroase iviri de roce, prin podzol tipic în regiunea dealurilor și pe podiș. Din mijlocul acestui sol podzol, apar ca două ochiuri nu prea mari, cele două depresiuni (Suceava S. S.-V. și Rădăuți E. N.-E.). Aceste depresiuni, în afară de deosebirea ce o manifestă sub raportul oro-hidrografic, arată o deosebire și mai pronunțată sub raportul solului lor, care prin coloarea sa neagră se pune și mai mult în evidență față de solurile înconjurătoare repre- zentate prin podzol. Acest sol negru nu este altceva decât un cernoziom degradat, ce se găsește în diferite stadii ale degradării sale, care însă în spre periferie trece la podzol mai mult sau mai puțin brusc, prin intermediul unei foarte înguste șuvițe (bande) de sol de pădure. Prezența acestui cernoziom degradat ce se reazimă pe marne, ce ies la zi în numeroase locuri pe coastele repezi ale dealurilor; prezența slabelor sărături pe unele dintre văi; ca și prezența numeroaselor movile; apoi lipsa vegetațiunii lemnoase superioare spontane și aflarea de elemente ierboase ce se întâlnesc numai aci; fac ca aceste două mici petece să se deo- sebească de regiunile învecinate. In adevăr, ele reprezintă azi două insule de antestepă cu totul izolate în mijlocul zonei pădurilor. Origina lor, ca și origina Câmpiei transilvane, este strâns legată de subsolul de marnă al regiunii. La acestea, ca o mică variațiune, se mai adaugă petecul de sol de pădure din regiunea dela Sud și Est de Cernăuți, care în această din urmă di- recție rezemat pe subsol de nisip (probabil dune vechi) trece pe nesimțite la podzol. Dacă trecem la Nord de valea Prutului, se constată că podzolul este solul numai al părților înalte ale acestei regiuni, cum sunt înălțimile din direcția Sadagura și înălțimile dela Vest de C o ț m a n, pe când între ele domină solul de pădure. Apropiindu-ne mai mult de Nistru, la un moment dat, lu- crurile se schimbă cu totul, căci intrăm într’o bandă formată de un sol negru ce se razimă pe gips, sol despre care d-1 Prof. Sava Atanasiu amintește în treacăt într’o comunicare a sa relativă la geologia malului românesc al Nistrului. Acest sol negru, nu este altceva decât o rendzină, identică celei întâlnite pe gipsurile dela Nord de Onești, din județul Bacău, la confluența Trotușului cu Tazlău. Prezența sa aci a atras după sine existența stepei cu toate caracterele ei, adică prezența unor anumite elemente ierboase caracteristice ei, lipsa pădurilor și înlocuirea lor prin mără- cinișuri șistufișuri, prezența movilelor și întreg felul de viață al locuitorilor deaci. O variație ceva mai mare, dar pe suprafețe reduse, și aci ca și în Ardeal, o introduc văile râurilor, în care, în legătură cu vârsta diferitelor terase, în X igr/ Institutul Geologic al României 200 Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SE1DEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE afară de aluviunile noui, se întâlnește aproape întreaga serie de soluri, toate născute pe socoteala materialului cărat și depus de apele râurilor. Nu lipsesc dintre aceste soluri lăcoviștele, care pe unele văi, ca pe acea a Pru- tului și Sucevei, sunt destul de des întâlnite și destul de desvoltate, consti- tuind solul fânețelor și pășunelor umede și pe alocurea, acela al petecelor de stuh. In rezumat, din cele expuse cu referire la solul Ardealului și al Bucovinei și din cele ce se vede pe hartă, rezultă că în afară de câteva mici petece de cernoziom, cernoziom degradat, rendzină și sol de pădure, peste tot domină podzolul. III. BASARABIA Dacă între Bucovina și Ardeal se vede, după cum am spus, o asemănare sub toate raporturile, Basarabia din contră se deosebește foarte mult de aceste două provincii românești. O asemănare însă o găsim, până la un punct oarecare, între Basarabia și partea Moldovei dintre Șiret și Prut și aceasta mai ales din punct de vedere orografic, mai puțin din punct de vedere hidro- grafic; pe când din punct de vedere climateric, Basarabia apare ca o unitate, aparte, datorită influenței stepei rusești, cu mult mai tare resimțită decât cea de partea Moldovei dela Est de Șiret. Din punct de vedere orografic și prin urmare și din punct de vedere al dispunerii solului, asemănarea este așa de mare, încât dacă am presupune că putem suprapune partea Moldovei dintre Șiret și Prut peste Basarabia, răsucindu-o după linia Prutului, am vedea că cele mai de seamă accidentațiuni de teren aproape s’ar corespunde, bineînțeles pe o scară mai largă. Astfel, înălțimile din Nordul Moldovei și din lungul Șiretului, ar corespunde până la un punct, cu înălțimile ce însoțesc valea Nistrului; depresiunea stepei din partea de Est a județelor Iași, Botoșani și Dorohoiu, ar co- respunde depresiunii ocupată de stepa din regiunea Bălților; înălți- mile dela Sud de Iași, ar corespunde înălțimilor ce suportă codrii B â c u 1 u i din centrul Basarabii, etc. i. Condițiunile oro-hidrografice. Oricare ar fi asemănarea dintre Basara- bia și partea Moldovii imediat vecină (partea dintre Șiret și Prut) și oricare ar fi punctul până la care se poate face aceasta, Basarabia, în afară de partea sa sudică, se prezintă în genere ca o țară accidentată, cu o accidentație mai pronunțată sau mai slabă și cu ridicături mai mari în unele părți, față de alte părți care deși accidentate și ele, apar ca largi depresiuni, alături de altele care manifestă o trecere înceată în spre șes. In adevăr, pornind din regiunea înaltă, dela vechia graniță din spre Bucovina, se întinde întovărășind malul Nistrului, o serie de înălțimi, care se țin în genere aproape de 300 m. și numai pe ici pe colo ridicân- du-se deasupra acestei cote, înălțimi, care scoboară neîncetat în spre Sud. Institutul Geologic al României PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL. BUCOVINA SI BASARABIA 201 O a doua porțiune ridicată a Basarabiei se întâlnește în partea sa centrală și cam la înălțimea lașului. In această regiune, partea cea mai înaltă a sa de peste 400 m., apare ca un nod orografic situat la marginea sa de Vest și cam în regiunea Cornești- Găureni. Din acest nod orografic, sedigitează înspre Est, Nord-Est și Sud-Sudest, șiruri de înălțimi, care cu cât merg mai departe de acest nod, se digitează la rândul lor, odată cu aceasta pierzând treptat și din înălțime. Intre aceste ridicături centrale ș' cele de dealungul Nistrului este cuprinsă o întreagă regiune, care deși destul de accidentată, însă găsindu-se în mare parte sub nivelul de 250 m., apare ca o depresiune deschisă în spre Vest, în spre stepa din Nordul Moldovii,aceastaestedepresiuncadin regiuneaBălților. Trecând la Sud de înălțimile din partea centrală a Basarabii, se constată că orografia pronunțat accidentată a acesteia, trece pe nesimțite la șesul înalt, îmbrăzdat după direcția generală Nord-Sud de văi adesea destul de largi, șes care în apropierea Dunării și a mării, abia are câțiva metri altitudine, dacă nu se pierde chiar la nivelul lor. In ce privește apele curgătoare, în afară de Prut și Nistru care în legătură cu debitul lor mare de apă, prezintă în cursul mijlociu și mai cu seamă în cel inferior largi lunci inundabile, străbătute în diferite diiecțiuni de numeroase viroage, gârle, brațe și cursuri vechi părăsite și sunt presărate de numeroase lacuri și înlaștine; în afară de seria marilor limanuri ce se înșiră în lungul Du- nării și a coastei mării; toate celelalte ape, chiar cele câteva mai însemnate, ca: Rău tul, Bâcul, Cogâlnicul, etc., deși se prezintă cu văi destul de largi, totuș chiar acestea sunt străbătute azi de mici șivoaie de ape curgătoare și aceasta atât în regiunile cu păduri, dar mai ales în părțile stă- pânite de stepă sau de antestepă. In această din urmă parte, lipsa completă a apei din unele vai ce o îm- brăzdează, cursul temporal pe altele, ca și debitul mic al apei ce se strecoară de fundul altora, au provocat facerea.de iazuri, care în număr mare se văd înș’.rându-se în lungul mai tuturor văilor ce au cât de puțină apă, fiind menite să înlocuiască lipsa destul de simțită a apei. 2. Condițiunile climaterice. Dacă sub raportul orografic o asemănare între Basarabia și partea de Est a Moldovei se poate face, dacă sub raportul apelor se poate face până la un punct oarecare deasemenea o apropiere; sub raportul climei și în special sub raportul precipitațiunilor, vedem că Basarabia se deose- bește mult, ea constituind o unitate pluviometrică aparte. Această mare deo- sebire, de sigur că poate fi atribuită în parte faptului, că acest ținut românesc situat fiind mai departe de munți, față de partea Moldovei vecină cu care se compară, este mai mult influențată de stepa rusească imediat vecină, decât de lanțul Carpaților. In adevăr, în privința precipitațiunilor, din lucrările existente pe care le-am avut la îndemână, reiese că în afară de înălțimile dela granița Bucovinii Institutul Geologic al României 202 Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SEIDEL ȘI EM. 1. PROTOPOPESCU-PAKE care primesc până la 600 mm., încolo toată partea nordică și aproape toată partea mijlocie a Basarabii primește în genere și în medie anuală între 400 și 500 mm. de prccipitațiuni, pe când tot Sudul său ar primi sub 400 mm. Ceeace este curios, este faptul că nici chiar în puținele și restrânsele porțiuni cu podzol ce suportă păduri chiar cu fag, nu se vede o cantitate de preci- pitațiuni superioară celei de 600 mm., deși solul prin natura sa și felul vegetației, ne vorbește pentru aceasta. In ceace privește mersul temperaturii, se constată în general o scădere a medii sale anuale începând dela Sud, unde media anuală a temperaturii este chiar superioară a n°, în spre Nord unde ajunge la 8° sau chiar sub 8°. 3. Solul. Mână în mână cu orografia și cu condițiunile climaterice și în unele părți cu natura rocei mume, merge felul și răspândirea solului. In această privință, din studiul de vedere generală întreprins, reiese: P o d z o 1 u 1 se întâlnește în regiunea înălțimilor mai mari dela granița veche din spre Bucovina, sol, care la Est reapare ca petece mai mici și izolate în zona solului de pădure, chiar și aci corespunzând părților mai înalte. Tot în legătură cu înălțimile de dealungul Nistrului, este banda de sol de pădure, care deși pe ici pe colo întreruptă, totuș se urmărește pe o distanță oarecare și al cărui sol în unele puncte chiar suferă o podzolire. O a doua regiune unde apare podzolul, însă tot ca o insulă izolată, este reprezentată prin înălțimile din centrul Basarabii și care se digitează urmă- rind digitațiile orografice. Această insulă de podzol este circumscrisă de o bandă foarte neregulată și adesea destul de îngustă de sol de pădure, prin in- termediul căreia se trece la antestepă și apoi la stepă. La Nord de această din urmă insulă de podzol și corespunzând depresiunii din regiunea Bălților, circumscrisă de toate părțile aproape de o zonă de lărgimi diferite de cernoziom degradat, se întâlnește un sol cernoziom ciocolat sau cernoziom propriu zis soluri, care în sens altitudinal trec la cernoziomul în diferite stadii de degradare al antestepei sau stepei cu păduri, identică cu acea din Moldova cu care chiar se leagă și care la rândul său trece la solul de pădure. Toată regiunea deaci, pe care se aștern aceste cernoziomuri reprezintă stepa din regiunea Bălților, stepă care sub toate raporturile se aseamănă cu prelungirea sa cea mai de Vest sau cu stepa Nordului Moldovei. In adevăr, ca și aceasta din urmă ea este caracterizată: Prin solul său cernoziom ciocolat sau propriuzis ce se razimă mai ales pe marne puse lăzi în numeroasele lor iviri depe coastele mai repezi ale dealurilor. Prin prezența crotovinelor în sol. Prin prezența a foarte numeroase movile, ce ocupă punctele mai înalte ale podișului. Prin abundența sărăturilor și a vegetațiunii lor halofile răspândite mai pe toate văile. Institutul Geologic al României PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL, BUCOVINA ȘI BASARABIA 203 Prin lipsa pădurilor și înlocuirea lor prin mărăcinișuri și stufișuri. In ce privește cele câteva pădurice ce se văd ici și colo, ele con- stituesc insule izolate de antestepă, determinate de cauze pur locale, Prin abundența unei vegetațiuni ierboase caracteristice. Existența acestei stepe, ca și a celei din Nordul Moldovei, este legată mai ales de natura subsolului de marnă. Dacă scoborâm din Codrii Bâcului în spre Sudul Basarabii, se urmărește întreaga succesiune a tipurilor zonale de soluri. In adevăr, dela podzolul cu petece de sol de pădure și de soluri chiar mai puțin degradate depe dealurile înalte, se trece pe nesimțite și printr’o podzolire tot mai slabă, la zona dealtminteri foarte redusă și foarte neregulată a solului de pădure, care tot pe nesimțite trece la cernoziomul mai mult sau mai puțin degradat al antestepei, ce face trecerea la stepa Sudului Basarabii sau la B u g e a c. In această scoborâre tot mai în spre Sud, dealungul unei aceleași culmi de dealuri, asistăm la schimbarea succesivă ce o suferă vegetațiunea în genere și cea lemnoasă superioară spontană în special, schimbare, determinată de schimbările solului și subsolului, deci și a climei. Asistăm la trecerea dela codrii cu tot felul de esențe, în minus mesteacănul, suportate și hrănite din belșug de podzol, la păduri în care unele din esențele de mai sus dispar și în primul rând fagul, iar grupul stejarilor stăpânește asupra celorlalte esențe încă numeroase, viguroase și fără părtinire hrănite de solul și subsolul de pădure. Străbătând prin aceste din urmă păduri, dela un moment dat te tre- zești în păduri în care oricât ai căuta unele din esențele de mai sus, nu se mai întâlnesc, în schimb însă anumiți stejari, ulmul și încă alte câteva esențe, se văd ridicându-se mai peste tot, pe un sol destul de negru; ne găsim deci în spre partea mijlocie a antestepii. Deaci încolo, pădurea nu numai că și-a îm- puținat esențele componente care rând pe rând s’au retras, nu numai că și-a ales numai anumite esențe robuste cu care să înfrunte condițiunile nu prea priincioase din apropierea stepii; dar ea începe să se rărească tot mai mult, încep să apară în sânul său poene tot mai mari. Pe lângă toate acestea, arborii se prezintă tot mai scunzi, tot mai des ramificați, cu ramurile și tulpinele de obicei strâmbe, acoperite cu un gros ritidom, cu uscături numeroase ce le atacă ramurile și chiar vârfurile tulpinelor, iar vegetația abundentă de Lichene ce le acoperă tulpinele de jos și până sus, le dă aspectul unor arbori bătrâni, unor arbori înbătrâniți nu de vreme, ci de suferințe. Toate aceste caractere manifestate de vegetație, alături de cele manifestate de sol, ne vestesc -apropierea regiunilor improprii pădurilor sau a regiunilor stăpânite de stepă propriuzisă. In adevăr, dacă mai înaintăm puțin, asistăm la ultimile sforțări ce le face vegetația lemnoasă de a se mai menține, adică la o reducere a taliei arborilor până la minimum posibil și odată cu aceasta la o înlocuire a pădurii prin grupe mai mult sau mai puțin izolate de arbori, răs- pândite în mijlocul ierburilor stepei. In cele din urmă dispar și acești ultimi -^0^. Institutul Geologic al României . XjGRZ 2O4 Dr. P. ENCULESCU. Dr. TH. SEIDEL ȘI EM. I. PROTOPOPESCU-PAKE reprezentanți ai pădurii, biruiți de stepă, în care pădurea continuă încă să fie reprezentată prin formațiunile pitice și monotone de subarbuști, adică prin mărăcinișuri și stufișuri, care și ele vor avea în general aceiași soartă, când ajung pe solul bălan. Aceeaș trecere succesivă până la dispariția pădurii, dar pe suprafețe mult mai reduse, se vede și în spre fundul văilor săpate în marne ce despart cul- mile de dealuri, ele fiind în mare parte din întinderea lor ocupate de stepă. Intrând în stepa din Sudul Basarabii, întâlnim o zonă destul de lată de cernoziom ciocolat tipic și de cernoziom propriu- z i s susținut de marne, care trec pe nesimțite la o altă zonă mai sudică și destul de desvoltată de sol castaniu, sol, care ca și cernoziomul cio- colat, se reazimă pe loess. Infine, ca zona cea mai de Sud și cu mult mai puțin desvoltată, față de precedentele, apare banda îngustă a solului bălan, care începând dela Reni și întrerupându-se între solul castaniu la Nord și între aluviunile de dealungul Dunării, se continuă până pela Chilia, de unde mai departe în spre Est, această zonă trece la aceea a solului castaniu. Dealungul coastei joase a mării, adică pe plaje, pe îngustele fâșii de uscat ce separă limanurile de mare, cum și dealungul malului de Vest al limanului Nistrului până pe la Cetate a-A 1 b ă, se întâlnește peste tot o fâșie mai îngustă sau mai lată de nisipuri, chiar sub forma de dune. O perturbare în această regulată zonalitate, o introduc, pe lângă insulele de antestepă dispersate în zona solului cernoziom și castaniu, regiunea mai înaltă dintre Cahul și Comrat, unde solul este reprezentat prin cer- noziom în diferite stadii de degradare, deci de antestepă. In această parte, în legătură cu masivul marc de pădure al Tigheciului, în mijlocul cernozio- mului degradat, s’a întâlnit solul de pădure chiar podzolit. Infine, în legătură cu marea desvoltare ce o iau luncile Prutului și Nis- trului în cursul lor mijlociu și mai ales în cel inferior, se întâlnesc suprafețe mari de aluviuni, unele noui, altele cevă mai închise, deci ceva mai vechi, alături de petece destul de mari de lăcoviști. Cu aceeași mare desvoltare se prezintă aceste două feluri de soluri din urmă, în partea sudică a Basarabii, dealungul Dunării și a numeroaselor limanuri, unde sunt semnalate chiar formațiuni de plaur. Cât privește sărăturile, cele continentale se întâlnesc pe mai toate văile ce îmbrăzdează stepa și antestepa, unde se prezintă ca petece de forme și mărimi diferite sau chiar acoperind mare parte din fundul văilor. Nu lipsesc sărăturile acestea, uneori însoțite chiar de eflorescențe saline, nici depe coastele dealurilor, unde însoțesc întotdeauna ivirile proaspete de marnă. Aceste soluri, oricare le-ar fi forma, origina și oricare ar fi supra- fețele ce acoperă, constituesc stațiuni mult căutate de o vegetație halofilă mai mult sau mai puțin caracteristică, în legătură cu felul acestor sărăt-uri: mari, PRIVIRE GENERALĂ ASUPRA SOLULUI DIN ARDEAL, BUCOVINA ȘI BASARABIA 205 mijlocii și mici, clasificare stabilită de d-1 Dr.Th. Seidel. In ce pri- vește săraturile marine, în afară de cele ce însoțesc țărmul mării și a limanurilor sale, ele se mai întâlnesc chiar pe suprafețe însemnate (re- giunea Chilii) în imediata vecinătate nordică a deltii Dunării, începând de pela Chilia la Est. Ca o considerație generală ce se desprinde din aceste cercetări și de care trebuie să se țină mai mult seamă în cercetările pe teren și la alcătuirea hăr- ților agrogeologice în viitor, este roca mumă, care prin natura sa intro- duce variațiuni locale, unele dintre aceste roce grăbind procesele de trans- formare ale solului, cum sunt rocele permeabile; altele întârziind acest proces și în această categorie intră rocele impermeabile sau greu permeabile, bogate în săruri, dintre care face parte și marna. Această influență se vede clar în regiuni ce se găsesc în aceleași condițiuni sub toate raporturile, însă diferă numai rcca mumă și unde se constată că pe roce permeabile (nisip, pietriș, gresii, etc.), solul a ajuns la stadiul solului de pădure; pe când pe marnă de ex., el a rămas mai în urmă sub forma de cer- noziom degradat sau chiar sub forma de cernoziom. Numai așa se explică apariția petecelor de antestepă ca insule izolate în mijlocul zonei forestiere și viceversa. In legătură cu aceasta, este necesar ca în cercetările agrogeologice viitoare să se caute pe cât posibil a se stabili cât mai precis întinderea și natura rocei mume în fiecare regiune, precum și relația ce există între natura rocei mume și întârzierea sau accelerarea fenomenelor de degradare. Când se va dispune de toate aceste date, se vor putea înfățișa hărțile agro- geologice sub aspectul influenței rocei mume. Ja Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României INSTITUTUL GEOLOGIC AL ROMÂNIEI SECȚIUNEA AGROGEOLOGICĂ LEGENDA ac aiue oloin imca Sol bălan ambor. 'aRust. Sol castaniu Zdbie Jioisăv tos a So^a. Sol de pădure Podzol și podzol 'oma Gngoriopol Rendzine IS1N 1911 turboase de goluri usi eTra* OoutiopoL Oibix te,77U4X& CohOA tron \jTeha ColH Bg^’ ’aiu^b mur bswlachc ICU). marș OZVO14H rUXinL țbeA Cicoor Urzicau, TSUSCU Cbcioc Costa ev \Tilan Bals Fcics ^sikov: 'tiatestr. A,fiâr£StC CRIC ^alfutca. Dobrici Pteuiisb ofvulft ’rezoni Mt&a/a(dtâ Vama Tvîvs, Cernoziom în diferite stadii de «degradare RV3U* °6h& i Cernoziom ciocolat 2 Cernoziom propriu: i Aluviuni 2 Nisipuri și dune Lovec'iĂ SucfiinDuJ0 1 2 kramohn - » I Nffndaîaf ( \ y.Kozlu^ lobozia, \ *7 y^rnc n Q I Xuseb& Pogoanele euEfcxiX uu^WudV HARTA SOLURILOR DIN ARDEAL, BUCOVINA Și BASARABIA DE Dr. P. ENCULESCU, Dr. TH. SAIDEL ȘI EM. L PROTOPOPESCU-PAKE SCARA 1:2.500.000 UVLTVTiA NVTIONAI A BUCUREȘTI 100 Institutul Geological României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN (REGIUNEA HODEIDA—SAANA) I. INTRODUCERE In 1911 G. Botez, geolog la Institutul Geologic al Româ- niei a fost însărcinat să facă Studii geo -hidrologice în vi- la i e t e 1 e Yemen și Assir d i n Ar abia, pentru Statul Otoman, în urma tratativelor angajate cu acesta de d-1 prof. Mrazec. Rezultatul cercetărilor sale precum și ridicările topografice executate de d-l Ing. H. Lance au fost consemnate în R a p p ort definitif sur lesEtudes G e o-H y d r o 1 o g i q u e s faites en Yemen (Ara- bi e). Bucarest 1912 Edit. Institutul Geologic al României. Studiul a fost făcut cu scopul de a se găsi izvoare de apă potabilă, de a sta- bili puțuri arteziene sau captări de ape subterane și în special de a indica lo- curile convenabile pentru asemenea lucrăriJ). Misiunea a urmat următorul itinerar (vezi harta, planșa IV): II o d e i d a, Zaouia, Aii, Tanem, Der Bobal, Der Ahmed, B a d j i I, B a h e, Mathal, Obal, H a d j e 1 a, O u e 1, B i r a r, Oussil, At- tara, Menaka, Sa a na, iar la înapoiere S a a n a, Metneh, Me- naka, Badjil, D e m e n a, Chagui, Cam bor, Ou aga r (O Saham), El Bar ia (O. Djehaf), Der Essin, S o u f a - M e h e d, Mara-Oua, Chergue, Aii D j a b e r, II odei da. In regiunea eruptivă pe care a străbătut-o, misiunea a adunat și o serie de eșantilioane de roci eruptive cu al căror studiu petrografic am avut onoarea de a fi însărcinat de d-l Prof. L. Mrazec, directorul Institutului Geologic al României. * * * Direcțiunea Institutului Geologic a hotărît studierea din punct de vedere petrografic a materialului eruptiv adus de misiunea Botez,nu numai ca o completare a studiilor întreprinse sub auspiciile sale de numita mi- siune, dar și pentrucă studiul rocelor eruptive din această regiune constitue ’) G. BOTEZ, Rapport definitif sur Ies Etudes geo-hydrologiques faites en YEMEN (ARABIE), Bucarest 1912. Institutul Geologic al României \ IGR 208 DAVID ROMAN* o contribuțiune la cunoașterea petrografică a m a r e i linii de fracturi Est-Africană. Dacă petrograficește această linie, în partea mijlocie și de sud, este de pe acum, destul de bine studiată prin lucrările lui Lacroix în Madagascar, ale învățaților englezi și germani în Africa de Sud, Africa de Est, K e n i a și K i I i m a n d j a r o și ale învățaților italieni, francezi și englezi în Somai i și A’bisinia, pentru Marea Roșie și Arabi a, lipsesc aproape cu desăvârșire date petrografice și în special analize chimice. Y e m e n u 1 este în această privință cel mai puțin cunoscut. Acest studiu ne pare cu atât mai important, cu cât din punct de vedere petrografic marea linie de fracturi Est-Africană, dove- dindu-se din studiile de până acum a fi o vastă provincie petrogra- fică atlantică, sunt necesare cât mai multe date atât pentru întărirea acestei concepții, cât și mai ales pentru a se putea stabili oarecari legi în ceeace privește variațiunea compoziției la care trebuie neapărat să fie supusă o pro- vincie petrografică, linear atât de întinsă. Studiul de față este o contribuțiune la rezolvarea acestor probleme. II. CONSIDERAȚIUNI GENERALE GEOLOGICE ȘI TECTONICE ASUPRA MAREI PLATFORME ARABO-SAHARIANĂ ȘI ASUPRA MAREI ZONE DE FRACTURI ASIRO—EST AFRICANĂ Din punct de vedere geologic, Yemenul ca și întreaga coastă răsări- teană a Mări i-R o ș i i, face parte dintr’o unitate geologică mai mare, care cuprinde jumătatea nordică a A f r i c e i aproape în întregime, A r a b i a și Siria. ♦ ♦ ♦ Dela O u a d i D r a a, pe coasta Oceanului Atlantic, în fața insulelor Canare și până la coasta Mării Mediterane la Nord de S y r t a m i c ă, se întinde—zice Suess — frontiera a două regiuni terestre diferite atât prin structură cât și prin constituția solului. La Nord se întinde o zonă cutată care cuprinde o succesiune aproape com- pletă de strate: este zona c-u țărilor Atlasului. La Sud se întinde o zonă ș e s ă și, deasupra stratelor paleozoice, cutate și rase în două rânduri, a 11 a i z i i (hercinici) și s a h a r i z i i (caledonieni), seria sedimentelor începe abia cu transgresiunea cenomană: este ma- rele platou saharian. Acest mare platou face parte dintr’o unitate tectonică mai mare care — după Suess — cuprinde întreaga regiune ce se întinde dela Atlantic până la Golful G a b e s, apoi în spre Sud, la Tau r egi până dincolo de Aî r STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 209 și mai departe la Su d de K a o u a r până la B o r k o u, la Dar F ou r și în țara S o m a 1 i, iar spre Nord, în tot Egiptul, Siria, toată Ar a b i a până la Eufrat. O trăsătură caracteristică generală a acestei întregi imense regiuni, este absența — cu nuține excepțiuni — a ori căror sedimente cuprinse între sfâr- șitul paleozoicului și cenomanianul. Dispozițiunea formațiunilor geologice în acest mare platou arabo-saharian este următoarea: Carapacea primitivă formată din cristalin de diferite vârste, probabil până cel mai sus în devonian, este reprezintată în Africa centrală după Le- MOINE 1), prin rocile cristaline din masivul central t a u r e g, ma - sivul Mau rit an, masivul cristalin din Sudul Africei occidentale (Da ho mei, Camerun), masivul Tibesti (Nord de lacul T s c h a d) care face legătura cu zona largă, de cristalin ce formează în- treaga temelie al regiunilor Kordofan și Sennar până la Khar- toum 2). De aci, cristalinul se întinde până la Marea Roșie pe care o mărgi- nește între Nil și mare până la golful de S u e z 3), formează peninsula S i n a i, alungește țărmul răsăritean al mării Roșii dela capătul nordic al gol- fului Akaba până în regiunea H o d e i d a unde se ascunde sub grezia nubiană. Spre interiorul A r a b i e i, cristalinul se întinde până aproape de golful Persic în regiunea dela Riad4). Formațiunile primare cuprind, în Africa Occidentală, o zonă largă care se întinde dela Marele deșert Occidental (sudul Al- geriei) spre West și apoi spre Sud, până la Nigerul superior, ocu- pând toată regiunea între oceanul Atlantic (depozitele marine din Maure- tania), la West, și zona de deșerturi J g u i d i și E d D j o u f, la Est. O altă zonă de formațiuni primare se întinde dela Coasta d c Aur prin Togo, spre NE până la Niger. ’) PAUL LEMOINE, Afrique occidentale, Handbuch der regional en Geologie, Bd. 8, Abt 6 A, Heft 14. 2) E. SUESS, La face de la Terre. tonte I. pg. 461. 1897. •) HUME W. F., A Preliminary Raport on the Geology of the Eastern Desert of Egypt, Central Portion, Cairo 1902. HUME W. F. a. BARRON T., Topography and Geologie of Eastern Desert of Egypt, Central Portion. BALL, The Geographie and Geology of South Eastern Egypt. 1912. ') M. BLANCKENHORN, Aegypten, Handbuch d. Regionalen Geologie Bd. 7 Abt. 9 Heft 23, pg. 27. Idem, Syrien, Arabien und Mesopotamien, Handbuch d. Regionalen Geologie Bd. 5 Abt. 4 Heft 17. r.f Anuarul Inst Geologic al României. Voi. XI. 'A Institutul Geologic al României IGR/ 210 DAVID ROMAN O a treia zonă primară ocupă tot centrul Africei occidentale în jurul masivelor dela Ahagar, Adar, și AîrJ) de aci în spre N-E prin Mourzouk până la marele deșert al L i b i e i, iar spre S-W până la masivul T i b e s t i. Dela E de Mourzouk și de T i b e s t i, paleozoicul se pierde pentru a nu fi regăsit din nou decât în peninsula S i n a i (Carbon)2) și la E de cris- talinul din NE Mării Roșii, pe o zonă îngustă care începe dela sudul M ă r i i Moarte și se întinde până la El U 1 a 3). Formațiunile mai noui decât paleozoicul încep în Africa oc- cidentală propriu zisă cu cretacicul care asociat pe alocurea cu e o c e- n u 1 , este reprezintat la Sudul Atlasului saharian, în S u d a n și în Se- negal4), in regiunea Tegama-Gao la Sud de marele masiv central (A h a g a r), în platourile T a d m a i d și Ha m m a da dela Nordul ace- luiaș masiv central, de aci prin Munții Negri (Djebel El Soda) spre deșertul Libiei, sub care se pierde pentru a apare de partea estică a acestei mari zone de dune, formând subsolul oazei Farafrah, trece Nilul și se reazimă pe masivul cristalin de pe coasta de vest a Mării Roșii5). La S-E de T i b e s t i, grezia nubiană ocupă spre E suprafețe imense și se reazimă direct pe masivele archaice din Kor dofan și Dar F o u r 6) și de aci pe la nord de K h a r t o u m, la E de Nil până la cristalinul dela West de Marea Roșie7). In Estul Mării Roșii, cretacicul apare în Nordul Siriei între Alexandria și Mossoul, în Palestina până la golful de Akaba, apoi pe mar- ginea răsăriteană a formațiunilor primare dintre Marea Moartă și El O u r, la Sud, pe toată coasta dela FI o d e i d a, până la M ascat și Gol- ful P e r s i c 8). Terțiarul apare în Africa Occidentală în regiunea dela Sudul Atlasului, în regiunea Nigerului mijlociu la T o m b u c t u, în regiunea lui O u a d i Messaud, în regiunea lacului Tchad, în Nordul Egiptului și în valea Nilului inferior, în Nordul Siriei și dealungul coastei Sudice și Sud-Estice a Arabiei. * * * ’) Paul Lemoine, loc. cit. pg. 15—25. s) E. SUESS, loc. cit. pg. 463. M. BLANCKENHORN, Aegypten loc. cit. pg. 39. 3) M. BLANCKENHORN, Syrien, etc. loc. cit. pg. 12—14. <) P. Lemoine, loc. cit. pg. 26—34. °) E. SUESS, loc. cit. pg. 464. 6) M. BLANCKENHORN, Aegypten, loc. cit. pg. 12. ’) M. BLANCKENHORN, Aegypten loc. cit. 8) M. BLANCKENHORN, Syrien etc. loc. cit. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 211 Din punct de vedere tectonic, caracteristica părții de Vest a acestei imense carapace arabo-sahariană a fost dată de Haug și Chudeau x), cari au recunoscut existența a trei serii de cute, de vârstă și direcții deosebite. Ele se succed dela N la S și sunt, în toate, analoage cu succesiunea de cutări cari și în Europa se succede dela N la S. La Sud de cutele alpine ale Atlasului sunt o serie de cute numite «a 11 a- s i c e». Ele sunt alcătuite din două sisteme de cute ce par a se fi modelat pe un sistem hercinian preexistent. La Sudul Atlasului se află o regiune de cute herciniene (o ramură aAltaizilor) dirijate NS. Ceva mai la Sud se află o a treia serie de cute cu direcțiune foarte di- ferită și de cutele atlasice și de cele herciniene. E un sistem de cute cari co- respund cu cutele caledoniene din Nordul Europei. Haug și Chaudeau numesc acest sistem de cute <X DAVJP ROMAN Acest șes sc întinde ca o banta lată de aproape 6 km, în direcția EW. El e tăiat la Sud, la poalele lui D j. B o u r a, de albia majoră largă de 500 m și adâncă dc 50 m, a lui O u a d i S a h a m, care are un curs de apă permanent. Dela H adj e la localitate situată la poalele lui Dj. Safan și Dj. D a m e r, drumul urmează talwegul lui O u a i d II a d j e 1 a, dela nivelul de 626 m . (Hadjela) până la 964 ni (Birar). Dela B i r a r drumul părăsește talwegullui Ouadi Hadjela, pentru a se urca brusc la O u s s i 1,1403 m, de unde urcă progresiv până la H a d j a r a (3250 m), sat situat pe D j e b e 1 H a r a z, pe linia de separație dintre bazinul lui Ouadi Sa ham și acela al lui Ouadi Sourdoud. H a d j a r a este dominată la W de D j. M a s s a r iar la E de D j. C h i b a m, ale căror vârfuri se ridică respectiv la 2785 m si la 2976 m dela nivelul mării la Hodeida. Dela Hadjara drumul descinde la Menaka (2261 m). Acest oraș e situat pe versantul de N al lui D j. C h i b a m și anume pe șeaua care leagă Dj. Chibam de Dj. Ha dar (22911x1). Această șea are direcțiunea NS. Flancul ei W descinde spre Ouadi C h e d b, (un afluent al lui O. Sourdoud) a cărui origine este chiar aci, iar flancul E descinde spre O. D a j a n. Dela Menaca drumul descinde în Ouadi Dajan de unde se ridică din nou până la linia de separație dintre bazinul lui O. S a h a m și bazinul lui O. Sourdoud și atinge maximul de altitudine la Karn El Ouai (3054 m). De aci drumul descinde până în talwegul lui O. Banan (2475 m), afluent pe dreapta al iui O. S a h a m, pentru a urca apoi până la M e 1 n e h (Sinan Pașa 2821 m). Această localitate e situată pe un șes înalt dominat de vârful lui Dj. Nebi Cheib a cărui înălțime(3654110)0cea mai mare întâlnită de misiune în această parte a Yemenului. După ce străbate platoul M e t n e h, drumul scoboară până la As s r unde se află pe malul de vest al unei largi și adânci văi fluviatile a cărei origină e în regiunea D amar (la aprox. 70 km la S de Assr). Această vale care la S a a n a se numește Ouadi T a n a n, se îndreaptă spre O. Nedjran tributară a Oc. Indian. Prin urmare, Djebel Nebi Cheib e situat pe linia de separa- țiune a apelor cari se îndreaptă spre Oc. Indian, de aceea a apelor cari se îndreaptă spre Marea Roșie. Orașul Saana e situat în fundul lui O. Ta na n, o vale cu fundul plat, largă de aprox. 5 km, care poate fi com- parată cu un șes limitat la W de D j. A i b a n și la E de D j. N o n g o n e n (2970 m). Un fapt important pentru aspectul acestei văi e prezența a numeroase conuri vulcanice cari se înșiră dealungul văii spre NW pe o distanță deaproape 100 km. In zona muntoasă văile sunt numeroase însă cele mai mulțe au un regim torențial. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 219 IV. STUDIUL PETROGRAFIC al ROCELOR ERUPTIVE din YEMEN, regiunea HODEIDA-SAANA Botez1) distinge în zona premuntoasă a regiunii studiate din Yemen două serii de roci eruptive: a) Roci de adâncime și b) Roci efuzive și tufurile lor, având fiecare câte o sene acidă și una bazică. El împarte rocile efuzive după natura feldspatului pe care-1 au,în porfire cuarțifere și ortofire , bazalte și andezite. Aceste roci se întâlnesc după Botez în dykuri, filoane și pânze, de grosimi variind dela câțiva dm până la câteva zeci de metri. Rocile de adâncime, granițele și granulitele, formeazăcatena D j. D i h n e, Dj. Yzam, Dj. Touhmous și Dj. Boura. Aceste catene granitice sunt după părerea noastră lame diapire cari străbat învelișul de calcare. Dia- bazul formează dykuri. In regiunea muntoasă, Botez 2) distinge următoarele roci eruptive. «) Granițele de Ouel, granițe amfibolice cu bobul mijlociu. Aceste granițe formează masivul dela Ouel, care după părerea noastră e o nouă lamă diapiră de granit. b) Formațiunea eruptivă de Menaka, consistând din tu- furi porfir ice și tufuri trahitice cu intercalațiuni locale de pânze de porfire cuarțifere sau necuarțifere, vitrofire, porfirite, d ia baze, trahite sau bazalte. c) Tufuri porfir ice de Gaifan, tufuri compacte roșii-galbene. Descrierea de mai sus datorită lui Botez e în mod explicabil foarte sumară și în bună parte greșită pentrucă scopul principal al misiunii nu era studiul special al rocilor eruptive și pentru că determinarea acestora n’a fost făcută pe baza unui studiu microscopic amănunțit. * * * Cercetările noastre microscopice și chimice cari însumează studiul micro- scopic a 160 preparate subțiri și 20 analize chimice, ne-au adus pentru rocele din regiunea studiată la următoarea clasificație: l) G. Botez, Rapport ddfinitif sur les etudes g^o-hidrologiques faites en Yemen (Arabie), Bucarest, Inst. Geologique de Roumanie. 1912. pg. 34, 2) G. Botez, loc. cit. pg. 36, •• Institutul Geologic al României IGRZ 220 DA VID ROMAN A. Roci de adâncime: Granit sodic B. Roci Filoniene: C. Roci Efuzive: i. Porfire granitice alcaline 2. Porfire sienitice alcaline 3. Pegmatite sodice 4- Aplite alcaline sodice 5. Aplite sienitice alcaline sodice 6. Boston ite albitice cuarțifere (Lindoite) 7. Bostonite albitice 8. Porfire laurwikitice (Rombenporphyre) 9. Camptonite 1. Comendite sodice și tufurile lor 2. Pechsteinuri comenditice 3. Hololeucotrahite alcaline sodice și tufurile 1 o r 4. Bimsteinuri trachitice alcaline so- dice 5. Hoioleucoplagitrahite 6. Hololeucotrachiandesite 7. Trahiandezite 8. Hololeucotrahidolerite 9. Trahidolerite Nu avem destule date pentru a așterne o hartă geologică cu întinderea rela- tivă a diferitelor roci, vom localiza însă diferitele tipuri dealungul hărții topo- grafice anexată la această lucrare (harta planșa IV). A. ROCILE DE ADÂNCIME : granitul Granitul formează catena dela El Birar-Ouel. Această catenă transversală pe care profilul urcă brusc dela 964 m (B i r a r) la 1400 m (O u s s i 1), înseamnă așa precum am spus-o, marginea Ser rat -ului (zona muntoasă) spre zona premuntoasă și este, după toate probabilitățile, o lamă granitică- diapiră care străbate prin mantaua de calcare și are flancul încălecat aproape complet laminat. Granitul care în special la El B i r a r, formează un masiv puternic, lung de 6 km și având o suprafață de aprox. 15 kmp, este un granit sodic. Macroscopic, acest granit se prezintă cu o structură granitică porfiroidă, cu bobul mijlociu, de coloare cenușie slab roz. El este format din cristale de feldspat, cuarț și magnetit, cu bobul mijlociu (5—7 mm în dia- metru), între cari plutesc puține cristale mai mari de feldspat, tabulare groase (până la 12 mm, în diametru). Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 22 I Atât cristalele mari de f e 1 d s p a t, cât și cele din restul rocii sunt ma- croscopic vizibil zonate. Sâmburele care formează cea mai ma^e parte din individ, e de coloare alb cenușie și e în parte caolinizat; zona lată până la 2 mm, este de coloare cenușie deschis-roz, și este totdeauna proaspătă. C u a r ț u 1 se prezintă incolor, slab opalescent. Magnetitul este în pane transformat în oligist și în limonit. El apare în cuiburi până la 6-7 mm în diametru, asociat de obiceiu cu cuarțul. La microsco p,roca se arată formată din puține cristale deortoclaz slab micropertitic,idiomorfe,înconjurate de zone late de micropertit bogat în albit și uneori complet albitizat, cu maclațiunea scurtă, deasă care amintește Schachbrettalbit-ul. In rocă se întâlnesc și mulți indivizi formați exclusiv din acest ortoclaz micropertitic aproape complet albitizat. Cuarțul este în cantitate mai mică decât feldspatul și se prezintă în cristale allotriomorfe, mulând feldspatul. Cuarțul are incluziuni de magnetit cu conturul păstrat, de obiceiu prisme lungi, probabil pseudomorfoze după un amfibol dispărut, din care magnetitul a dispărut prin șlefuire așă încât au rămas forme negative de magnetit în cuarț. In rocă se mai află o mică cantitate dintr’o ultimă venire de cuarț micro- granitic, asociat cu mult magnetit în parte transformat în limonit. Analiza acestui granit (N. Metta) A. 48 este: Si 0., . . . . 71,10 MnO • 0,53 A12O3 . . . . 10,08 Ca 0 • • 1,32 Fe2O:1 . . . . 6,07 Mg 0 • • 0,23 FeO . . • • 0,44 K2 0 • • 4,78 Ti 0., . . o,37 Na2O ■ • 4,52 P2 03 . . . . 0.27 P.a.f. . . 0,60 100,31 Compoziția mineralogică normală după clasificația petrograiilor ame- ricani ’) este: Cuarț. . . . 28,26 M e t a s i 1. d . Na . 0,71 Ortoclaz . • 28,36 Oligist. . . . . 0,80 Albit. . . • 25,15 Magnetit . . . 1,86 A1 m i t . . • IL55 A p a t i t . . . . . 0,67 W 0 11 a s t. . • • J,97 11 m e n i t . . . . 0,76 ») W. Cross, J. P. Jddings, L. V. Pirsson, H. S Washington, Quantitative Clasifi- cation of Jgneous Rocks, 1903. Institutul Geologic al României 222 DA VID ROMAN Parametii acestei roci sunt în clasificația americană II. 4. 1.3., iar după clasificația lui Osann ’) formula acestui granit ar fi -77 a12-4 C0 fj7-6 n5-7 Roca având mai puțin de 5% minerale meianocrate exprimate,intră după Lacroix2) între rocile hololeucocrate. B. ROCILE FILONIENE In aoreolafilonianăa masivului de adâncime care apare la su- prafață subt forma granitului sodic descris mai sus, s’au putut constata: I. Roci filoniene nediferențiate a. Porfire granitice alcaline, b. Porfire sienitice alcaline, c. P o r f i r e 1 au r w i k i t ic e (Rombenporphyre) și II. Roci filoniene diferențiate a. A p 1 i t e, B. Pegmatite, c. B o s t o n i t e, d. Camponite. I. ROCI FILONIENE NEDIFERENTIATE A. Prin trahitele și trahidoleritele din Dj. Boura (Obal) străbat filoane de porfire granitice alcaline lipsite de element negru. M a cr o sco p i c roca se prezintă ca o massă compactă zaharoidă cu bobul mijlociu, de coloare albă puțin gălbue (din cauza alterării superficiale), formată din feldspat și cuarț. La microscop, roca se arată formată din foarte puține cristale mai măricele de albit cu aprox. 6— 7% An, inaclate după legea albit, de orto- c 1 a z foarte slab micrcpertitic în mult mai mare cantitate decât plagio- c 1 a z u 1 și de c u a r ț, în cantitate aproape egală cu ortoclazul. Toate aceste elemente relativ mai măricele, cristalizate probabil în ordinea: plagioclaz, cuarț, formează o primă generație care plutește într’o massă relativ ’) A. OSANN, Versuch einer chemischen Klassification der Euptivgesteine. T. M. P. M XIX pg. 351—469. 2) A. LACROIX, CR. de l’Acad. de Se. Paris. Tome... pg. ... ICR, Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 223 în mică cantitate și nu prea târzie în raport cu prima generație, formată dintr’o a doua generație de plagioclaz, ortoclaz și cuarț de diferite mărimi, dela aproape cât indivizii din prima generație până la o pastă microcris- talină. Această pastă are o structură microgranatică cu puține con- creșteri granofirice. Plagioclazul și ortoclazul din' ambele generații au numeroase incluziuni de mică albă microlitică. In rocă se mai află deasemenea foarte puține microlite de mică verde oliv (biotit verde brun), aproape complet transformată în c h 1 o r i t și puține paiete de musco vit. B. La D j. H a m r a (Hodgeila) apar filoane deporfiresienitice alcaline fără element melanocrat. M a c r o s c o p i c, roca se prezintă ca o massă compactă, roz, zaharoidă, în care plutesc fenocristale mici până la 3 mm lungime și 1 mm grosime de feldspat alb-roz, mult mai deschis. Chiar macroscopic se observă cum aceste cristale sunt înconjurate de o zonă de coloare roz mai închis decât feld- spatul din restul rocii. La microscop roca apare constituită din relativ puține fenocristale de albit-albitoligoclaz, foarte alterate, maclate după legea albit și albit- Karlsbad, înconjurate de o zonă lată de ortoclaz m i c r o p e r t i t i c foarte bogat în albit. Aceste fenocristale sunt înnecate într’o pastă microgr a nițică de cuarț și ortoclaz micropertitic foarte sodic. In rocă se găsesc și foarte puține grăunțe mărunte de e p i d o t (pistaz.it). Substanța potasică din a doua generație a pătruns pe clivagiile plagiocla- zului. Odată cu ea a venit și o pulbere roșie (hidrat de fier) care impregnează tot ortoclazul micropertitic. Aceasta din urmă, ori și unde se găsește, în zone, pe clivagiile plagiocla- zului sau în pastă, apare transformat în parte în mică albă microlitică. C. In Dj. El Beid (Hadjela), în comenditele sodice, se întâlnesc filoane de un p o r f i r 1 a u r w i k i t i c (Rombenporphyr) fără element melanocrat sau mai bine zis în care elementul melanocrat este magnetitul. Macroscopic, roca se prezintă ca o masă compactă fin zaharoidă, de coloare cenușie în care se observă și fenocristalealbe-cenușii, slab roz, de feld- spat până la 3 mm lungime și 2 mm grosime și numeroase stropituri-puncte de magnetit. La microscop, roca apare constituită din fenocristale de feldspat cu contur rombic, izolate sau îngrămădite două trei la un loc, plutind într’o pastă alcătuită din acelaș feldspat ca și fenocristalele, formând o structură trahi- Institutul Geologic al României 224 DAV1D ROMAN tică, ușor divergentă, chituite la rândul lor de o pastă foarte săracă, for- mată din cuarț și microgranofir. Fenocristalele sunt un a n o r t o c 1 a z cu toate particularitățile pe cari le au anortoclajii descriși de RosenbusCH ’) la porfirele laurwikitice. Secțiunile din zona simetrică se prezintă și la roca noastră cu părți maclate alternând cu părți nemaclate, fără margini nete între ele. Macla- țiunea este după legea albit, albit-periclin sau albit-Karlsbad. Lamele de maclă sunt foarte înguste, unghiul de extincțiune e diferit chiar în diferitele părți ale unui aceluiaș cristal. La un individ maclat după legea albit-Karlsbad, s’a măsurat (I) 0') (2) (2') Ungh. de ext. n'p /M 26° 210 19%° 21 %° Indicii de refracție mai mici decât ai balsamului de Canada și în con- cordanță cu diferența A =3°, ceeace ar corespunde unui albit cu aprox. 10 % An, sunt în nepotrivire cu extincțiunea măsurată mai sus care arată o com- poziție mai bazică. Porțiunile din aceeaș plaje se deosebesc prin transparența lor după cum sunt maclate sau nemaclate: anume, părțile nemaclate au o înfățișare tulbure par’că ar avea în ele o pulbere fină de caolin. Maclațiunea nu se continuă pe întreaga plaje. Fenocristalele au numeroase incluziuni de paiete de mică albă microlitică și de grămăjoare de magnetit. In rocă se mai află și mult magnetit în parte transformat în limonit. Analiza acestui porfir 1 a u r w i k i t i c (Dr. N. Metta) ne dă: D = 2,538 Si 02. . . A12O3. . . Fe2 O„. . . Fe 0 . . . Ti O2. . . P2 o5. . . Compoziția m i n 70,08 9,58 7,22 0,28 0,10 o,73 e r a 1 0 g Mn 0 . . . 1,32 Mg 0 . . . 0,48 Ca 0 ... 1,26 K2 0 . , . 2,24 Na2 0 . . . 6,15 P. a. f. . . . 0.40 99,84 i c ă normală după clasificația ameri cană este: Cuarț . . . . 29,52 E n s t a t i t . . . 1,20 0 r t 0 c 1 a z . . 13,34- Wollastonit . o,93 Albit . . . . 36,68 Magnetit. . . 5,10 A c m i t . . . . 10,63 11 m e n i t. . . . 0,15 Metasil.de Na 0,85 A p a t i t . . . . 1,68 *) H. ROSENBUSCH, loc. cit. II. pg. 932. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 225 Parametri acestei roci ar fi după clasificația americană II. 4(3). 1. 4. După Osann formula acestei roci ar fi s7S a10-4 c0 flO-6 n8-J Porfirele granitice alcaline, porfirele sienitice alcaline și porfirele laur- wikitice descrise mai sus sunt roce hololeu coc rate dat fiindcă ele- mentul melanocrat exprimat nu atinge nici 5% din întreaga rocă. II. ROCI FILONIENE DIFERENȚIATE A. A p 1 i t e 1 e. Chiar în granitul dela El Birar ca și în rocile efusive și tufurile înconjură- toare, se întâlnesc filoane de 1) a p 1 i t e granitice alcaline și 2) a p 1 i t e sienitice alcaline. 1. A plitele granitice alcaline sunt roc' cu structură holo- cristalină grăunțoasă, cu bobul variind în mărime înPe 1—3 mm. Ele sunt de coloare cenușie roz și sunt alcătuite din ciistale de fel d spat mai mult sau mai puțin izometrice, de coloare roz slab cenușiu și din cuarț, amestecat cu mult minereu negru (magnetit) îr parte limo- nitizat. La microscop, roca se prezintă cu o structură care e o trecere între structura gr a nițică și cea a p 1 i t i c ă. Este formată din o r t o c 1 a z- m icropertitic foarte albitic,cuarț și mult titano magnetit. Ortoclazul m icropertitic e mai vechiu decât cuarțul dar mai nou decât o parte din magnetit și include puține cristale mărunte de albit. Cuarțul se prezintă și în cristale ceva mai mici, idiomorfe, și în plaje mari âlotrimorfe față de feldspat. Cuarțul idiomorf e mai vechiu decât feldspatul allctriomorf pentrucă se găsește înclus într’însul. El are o vădită structură zonară care se manifestă prin aceea că are pe margini o bandă formată din șiruri paralele de incluziuni, foarte fin pulverulente, negre. Titano magnetit ul este foarte abundent și a fost identificat ca atare pentrucă se găsește în frecventă asociație cu cristale de rutil, în care se transformă. El se întâlnește în cuarț în forme curioase de stinghii cu ca- petele ascuțite, este probabil o pseudomorfoză după un amfibol. Uneori titanomagnetitul a dispărut și rămân în cuarț cristale negative. Cea mai mare parte din titanomagnetit se găsește în cuarț. Atât titanomagnetitul cât și cuarțul au numeroase incluziuni mărunte de rutil, incolor-slab gălbui,slab polichroic, cu birefringență foarte ridicată, 15 Anuarul Inst. Geologic al României Voi. Xi. Institutul Geologic al României 226 DAVID ROMAN maclat foarte curios în rozete formate din mai multe macle în formă de inimă, macle în genunchiu. E neindolenic că rutilul provine din desfacerea moleculei de titanomag- netit. In rocă se mai află ceva a p a t i t și foarte puțină t u r m a 1 i n ă. 2. A p 1 i t e 1 e sienitice alcaline se prezintă ca o masă mărunt zaharoidă de culoare cenușie în care plutesc puține cristale de feldspat alb, până la 2 mm lungime și i mm grosime. La microscop,roca se prezintă cu structură panidiomorf grăunțoasă șie constituită dintr’o pastă fină alcătită din a 1 b i t cu aprox. 5—io /0 An, în indivizi mai mult sau mai puțin alungiți după muchia (ooi): (oxo), în general dreptunghiulari scurți, între cari plutesc numai foarte puțini indivizi ceva mai mari. Indivizii mici de plagioclaz sunt relativ proaspeți, ei sunt maclați după legea albit, albit-Karlsbad, albit-periclin, indivizii mai mari au relativ nu meroase incluziuni de mică albă microlitică. Cele mai multe cristale de plagioclaz sunt înconjurate de un feldspat în care maclațiunea nu se continuă și care pare a fi ortoclaz. Afară de feldspat, roca mai este impregnată de o spumă de m i c ă v e r d e- brună în paiete mărunte, deasemenea se mai întâlnește în rocă și foarte puțin c a 1 c i t. In foarte măruntele locuri goale ale structurii panidimorfe a cristalizat cuarț în mărunte petece allotriomorfe. Lipsa oricărui mineral melanocrat este caracteristică pentru aceste roci, afară numai dacă nu socotim titanomagnetitul printre mineralele melanocrate principale. Chiar așa fiind, aceste roci trebuie clasificate ca h o 1 o 1 e u c o c r a t e. B. Pegmatitele sodice sunt roce grăunțoase cu bobul submij- lociu, de coloare roz intens sau roz deschis, împestrițat cu negru. Ele. sunt alcătuite din f e 1 d spat care le dă coloarea roz și din c u a r ț în grăunțe până la 2 mm diametru precum și din multe grămăjoare de m a g n e t i t până la % mm diametru. La microscop, unele din aceste pegmatite sodice se arată formate din fenocristale de ortoclaz micropertitic, aproape izometrice, maclate uneori după legea Karlsbad, înconjurate și chituite de late zone de c o n- creșteri pegmatitice de ortoclaz micropertitic și cuarț. Aceste roci au și ceva magnetit. Alte pegmatite sodice se arată constituite din cristale de ortoclaz micro- pertitic foarte albitic, trecând uneori spre margini pe nesimțite în albit curat maclat polisintetic, cu maclațiunea scurtă-deasă care amintește de Schach- brettalbit. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 227 Multe din aceste cristale de ortoclaz micropertitic foarte albitice sunt bogat concrescute pegmatitic cu cuarțul care formează și singur plaje de ultimă umplutură. Roca are și ceva magnetit în schelete de cristale. C. Boston ițele Rocele bostonitice apar în diferite locuri între localitățile Obal și Oussil. Ele formează filoane atât în granitul sodic cât și în trahiandezitele și tra- hidoleritele care-1 acopăr între El Birar și Oussil. Filoanele variază în grosime dela câțiva decimetri până la 2 m și sunt for- mate din boston ite cuarțifere, bostonite albitice c u a r- ț i f e r e și bostonite albitice. Intre toate aceste specii se întâlnesc și tipuri porfirice. i. Bostonitele cuarțifere (El Birar, Obal) se prezintă m a c r o- scopic ca o massă compactă zaharoidă cu bobul fin. de coloare cenușie deschis, slab gălbue sau verzue, fin împestrițate cu negru. La m i p r o s c o p, roca apare formată într’o măsură covârșitoare de feldspat, ceva mai puțin cuarț, pe alocurca foarte mult, pe alocurea mai puțin b i o t i t verde m i c r o 1 i t i c, în parte chloritizat, în paiete formând o spumă verde care înneacă toată roca și,mult mai puțin,i 1 m e n i t și magnetit. Roca are o structură irahiticăcu bobul foarte mărunt; stinghiile microlitice de feldspat sunt în parte paralele, în parte divergente până la un început de structură radiară. Feldspatul este în mare parte ortoclaz concrescut cu albit. Albitul este ulterior ortoclazului. El coroade și vindecă coroziunile făcute în ortoclazși la urmă cristalizează în acelaș timp cu o parte din acest din urmă mineral. Maclațiunea după legea albit apare la foarte multe din plajele de plagioclaz cari au corodat ortoclazul chituind locurile goale. In multe cazuri albitul înlocuește aproape complet partea mijlocie a mi- crolitelor, iar ortoclazul rămâne mai bogat pe margini. Marginele microlitelor de feldspat, nu sunt nete. Ele se pierd spre plajele înconjurătoare în conture neregulate, zdrențuite față de cuarț sau față de spuma de mica verde microlitică. Feldspatul, are aspectul tulbure din cauza numeroaselor incluziuni de paiete extrem de mărunte de mică verde microlitică, în parte chloritizată, și din cauza stinghișoarelor foarte fine de cuarț, incluse dealungul clivagelor. Microlitele de feldspat, sunt uneori concrescute poikilitic cu cuarțul. Cuarțul, este în cantitate diferită în diferitele bostonite cuarțifere; în general el este în cantitate mai mică în bostonitele cari au mai multă mică verde microlitică (mai mult alcali și fier). 15“ nstitutul Geologic al României 228 DAVID ROMAN Cuarțul se localizează de obiceiu dealungul clivagelor feldspaților, în pene lunguiețe în formă de ace fine cari nu parcurg toată plaja, sau în pene între stinghiile de feldspat, acolo unde ele devin divergente, sau în sfârșit con- crescut poikilitic cu feldspatul într’un fel care amintește pertitul. Iată analiza chimică (Dr. N. Metta) a unui bostonit cuar- ț i f e r: Dens. = 2.740 Si 0, 59>98 Mn 0 0,82 AL O3 14,42 Mg 0 o,59 Fe2 O3 9 >94 Ca 0 1,11 Fe O 2,47 K2 0 5.72 Ti O„ 0,09 Na2 0 443 P2 O5 0,80 P. a. f. 0,69 100,76 Compoziția mineralogică normală a acestei roci, cal- culată după metoda petrografilor americani este: Cuarț 12,8 E n s t a t i t 05 Ortoclaz 33 >8 M a g n e t i t 10,4 Albit 34,9 11 m e n i t 0,2 A n 0 r t i t 0,8 H e m a t i t 2,8 C 0 r i n d 0 n 1,1 A p a t i t i>7 Parametri acestei roci după aceiași petrografi sunt: II. 4. 1. 3. După Osann, formula acestei roci este: S 67-5 a 11-0 C1'2 f 17-3 n 5-2 2. Bostonitele albitice cuarțifere, (Hadjela: Ouadi Chotba și Dj. Safassaf), sunt roce formate dintr’o pastă cu textura zaharoidă fină, de coloare verde închis oliv, în care plutesc fenocristale de feldspat până la 3 mm lungime. La m i c o s c r o p, roca prezintă o structură p o r f i r i c ă și apare alcătuită din fenocristale de plagioclaz cari plutesc într’o pastă alcătuită din microlite de ortoclaz concrescut cu albit, mult mai puțin cuarț și biotită verde brună microlitică. Pasta are o structură t rahitică care amintește pe alocurea structura andezitică. Fenocristalele de plagioclaz se prezintă în stinghii de 3 mm lungime și 1 mm lățime, maclate după legea albit și albit + Karlsbad. Ele au compoziția unui albit cu 5—7°/o An. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 229 Fenocristalele, au foarte numeroase incluziuni de mică albă microlitică în paiete izolate sau strânse în buchete, ceeace arată conținutul mare în potasă al acestor feldspați, apoi incluziuni de magnetit în schelete de cristale și inclu- ziuni de apatit. Microlitele de feldspat din pastă au forme de stinghii și sunt constituite dintr’un amestec de stinghii de ortoclaz și de albit bogat în potasă. Substanța potasică a albitului a cristalizat sub forma unei mice albe micro- litice care se găsește abundentă în pastă, sub formă de incluziuni în microlitele de feldspat sau intercalate pe clivagiile acestora. In locurile goale colțurate dintre microlitele de plagioclaz, s’a mulat cuarț și un biotit verde brun microlitic în paiete foarte mărunte, în parte chloritizat, în parte transformat în hidrat de fier. Acest din urmă mineral bazic, este răspândit ca o spumă în toată massa rocii. Uneori, microlitele de biotit verde se îngrămădesc în pete mari (până la 1 -2 mm în diametru), la un loc cu grăunțe de magnetit și ceva apatit. Analiza unui bostonit albitic c u a r ț i f e r (Dr. N. MetTa) ne dă: Si O2 Dens. 5^,9° = 2,657 Mg 0 0,61 Al2 O3 13,28 Ca 0 6,65 Fe2 02 10,17 k2 0 3 >05 Fe 0 2,51 Na2O 4,46 P2 O5 0,12 P. a. f. 0,71 Mn 0 0,98 99 >44 Compoziția mineralogică normală, calculată după cla sificația petrografilor americani este: Cuarț 9 >06 Wollastonit 7,08 Ortoclaz 18,35 Magnetit 7,89 Albit 38,25 H e m a t i t 4,8o A n 0 r t i t 7,23 Apatit 0.31 D i 0 p s i d 6,96 Parametri acestei roci, după aceiași autori sunt: II. 4(5). 2. 4. După Osann, formula acestei roci este: S 63-5 ^7*5 C1'9 l’O-G n6'8 3. Bostonitele al bitice (Usil) se prezintă m a c r o s c o p i c, ca o masă compactă, mărunt grăunțoasă, zaharoidă, de culoare cenușie brună, cu 2.3° DAVID ROMAN fine stropituri albe și cu fenocristale tabulare de feklspat, lungi până la 3 mm și groase de 1 mm. La microscop, roca se prezintă alcătuită din fenocristale de albit cu aprox. 5% An, maclate numai după legea albit, plutind într’o masă cu structura trahitică, pronunțat f 1 u i d a 1 ă, uneori foarte mă- runtă, alcătuită din stinghii foarte subțiri de acelaș albit, înconjurate uneori de zone înguste de o r t o c 1 a z; apoi din stinghii de o r t o c 1 a z pătate de anortoclaz și de stinghii de o r t o c 1 a z. Microlitele de albit au incluziuni fine de mică albă microlitică, ceva magnetit în parte transformat în hematit, mult a p a t i t în ace fine. In această rocă se întâlnește sporadic și o foarte mică cantitate de cuarț, complet allotriomorf. Analiza chimică a unui bostonit alb t i c (Dr. N. Metta) arată: Dens.= 2,531 Si O2 64,5° MgO] 0,61 AJ2O3 15,08 Ca 0 2,25 Fe2 O3 5>64 k2 O 3>°4 Fe 0 0,41 Na2O 7 >27 p2 o5 0,85 P. a. f. 0.32 Mn 0 0,80 100.77 n e r a 1 o g i c ă normală, calculată după cla- Compoziția m sificația pctrografilor americani sunt: C u a r t 8,70 E n s t a t i t 1,50 0 r t 0 c 1 a z 17.97 Magnetit 3,94 Albit 60,78 Hematit 2,88 Wollastonit 2,55 A p a t i t 2,02 Parametri acestei roci după aceeaș petrograf sunt: II. 5. 1. 4. După Osann, formula acestei roci sunt: s 71 a 15'2 C 0 f 14-8 n 7-8 O D. Comptonitele In D j. M e h r a h (Hadjela), nu departe de unele bostonite descrise mai sus, se întâlnesc filoane formate din complementul bazic lamprofiric al bosto- nitelor: c a m p t o n i t e 1 e. Sunt camptonite olivino-piroxenice fără amfibol, fiindcă și feldspatul lor este mai bazic decât al camptonitelor obișnuite. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 231 Macroscopic. roca se prezintă ca o masă fină neagră, slab cenușie, compactă, cu numeroase fenocristale până la 2 mm diametru, de piroxen și olivină. La microscop, roca se arată constituită din fenocristale de piroxen și olivină, plutind într’o pastă cu structura caracteristică bazaltelor, în care pe lângă două generații de f e 1 d s p a t, în formă de stinghii, se întâlnește mult piroxen și magnetit și extrem de puțină olivină. Fenocristalele de piroxen, se prezintă în indivizi mari, până la 3 mm dia- metru, cu conturul păstrat, maclate după legea cunoscută la piroxeni (100), uneori polisintetic; piroxenul include uneori bucăți din pasta cristalizată. După toate probabilitățile, acest piroxen este un titanaugit cu poli- croismul, slab în centru, în nuanțe roșietice verzui și, mai pronunțat pe mar- gini, roz violaceu. Unghiul de extincțiune maxim ng/c = 46°. Piroxenul este foarte dispers, în culori de birenfringență albastre violet, ca oțelul. Este zonat cu Sanduhrstruktur, e perfect proaspăt. Pe crăpături e cica- trizat de substanța piroxenică care formează zonele. In zone, paralel cu marginea, sunt incluse microlite de plagioclaz. Fenocristalele de olivin se deosebesc ușor de cele de piroxen, prin nuanța lor incoloră-verzuie-albăstruie,prinextincțiunea lor simetrică,prin bire- fringența lor mult mai ridicată și prin alterațiunea lor caracteristică. Olivinul, se transformă începând de pe crăpături și clivagii, în c h r i s o t i 1, pe o zonă foarte îngustă; chrisotilul este murdărit de hidrat de fier. Pe alocurea, mai ales la olivinul din a doua generație, cristalele sunt com- plet transformate în chrisotil în felul cunoscut sub numele de Maschenstruktur. In pastă sunt două generații de plagioclaz microlitic. Microlitele din prima generație sunt un labrador bazic cu aprox. 75—80% An, cum reese din următoarele măsurători: (I) (1') (2) (2') Ungh. de ext. n'p/M 4O0 23 y-0 27 Va0 45o 29o 360 240 4°o 3°o Ele se întâlnesc în stinghii extrem de mărunte, cam de %mm lungi și 1/5 mm late. Sunt proaspete, perfect limpezi, cu relativ multe incluziuni de olivină, maclate aproape exclusiv după legea albit+Karlsbad, foarte rar albit + periclin. Ele sunt de multe ori zonate, o singură zonă cu trecere fluă bine distinctă care coboară în compoziție până la aprox. 60% An. Microlitele din a doua generație, mult mai mici, sunt de compoziția acesteia din urmă zone. Maximul unghiului de extincțiune din zona simetrică e de Institutul Geologic al României 232 DA VID ROMAN 33°—35°. Ele sunt maclatemai frequent după legea albit și destul de frequent după legea albit + Karlsbad. Piroxenul din pastă este de natura zonelor fenocristalelor de piroxen. El se găsește în grăunțe mărunte mai mult sau mai puțin ovale. Magnetitul se găsește în abundență în grăunțe fără formă. Câteva grăunțe sunt mai mari, restul în grăunțe mărunte face parte din pastă. Olivinul se găsește în cantitate mică în pastă. Raporturile dintre mineralele constitutive ale acestui camptonit sunt urmă- toarele : Cele dintâi au cristalizat fenocristalele de piroxen, de magnetit și de olivină. Piroxenul a continuat să crească după ce a început să cristalizeze și a doua generație de plagioclaz, dovadă incluziunile de plagioclaz din a doua generație formând coroane în zonele piroxenului. Plagioclazul din a doua generație, a început să cristalizeze ceva în urma piroxenului, dar încă concomitent cu dânsul. Fenocristalele de olivin înaintea fenocristalelor de piroxen sau concomitent cu dânsele, însă au încetat de a mai crește înainte de a încetă să crească piroxenul. In oricecaz, în faza în care piroxenul încă crește, olivinul începe să se serpentinizeze. C. ROCILE EFUZIVE: 1. COMENDITE Plecând dela West spre Est, rocile comenditice se întâlnesc, în pânze, în special în regiunea FI a g e 1 a și anume la O u a d i II a g e 1 a, DjebelGiuvan, Ouadi K a d i a și Dj. Kirab El Beid și apoi, tocmai în regiunea de vulcani stinși dela S a a n a, la marginea de E a regiunii studiate. Comenditele se prezintă sub diferite faciesuri structurale. La Ouadi H a g e 1 a, comenditul formează pânze cari alternează cu pânze de trahite și trahiandezite. Acest comendit se prezintă, m a c r o s c o p i c, format dintr’o pastă microcristalină cenușie roșiatec deschis, în care plutesc numeroase cristale rotunde de cuarț de culoare brun-deschisă, până la 3 mm în diametru și de feldspat roz de aceleași mărimi. La microscop, roca se arată având o structură porfir ică pronunțată. Ea este constituită din fenocristale de cuarț și feld- spat cari plutesc într’o pastă a cărei structură prezintă toate trecerile dela o pastă microfelsitică prin k r i p t o c r i s t a 1 i n ă (în cea mai mare parte) până la microcristalină (numai mici porțiuni). Pasta este alcătuită numai din elemente leucocrate, dar e bogată într’o pulbere neagră fină (probabil ferrit). N’a fost posibil să se determine feldspatul din pastă. Institutul Geologic al României IGRZ STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 233 din cauza dimensiunilor lui prea mici, nu s’a putut distinge în nici un caz feldspat vărgat. Pulberea neagră de ferrit se aglomerează uneori în grămejoare, alteori e mai deasă pe marginea fenocristalelor. In pastă se întâlnesc și mici porțiuni de cuarț, de forme lenticulare lungi, ale căror margini se pierd neregulat și pe încetul în restul pastei. Fenocristalele de cuarț sunt rotunjite, corodate, și au nume- roase incluziuni de apatit în prizme subțiri. Se observă uneori, concreșteri poi- kilitice de cuarț și ortoclaz micropertitic. Fenocristalele de feldspat, un ortoclaz micropertitic, sunt în cantitate aproape de trei ori mai numeroase decât cele de cuarț. Fenocristalele de feldspat, deși în parte și ele rotunjite prin coroziuni, păstrează însă mai bine decât cuarțul urmele conturului lor poliedric. Ele sunt de compoziția unui ortoclaz micropertitic în care substanța plagioclazică, de compoziția unui albit cu aprox. 5% An, este foarte bogat reprezintată. Porțiunile de albit ale micropertitului, ocupă uneori întreaga plaja, au maclațiunea bine desvoltată, iar feldspatul potasic, un ortoclaz cu suprafața aspră, e redus la petece mici în plaje. Analiza chimică a acestui comendit arată: Dens.— 2,585. Si o2 73>c7 Mn 0 o>43 Al2 o3 9>34 Mg 0 D34 Fc2 O3 6,98 Ca 0 2,04 Fe 0 o>37 K2 0 3J2 Ti 0 0,16 Na2 0 2,04 P2 05 1,07 P.a.f. 1,08 101.04 Compoziția mineralogică normală, calculată după me- toda petrografilor americani, dă: Cuarț 45 >54 Ortoclaz i8,35 Albit 17,29 A n 0 r t i t 4P7 C 0 r i n d 0 n 1,12 E s t a t i t 3>2° Magnetit 2,09 11 m e n i i o,3° 0 1 i g i s t 5,60 Apatit 2,17 Parametrii acestei roci, după aceiași autori, sunt: H- 3- 2 3- După Osann, acest comendit are următoarea formulă: S 78 a 3.4 C 3-2 f 18-4 11 5-0 7 Institutul Geologic al României 234 DAVID ROMAN In rocă există de altfel, toate trecerile dela un ortoclaz micropertitic cu sărace șnururi aibitice până la plaje în care albitul a cucerit aproape întreaga suprafață. In aceste din urmă cazuri cari sunt și cele mai numeroase, se observă că mac- lațiunea după legea albit, nu percurge toată plaja, este scurtă, în rânduri cari se repetă, dând plajei aspectul unei scânduri de șah foarte neregulate. Fenocristalele de plagioclaz, ca și cele de cuarț, sunt crăpate. Pe crăpături s’a depus și aci o pulbere fină neagră de magnetit, în parte transformat în oligist. Deasemenea, fenocristalele de feldspat au incluziuni rare de microfelsit. în parte cristalizat, bogat în pulbere neagră: sunt, desigur, digitații de coroziune tăiate la un anumit nivel de planul secțiunii. La D j. G u i o a n și la O u a d i K a d i a, se întâlnesc tot în pânze vitrofirc comenditice, de fapt vitrofire devitrificate foarte inte- resante, cari amintesc v i t r o f i r e 1 e alpine (L u g a n e r și T i r o 1 e r Vitrophyre). Macroscopic , aceste roci cari nu sunt homogene, se prezintă ca o masă kriptocristalină brună violacee cu scurgeri de culoare mai închisă sau mai deschisă, în cari plutesc fenocristale de feldspat roz-gălbui murdar și bucăți mai sticloase brune. La microscop, se vede că cea mai mare parte a rocii este formată dintr’un amestec foarte fin de rn.ici cristale și frânturi de cristale, între cari se poate distinge cuarțul și plagioclazul, primul în cantitate mult mai mică decât al doilea. Plagioclazul e maclat polisintetic și este foarte acid, foarte probabil un a 1 b i t cu aprox. 5—8% An. Maclațiunea nu străbate uneori întreaga plaje, sau dă rareori impresia unei foarte mărunte și neregulate scânduri de șah. Acest plagioclaz, conține pe alocurea mult caolinit și sericit, dovadă despre conținutul primordial în potasiu. Aceste cristale și frânturi de cristale, plutesc într’o masă extrem de fină, de o substanță despre care nu se poate spune decât că e birefringentă și care e impregnată cu o pulbere fină roșie brună deschis. Pasta aceasta, este fără îndoială un f e 1 s i t în trecere spre o pastă kripto- cristalină. Pe alocurea pasta e o concreștere microgranofirică, în râuri sau în flăcări, de coloare brună galben murdară, formată din cuarț și feldspat și impregnată cu ferrit. In afară de micile frânturi de cristale de plagioclaz și cuarț cari plutesc în pasta extrem de fină descrisă mai sus, se mai află în ea și bucăți mărunte de sticlă cu marginile concoidale. Acestea sunt astăzi complet devitrificate și anume mijlocul lor e format dintr’un agregat foarte mărunt, du mici cristale, mărunt aciculare, așezate cap \ Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 235 la cap și formând râuri-râuri divirgente ca flăcări. Marginea acestor porțiuni, o margine îngustă care urmărește conturul concoidal al fostei bucăți de sticlă, este după toate aparențele o concreștere microgranofirică de cuarț și feldspat. cu mai mult feldspat decât cuarț. Această margine microgranofirică e aproape incoloră. Prin cristalizarea ei, s’a eliminat aproape complet pigmentul de ferrit conținut în sticlă. Mijlocul porțiunii de sticlă devitrificată, de care e vorba, e de coloare galbenă'murdară și dă impresiunea că avem a face și aci cu o concreștere micro-kriptogranofirica de cuarț și feldspat, impregnată cu ferrit. Uneori, în mijlocul unei astfel de porțiuni de sticlă devitrificată, se află un mic agregat microgranitic de cuarț și feldspat. Aceste bucăți de sticlă devitrificată, n’au forme cineritice, adică nu sunt spărturi de vacuole ale unei roci vacuolare, ci forma lor arată că au fost porțiuni de sticlă cari în stare vâscoasă, au fost rupte și târîte așa încât au luat forme concoidale de lacrime și de scurgere. Devitrificarea lor poate fi diferită în diferitele părți ale rocii, așa că, de pildă, uneori ele se confundă cu restul pastei felsitice sau kriptocristaline, astfel că între nicolii încrucișați nu se mai disting de restul pastei, iar între nicolii paraleli, numai impregnațiunea de ferrit roșu-brun care jalonează conturul lor, mai atrage atențiunea asupra lor. Și cantitatea acestor porțiuni de sticlă devitrificată, variază în diferitele porțiuni ale rocii. Cantitatea lor este uneori așa de mare încât formează straturi, curgând și încolăcindu-se în jurul cristalelor de plagioclaz. In massa felsitică kriptocristaiină,cu frânturi de cristale și de sticlă devitri- ficată descrisă mai sus,se găsesc dese schlieruri cari se deosibesc în structură de restul masei. Ele dau impresiunea de scurgeri și au o structură alveolară, iar alveolele, sunt umplute în modul următor: Interiorul acestor spații ovale se prezintă la nicolii paraleli, de coloare slab gălbue spre deosebire de porțiunile despărțitoare dintre alveole cari au coloare gălbuie-brună, din cauza ferritului. In centrul alveolelor, se află câte un mic cristal prismatic sau prismatic ușor ovoid, incolor, de feldspat plagioclaz maclat bi — sau polisintetic. Restul alveolii, este un mineral mai puțin birenfringent care înconjură micul cristal de plagioclaz și se pierde spre marginile alveolii prin conture cari se pierd spre izotrop cu forme rotunde în forme de nori. Atât cât se poate distinge chiar cu ajutorul obiectivului cu imersiune ho- mogenă, se pare că această parte a alveolii e formată din microgranofir care se pierde treptat spre micro-și kriptofelsit. Avem deaface cu pseudosfe- rolite. Faptul că indicii de refracție ai micului cristal de plagioclaz din mijlocul alveolii sunt puțin mai mari decât indicii de refracție ai massei de microgranofir și microfelsit care-1 înconjoară, e o dovadă că micul cristal de plagioclaz e foarte acid. Institutul Geologic al României 236 DAVID ROMAN Uneori, se observă două zone concentrice suprapuse de microgranofir; alteori, avem adevărate litofize în sensul că stinghiile de plagioclaz din mij- locul alveolii fiind lungi,avem, în loc de pseudosferolite rotunde, butoniere. Insfârșit, în rocă se mai întâlnesc câteva spărturi mai mari de albit, maclat polisintetic, sau de micropertit aproape complet albitizat. , Analiza unui astfel de Comendit vitrofiric (I. Copuzeanu) arată: Si O2 79,37 Ca 0 2,57 Al, O;) 6,27 Mg 0 0,40 Fe, O, 4,i4 k2 0 3,65 Fe O 0,60 Na2O 3,02 P2 o5 urme P.a f. 1,09 Mn 0 0,58 101,69 mineralogică Compoziția toda petrografilor americani, arată: normală, calculată după me- Cuarț 50,34 Ortoclaz 21,13 Albit 12,05 A c m i t 4,62 M e t a s i 1. de Na 1,83 W o 11 a s t o n i t 5,22 Enstatit 1,00 Magn etit 3,71 Parametrii acestei roci după acești petrografi, sunt: II. 3(2). O 3(2)- Formula după Osann este: S 83 a 8-8 c 0 I 21-2 n 5'5 P/Y In Dj. Kirab El B e i d, tot în regiunea dela Hadjela, se întâlnesc pânze de comendite granofirice. Macroscopic, roca se prezintă ca un aglomerat compact de sferolite, până Ia 1 mm diametru, negre, chituite cu foarte puțină pastă gălbuie deschisă, pulverulentă, așa încât roca în întregime are coloarea cenușie-brună. La microscop, roca se arată formată din foarte numeroase pseudo- sferolite înecate, chituite, de o pastă formată din cuarț, uneori cu structura mărunt microgranitică, iar în micii indivizi de cuarț plutesc, răs- pândite neregulat, stinghii microlitice de feldspat (probabil albit), care prin cristalizare a eliminat pulbere neagră-brună fină de ferrit. Este o con- Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 237 creștere granofirică inversă, căci in ioc ca sa avem indivizi de cuarț chituiți de feldspat, avem microlite de feldspat chituire de cuarț. Fenomenul acesta îl semnalează și Rosenbusch *) după Arsandaux, pentru unele comen- dite din țara Af a r (Marea Roșie). Pseudosferolitele formează aprox. 70% din rocă, restul de30°/0 îl formează pasta. Aceste pseudosferoîite sunt alcătuite din feldspat și cuarț. Feldspatul pseu- dosferolitelor are indicii de refracție mai mici ca ai balsamului de Canada și, deși nu se observă fără ambiguitate nici o maclațiune, cred totuș că e un albit. El e de cele mai multe ori, complet impregnat cu o substanță pulverulentă (ferrit) care a fost eliminată tocmai prin cristalizarea feldspatului. Concreș- terea de feldspat și de cuarț nu este dispusă numai în formă de sferolite, ci și în formă de axiolite și alteori neregulat. Sunt porțiuni în aceste comendite granofirice cari în loc de pseudosfe- rolite și pastă ca mai sus, sunt alcătuite dintr’un foarte mărunt agregar compact de porțiuni fără formă, cu un fond care stinge unitar, de cuarț în care plutesc neregulat, extrem de numeroase și extrem de mărunte cristale aciculare, mici stinghii, de plagioclaz acid, ca înecate și voalate de masa gazdei 2). Această masă microgranofirică este și ea impregnată de pulberea neagră brună, descrisă mai sus. La S a a n a, se întâlnesc în pânze pechsteinuri comendi- t i c e. M a c r o s c o p i c, roca aceasta se prezintă ca o masă cu spărtura mărunt concoidală, sticloasă, neagră ușor oliv, cu luciul gras, formată aproape exclusiv dintr’un aglomerat de petece de scurgeri, până la 3 mm în diametru. In această masă sticloasă, plutesc puține cristale de aceeaș mărime de cuarț, plagioclaz și sanidin. In rocă se mai află și puțini zeoliți ovali. La microscop, roca se arată a fi o sticlă incoloră, perfect nedevitrificată, cu numeroase curbe perlitice. In această sticlă plutesc cristale rotunjite, corodate, ovale sau rotunde de cuarț și cristale de sa- nidin. Acestea din urmă se prezintă cu clivagiile P (001) și M (oro) perfecte, în unghiu drept, biax, unghiul axelor optice foarte mic, semnul optic negativ, indicii de refracție mai mici decât ai balsamului de Canada. Acest sanidin include mici cristale de feldspat plagioclaz. Atât cristalele de plagioclaz incluse în sanidin, cât și altele libere, sunt un oligoclaz andezin cu aprox. 3O0/0 An, cu indicii de refracție mai mari ca ai balsamului, cu semnul optic negativ, maclate după legea albit. In rocă se mai află puține sferolite foarte mărunte, perfect sferice, formate x) ROSENBUSCH, Mirkoskopische Physiographie der Massengesteine, II. 2. pg. 841. 2) Rosenbusch, loc. cit. II. 2. pg. 841. 238 DAVID ROMAN din chlorit galben deschis, cu birefringența foarte scăzută precum și foarte puține sferolite de feldspat. In Dj. Safassaf, Dj. Ou te ic și Dj. A den, toate în preajma localității Hadjela, alternând cu pânzele de comendite ca și cu pânzele trahitice și trahidoleritice din regiune, seîntâ'nesc strate de tufuri comenditice. M a c r o s c o p i c, tufurile comenditice se prezintă ca o massă compactă poroasă, brună violacee închis, în care plutesc numeroase frânturi de cuarț și încă mai numeroase frânturi de feldspat, ambele minerale cu dimensiuni mici, până Ia 1 mm în diametru. La microscop, roca se arată formată din puține bucăți mari de c u a r ț, frînturi păstrând numai rareori conturul piramidat, mult mai multe bucăți de ortoclaz micropertitic foarte bogat în substanță albitică, uneori complet albitizat, uneori cu structură în scândură de șah. Acest feldspat este uneori complet transformat în calcit și foarte puțin chlorit. Transformarea este de natură secundară și merge uneori așă de departe, încât roca se prezintă bogat împestrițată cu verde, din cauza micilor geode de chlorit. Restul rocii este format din bucăți de microfelsit, bucăți dc pereți de sticlă în forme concoidale și o cenușă formată din spărturi fine concave de cuarț și bucăți mărunte de sticlă concave în cea mai mare parte devitri- ficate. In unele varietăți dc coloare cenușie pestriță, se observă frânturi de feldspat micropertitic aproape complet albitizat, frânturi de cuarț, foarte mici bucăți de hialotrahite, plutind într’o massă de cinerite complet devitrificate (devitri- ficarea merge uneori până la microgranit microcristalin), apoi o bogată pulbere roșie-brună, care marchează încă conturul emeritelor și în sfârșit dintr’un foarte mărunt amestec microgranitic microcristalin de cuarț și feldspat. E interesantă devitrificarea acestor cinerite: întreaga porțiune concoi- dală de sticlă, este transformată într’o mică geodă, în care pereții sunt căptușiți cu cristale de feldspat nevărgat, care-și întinde colțurile în spre mij- locul alveolii, iar mijlocul și spațiile dintre foarte măruntele cristale de feld- spat sunt umplute cu o plage unică sau mai multe plaje de cuarț. Mica spărtură de sticlă devitrificată nu mai e de recunoscut decât prin faptul că, în multe cazuri, agregatul de cuarț și feldspat care o înlocuește, are bobul ceva mai mare decât împrejurimea și mai ales — în cele mai multe ca- zuri — conturul ei rămâne însemnat prin pulberea fină dc ferrit pe care sticla a eliminat-o la devitrificarea ei. Tufuri comenditice se întâlnesc și în regiunea dela U s s i 1, M e n a k a și S a a n a, unde alternează cu tufuri trahitice. Tufurile comenditice din regiunea U s s i 1, se prezintă m a- croscopic ca omassă roșie-brună închis, împestrițată cu alb, grezoasă compactă, fin brecioasă, formată aproape numai din fracturi de minerale cris- STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 239 talizate, cu porțiuni în formă de fășii în care bobul este extrem de mărunt și roca apare neîmpestrițată cu alb, ci numai roșie-brună închis. La microscop, roca apare constituită din numeroase bucăți sparte sau nu, de feldspat plagioclaz, foarte sodic (albit) care face impresiunea a fi rezultat din transformarea unui feldspat potasic. Din acest din urmă feldspat se mai întâlnesc încă petece mici în plajele de plagioclaz sau, în acelaș plagioclaz se întâlnesc porțiuni pline cu mică albă microlitică, evident urme ale substanței potasice care a existat într’un feldspat în bună parte potasic, dispărut. In rocă se întâlnesc și frânturi mai mari și mai mici de cuarț (până la 1 mm diametru), aproape întotdeauna rotunjite; bucăți de rocă formate dintr’un aglomerat de sferolite de feldspat, cari se împiedecă în creștere și cari au între ele sdrențe de cuarț cristalizat în puținele locuri libere dintre sferolite; bucăți de sticle transformate în microfelsit și numeroase grăunțe foarte fine de mag- netit (ferrit), datorit punerii în libertate a fierului care coloră primordial sticla; bucăți de trahit sau poate de plagitrahit. alcătuite din stinghii microlitice de oligoclaz cu aprox. 20% An, așezate ca în structura trahitică, într’o masă alcă- tuită în cea mai marc parte din chlorit, cevă mai puțin magnetit și poate și ceva sericit; bucăți constituite numai din chlorit și grăunțe foarte fine de magnetit; bucăți de calcitpe crăpăturile căruia s’a depus chlorit; bucăți mărunte de sticlă colțurate sau ovale, iar totul e cimentat de o masă brună deschis murdară, colo- rată pe alocurea mai intens în roșu-brun care face impresiunea unei cenuși foarte fine, devitrificată. Tufurile comenditice din regiunea M e n a k a, se prezintă m a c r o s- co p i c caomassă bnccioasă verde deschis în care înoată porțiuni mici de coloare verde mai intens, roșii, roz sau brune, și de cuarț incolor. La microscop, roca se prezintă constituită din bucăți colțurate sau corodate de c u a r ț, mult mai multe bucăți colțurate sau corodate de feld- spat plagioclaz sodic (albit) perfect limpede, foarte rar maclat după legea albit. 'Iotul este chituit într’o massă alcătuită din frânturi concoidale de sticlă (foarte mărunte), incoloră, proaspătă,nedevitrificată,plutind într’o massă kriptocristalină bogată în firișoare de chlorit (desigur tot cenușe mai fină, devitrificată). La Hadjara, se întâlnesc tufuri con' enditice formând o trecere în spre tufurile trahitice. M a c r o s c o p i c, ele se prezintă ca o masă cu bobul fin, aproape poroasă, de coloare cărămizie-violet, cu foarte rare și extrem de mici cristale de feldspat. La microscop, roca se arată a fi un tuf complet devitrificat. El a fost constituit primordial din cinerite (spărturi concoidale de sticlă), astăzi complet devitrificate și transformate într’un agregat microgranitic foarte mărunt de feldspat acid și de cuarț. Institutul Geologic al României 240 DAVID ROMAN Roca este bogat impregnată cu pulbere roșie-cărămizie (desigur hematit), care conturează fostele cinerite, indicând forma pe care o aveau. In rocă sc mai întâlnesc și puține și foarte mărunte geode de chlorit și calcit. In regiunea S a a n a, tufurile se prezintă macroscopic ca o massă pământoasă compactă de coloare albă-verzuie sau albă-rozie murdar, cu foarte rare spărturi, foarte mărunte, de cuarț și plagioclaz. La microscop, unele probe se arată a fi tufuri cineritice tipice. Ele sunt formate din pereți de alveole sticloase (cinerite), de cele mai variate forme, incolore, nedevitrificate sau cel mult cu un slab început de devitrificare felsit că. Intre cinerite se află o massă, în parte sticloasă în parte criptofelsitică, in- coloră. La marginea dintre această masă și cinerite, este o zonă foarte îngustă formată din paiete foarte fine, scurte, de chlorit (?). Această zonă apare între nicolii paraleli, verde-gălbui foarte deschis; iar coloarea de birefrigență este tot verde-gălbuie. Uneori, bucăți mai mari decineriteau în massa lor mici sferolite de chlorit. In rocă se mai întâlnesc și petece de magnetit. cari chituesc cineritele; apoi spărturi uneori corodate, de plagioclaz foarte acid (albit), maclate fin după legea albit și albit d- Karlsbad, perfect limpezi; cuarț în foarte mică cantitate, în grăunțe mici rotunjite. Uneori, tuful descris mai sus este complet devitrificat. O parte din cinerite s’au transformat într’un amestec microgranitic fin, iar restul, împreună cu restul pastei e transformat într’un agregat kripto-microfelsitic, impregnat cu foarte fine și scurte ace de chlorit și cu mult minereu brun în grăunțe foarte mici. In rocă se mai întâlnesc câteva grăunțe mici de acelaș feldspat plagioclaz ca în roca precedentă, foarte puține spărturi de cuarț și magnetit, și mult apatit în ace extrem de fine. 2. TRAHITE și PLAGITRAHITE Pânze de trahite se întâlnesc, începând dela Obal. In Oua di S a h a m lângă satul H o u m b o u 1 i a, se întâlnește alternând cu trahido- leritele un h o 1 o 1 e u c o t r a h i t alcalin sodic, care m a c r o - s c o p i c se prezintă ca o pastă microcristalină poroasă, cenușie închisă, în care plutesc fenocristale mărunte de plagioclaz și cuiburi de plagioclaz, chlorit și magnetit. La microscop, roca se arată formată din fenocristale de plagio- claz, plutind într’o pastă alcătuită în cea mai mare parte din microlite de plagioclaz. Fenocristalele au formă aproape tabulară, de 2—3 mm în diametru și de % mm grosime; ele sunt maclate polisintetic după legea albit (numai de câteva Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 241 ori repetat) și au compoziția unui a 1 b i t - o b I i g o c 1 a z cu 8—io°/0 An, ceeace rezultă din faptul că au indicii de refracție foarte mici și maximum un- ghiului de extincțiune din zona simetrică n /M este de 160. Fenccristalele de plagioclaz sunt aproape complet transformate în mult c a 1 c i t și mai puțin p e n i n (indicii de refracție între ai calcitului), verde deschis nepolichroic,cu birefringența extrem de scăzută în nuanțe cenușii închis verzui sau negru. Peninul are structura sferolitică; el se întinde dealungul clivagelor sau a planelor de maclă înlocuind uneori porțiuni întregi din una din lamelele pla- gioclazului maclat polisintetic. Pasta este alcătuită din două gen era țiu ni. Prima generație este formată de microlite de plagioclaz, care imprimă pastei o structură in tersertalâ trahitică și, o a două generație este formată dintr’o concreștere aproape panallotriomorfă de stinghii mai mărunte, mai scurte, de feldspat vărgat, grăunțe foarte mărunte de un mineral nevărgat allotriomorf, poate cuarț, poate nefelin, chlorit și nunieroase grămejoare rotunde de magnetit. In această a doua generație de microlite, se găsesc și grămăjoare de un mineral care se întâlnește în forme mărunte sferice, cu birefringența ca a feld- spatului, cu indicii de refracție, cuprinși între 1,48 (calcit) și 1,58 (chlorit), cu o mică grămejoară de pulbere neagră în centru; cred că acest mineral este n e f e 1 i n. Microlitele de plagioclaz, din prima generație a pastei, sunt deaceeaș com- poziție cu fenocristalele (maximum unghiului de extincțiune din zona sime- trică este n'p/M= 160). Și ele sunt transformate în parte, încâlcit și penin, însă această transformare se face într’o mai mică măsură ca la fenocristale. Uneori, este centrul microlitului acela care e transformat în întregime în calcit, alteori e transformată în întregime una din lamelele maclei. Calcitul și chloritul, sunt de sigur, datorite unei veniri hidrotermale mai târzii care dealtfel a format în rocă numeroase vacuole cu calcit, chlorit și nefelin, în forma măruntă sferică, despre care am vorbit mai sus. In regiunea dela Hadjela, se întâlnesc la D j e b e 1 TI a m a r a și pânze de hololeucotrahite alcaline granofirice sodice. Macroscopic, roca se prezintă ca o massă fin grăunțoasă poroasă, de coloare galben-brună deschis (coloarea pielii tăbăcite) în care se disting fenocristale de feldspat până la 2 mm în diametru și grămejoare mult mai mărunte de o pulbere neagră. La microscop, roca se arată constituită din puține fenocristale de ortoclaz micropertitic, foarte albitic, plutind într’o pastă cu structură panallotriomorfă în care indivizii sunt porțiuni mărunte fără formă, stingând uniform, probabil de cuarț, în care sunt incluse ro Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. r Institutul Geologic al României 242 DA VID ROMAN* neregulat, extrem de fine și foarte numeroase cristale aciculare de feldspat plagioclaz acid, înnecate și voalate în massa gazdei1). Toată pasta este des impregnată cu grămejoare de un mineral galben ca mierea, slab verzui care pare a fi un epidot. In regiunea Attara și Menaka, se întâlnesc din nou pânze trahitice. Ele sunt formate din t r a h i t e alcaline sodice, de fapt h y a- 1 o t r a li i t e alcaline-sodice devitrificate și b i m s t e i - n u r i trahitice alcaline devitrificate. Ilyalotrah ițele alcaline sodice devitrificate se prezintă macroscopic ca o masă microcristalină până la kriptocrista- lină.cu spărtura aproape cornoasă, de coloare brun-violacee sau verzuie oliv în care plutesc cristale albe izometrice de feldspat până la 3 mm lungime. La microscop, roca se arată a fi avut fără îndoială o pastă sticloasă, astăzi complet devitrificată și chiar înaintat cristalizată. Dovezi despre aceasta sunt, în unele secțiuni, fostele curbe de devitrificare perlitică, jalonate și acum de șiruri de fine grăunțe de minereu negru. In unele părți ale rocii, produsul de devitrificare este o țesătură foarte fină de microlite lungi, foarte subțiri, de feldspat,uneori cu o vădită tendință tra- hitică, alteori trahitică divergentă, asemănătoare cu porțiuni de sferolite sau cu mănuchiuri de stinghii fine; uneori sunt șliruri în cari microlitele de feld- spat sunt mai mult sau mai puțin izometrice, așa încât aceste șliruri dau impresiunea unei foarte fine structuri ortofirice în care însă nu se distinge nici o urmă de cuarț. In alte părți ale rocii, porțiunile cu structură trahitică sunt amestecate cu porțiuni a căror structură amintește structura ortofirică. Printre finele microlite de feldspat cari alcătuiesc porțiunile cu structură trahitică, a mai rămas în unele părți ceva massă felsitică, iar în alte părți, mai ales în cele cu structură ortofirică, micile microlite de feldspat sunt chituite de mici plage de cuarț în cari plutesc ca într’o pegmatită grafică inversată, mi- crolite și mai fine de feldspat. Am impresiunea că microlitele de feldspat din pastă apar uneori maclate după legea albit, așă încât, întreg feldspatul pastei ar fi în orice caz foarte albitic. Pasta mai are și mult sericit în paiete foarte fine, mult mai puțin minereu negru brun răspândit în rocă în grăunțe fine, formând uneori cuiburi. *) Pare a fi un g r a n o f i r inversat (feldspat în cuarț). Cred că această inver- sare a granofirului se întâmplă numai la e ut ec t ic ul albi t-c u a r ț, pe când fenomenul invers se întâmplă la e u t e c t i c u 1 ortocla z-c u a r ț. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 243 Fenocristalele și frânturile de fenocristale uneori corodate, sunt de albit sau de albit-ortoclaz maclate după legea albit, cu maclațiunea scurtă care se pierde spre mijlocul plajei, cu aspect de flăcări, cu suprafețe tulburi. Este foarte probabil un amestec izomorf albit-ortoclaz (anortoclaz ?) cu foarte puțin ortoclaz.Dealtfel, aceste fenocristale sunt foarte bogate în inclu- ziuni de sericit. Analiza acestor h y a 1 o t r a h i t e alcaline sodice h o 1 o- 1 e u c o c r a t e (Dr. N. MetTa) ne dă Dens.— 2,570 Si 0., 77.12 MnO 1,02 AIA 12,72 MgO 0,17 Fe2Os 6,42 Ca 0 °>93 Fe 0 0,89 K2 0 1,11 Ti 02 0,08 Na2O o ,63 P2 05 0,09 P.a. f. 0,22 101,40 Compoziția mineralogică normală, calculată după me- toda petrografilor americani este: C u a r ț 66,48 E n s t a t i t 0,40 Ortoclaz 6,67 M a g n e 1 i t 5,80 Albit 5-24 H e m a t i t 2,40 A n 0 r t i t 3,61 I 1 m e n i t 0,15 Cori n d 0 n 8,98 A p a t i t 0,31 Parametri acestei roci după aceeași autori, sunt: I, 2, 3, 3, După Csann, formula acestei roci este: s82 aio-l C7'8 fll-8 n2'2 7fi B i m s t e i n u 1 t r a h i t i c alcalin, se prezintă macroscopic ca o massă fin zaharcidă de coloare verde în care se observă conturul vacu- olelor umplute cu chlorit sau cu calcit. La microscop, se observă că prin devitrificare s’a produs un țesut trahitic de microlite de plagioclaz foarte acid (albit cu aprox. 5—10% An). In diferitele părți ale rocii există toate trecerile între o sticlă cu un slab început de devitrificare și o sticlă devitrificată complet în care nu se mai vede decât foarte puțină substanță amorfă,cu margini foarte fine, între microlitele de feldspat. 16* Institutul Geologic al României 244 DA VID ROMAN Roca e foarte vacuolară: vacuole microscopice. Ele au fost umplute cu un amestec de cuarț, feldspat și chlorit cum dealtfel și locurile libere dintre mi- crolite au fost umplute cu porțiuni mici de pastă cu structură microgranitică aproape kriptocristalină, cu chlorit în agregate de mici sferolite sau cu calcit. Roca are și câteva foarte mici frânturi de cuarț și de o 1 i g o c 1 a z. In regiunea dela S a a n a, se întâlnesc f e 1 s o t r a h i ț e alcaline sodice. M aer oscop ic, roca are o înfățișare cornoasă, de coloare cenușie des- chis violacee, cu foarte rare fenocristale până la i mm diametru de sanidin. La microscop, roca se prezintă ca o sticlă care a curs în stare vâscoasă, așa încât, apare formată din straturi subțiri, alcătuite din picături microsco- pice, alungite, ca târîte în stare vâscoasă, înnecate într’o massă incoloră. Roca este complet devitrificată; picăturile de sticlă târîte-alungite sunt unele devitrificate microfelsitic, altele au însă o devitrificare mai înaintată. Acestea din urmă au înfățișarea unor geode microscopice ai căror pereți sunt tapisați cu cristale foarte mărunte, aciculare, de feldspat foarte acid, cu vârful în spre interior, iar restul geodei este umplut cu cuarț. Restul rocii este o sticlă incoloră cu devitrificare felsitică, plină de microlite a căror natură nu se poate determină din cauza dimensiunilor lor prea mici. Analiza chimică a acestui felsotrahit alcalin dă: (I. COPUZEANU). Si O2 71.69 Ca 0 2,57 Al? O3 10,75 Mg O o,53 Fe, O3 4-44 k2 0 4.19 Fe 0 o,44 Na2O 4.46 Mn 0 0,86 P. a. f. 0,88 100,81 Această analiză arată, spre deosebire de hyalotrahitul precedent, alături de o cantitate relativ mare de SiO2, o cantitate mare de alcalii în acelaștimp cu o diminuare a A12O3. Compoziția mineralogică normală calculată după me- toda petrografilor americani capătă un aspect cu totul altul. Cuarț...........27,84 Acm ii ...............4,62 Ortoclaz . . . . 25,02 Wollastonit . . 5,34 Albit..........31 >44 E n s t a t i t.1,72 Metasilicat de Na . . 0,37 Magnetit . . . . 4,18 Cantitatea de Al2 0;! este neobișnuit de mică pentru trahite și în genere pentru magmele sienitice și alcali sienitice. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 245 Parametri acestei roci, după aceiași autori sunt : I. 4> T> 3- Formula acestei roce după OsANN este: s77 aJ2'6 C0 ^17 U n6'3^ In regiunea dela M e n a k a se întâlnesc pânze de trahite foarte curioase. Numai asociațiunea lor geologică cu rocile alcaline ne îndreptățește să le considerăm ca trahite alcalice și până la un punct și aciditatea relativă a feld- spaților din cari ele sunt constituite; anume acești feldspați nu sunt mai bazici ca un andezin-oligoclaz cu 35% An. Structura lor trahitică pronunțată și lipsa completă a elementului mela- nocrat, alături de aciditatea feldspatului, ne fac să nu le punem alături de an- dezite, iar rolul cu totul secundar al cuarțului și prezența lui foarte redusă numai în pastă ne fac să nu le considerăm ca dacite. Aceste trahite alcătuite exclusiv din feldspat plagioclaz sunt complet lipsite de element negru (afară de magnetit) și au foarte puțin cuarț. N’a fost posibil să se identifice în aceste roci nici o urmă de feldspat potasic. afară poate de ultima parte a pastei cristalizată înainte de cuarț, când o parte din microliții de plagioclaz sunt amestecați poate cu ortoclaz așa încât individualitatea lor nu se mai poate distinge. Ele sunt sigur roci efusive, după indicațiunile pe cari le avem dela misiunea Botez. Aceste trahite cari trebuie considerate ca formând o c 1 a s ă a parte din familia trahitelor, le vom denumi plagitrahite în general, iar tipurile cari au încă în pastă mai mult sau mai puțină sticlă se vor numi h y a 1 o- plagitrahite. P 1 a g i a t r a h i t e 1 e se prezintă m a c r o s c o p i c ca roci cu o massă fin zaharoidă, de coloare cenușie sau cenușie verzuie în care plutesc uneori fenocristele tabulare de feldspat până la 3 mm lungime. La microscop, roca se arată constituită din fenocristale de plagioclaz cari plutesc într’o massă măruntă cu structura tra- hitică, constituită din microlite-stinghii de plagioclaz și mult magnetit. Uneori aceste microlite de plagioclaz sunt amestecate poate cu microlite de ortoclaz în așa fel încât individualitatea lor nu se poate mai distinge. La unele din aceste roci, fenocristalele lipsesc sau sunt de dimensiuni nu mult mai mari decât ale microlitelor din pastă. Fenocristalele de plagioclaz sunt un a n d e z i n acid cu aproximativ 36% An, cu maximum unghiului de extincțiune din zona simetrică n'p/M=20°. Institutul Geologic al României 246 DAVID ROMAN Ele se prezintă în indivizi tabulari maclați după legea albit, mai rar după legea albit-Karlsbad sau albit-periclin. Fenocristalele au puține incluziuni de mică albă microlitică. P a s t a este formată la unele din aceste roci din microlite-stinghii mărunte de plagioclaz, maclate după legea albit, cu extincțiunea-maximă din zona si- metrică în jurul lui zero; prin urmare un o 1 i g o c 1 a z cu aprox. 20% An; poate se află în această pastă și ceva ortoclaz. In toată pastă sunt răspândite grăunțe foarte mici, uneori o pulbere, de magnetit care se localizează de obiceiu pe marginea microlitclor de pla- gioclaz. O venire mai târzie a depus cuarț și calcit în mică cantitate. Cuarțul apare în cuibușoare mici; este bine înțeles allotriomorf, ocupând ca și calcitul ultimele locuri goale. Analiza chimică a unui plagitrahit (Dr. N. Metta) dă: Dens. — 2,672 Si O2 55 >95 Mg 0 0,71 AL o3 J3.52 Ca 0 6,17 Fe2 O;1 12,20 K2 0 4,23 Fe 0 0,85 Na2 0 2,79 1’2 Q, 1.13 P. a. f. 0,61 Mn 0 1 ,64 99,80 El dă următoarea compoziție mineralogică normală după metoda petrografilor americani: Cuarț..............15,1 Wdllastonit........5,0 Ortoclaz...........25,0 E n s t a t i t...1,8 Albit..............23,6 Magnetit..........8,1 Anortit............12,2 Hematit...........6,6 Apatit 2,5 Parametri acestei roci după aceiași autori sunt: II, 4. 2, 3. După Osann formula acestei roci este: S63 aG>7 C3>l ^20.2 nâ-o 7 H y a 1 o p 1 a g i t r a h i t e 1 e apar macroscopic ca roci fin zaharoide spre cornoase (cu atât mai cornoase cu cât partea amorfă este mai abundentă), de culoare cenușie slab verzuie-chocolat. La microscop structura lor se arată a fi trahitică, uneori pronunțat fluidală alteori cu tendințe spre o structură hyalopilitică. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN ?47 Roca este constituită din microlite de oligoclaz bazic cu aprox. 25% An, în formă de stinghii subțiri maclate după legea albit și albit-Karlsbad. In locurile goale dintre microlitele de plagioclaz se află o sticlă incoloră sau brună închis, după gradul de devritificare, mai mult sau mai puțin bogată în magnetit, de asemenea după cum e mai devitrificată sau nu. O soluție cuarțo-chloritoasă mai nouă a străbătut roca depunând foarte puține mici petece allotriomorfe de cuarț iar chloritul în agregate de sfero- lite pătrunde în toate locurile goale ca și pe clivagii. Trahitele deschise mai sus sunt însoțite de numeroase tufuri. In regiunea dela Ussil, t uf urile trahitice alternează cu cele comenditice. Macroscopic unele din aceste tufuri au înfățișarea breccioasă compactă și sunt formate din bucăți până la 10 mm în diametru de rocă vânătă sau roșietică într’o massă verzuie. La microscop, roca se arată a fi un tuf complet devitrificat transfor- mat într’o massă kripto-microcristalină. Este constituit din numeroase cristale și frânturi de cristale de feldspat plagioclaz foarte acid (albit), maclate după legea albit,într’o maclațiune deasă scurtă care dă impresiunea unei scânduri de șah. Se mai întâlnesc numeroase cuiburi mai mari și mai mici de cuarț și feldspat cu structură microgranitică foarte măruntă. Restul rocii este o massă kriptocristalină produsă evident prin devitrifi- carea micilor bucăți de cinerite. In această massă se află mult chlorit, ceva mai puțin calcit, minerale pro- venite probabil printr’o acțiune pneumatohidatogenă mai târzie. Această transformare în chorit și calcit atinge și bucățile de feldspat. Alte tufuri trahitice din regiunea Ussil se prezintă m a - croscopic ca o massă compactă, puțin poroasă, de coloare cenușie închis cu fine împestrițări albe de feldspat. La microscop, roca apare formată din multe spărturi de cristale și din cristale întregi mai mari sau mai mici, de feldspat plagioclaz foarte acid (albit) probabil bogat în potasă. Maclațiunea este de cele mai multe ori scurtă, pierzându-se spre mijlocul plajei și amintind o fină scândură de șah. Rămășițe de feldspat potasic în pla- jele de plagioclaz și bogăția în mică albă microlitică întăresc părerea că avem a face cu un feldspat plagioclaz care a fost primordial foarte bogat în ortoclaz. Roca n’are sfărâmături de cuarț. Conține însă: porțiuni mici de o rocă cu structură trahitică alcătuită din stinghii de albit vărgat și ceva magnetit; bucăți de sticlă murdară în cari plutesc rare microlite aciculare de plagioclaz \ IGR/ Institutul Geologic al României 248 DAVID ROMAN maclate după legea albit, de compoziția unui oligoclaz cu aprox. 20% An; geode extrem de mărunte rotunde sau ovale umplute cu agregate sferolitice de chlorit; bucăți foarte mărunte de o sticlă neagră complet opacă în care plutesc microlite în stinghii de plagioclaz maclate după legea albit; porțiuni colțurate sau ovale umplute cu calcit. Massa rocii este kriptocristalină, cu foarte puține porțiuni microcristalinc microgranitice în care cuarțul se pare că este în foarte mică cantitate. Massa rocii este foarte bogată în paiete fine de chlorit cari îi dau aspectul unui agregat fin acicular. Deasemenea conține multe grăunțe foarte mărunte de magnetit, în parte transformat în hidrat de fier. In regiunea M e n a k a, regiune în care s’au întâlnit plagitrahitele sem- nalate mai sus se întâlnesc și tufuri cari au o mare înrudire cu plagia- trahitele. M a c r o s c o p ic, roca se prezintă ca o masă compactă fin poroasă, vânătă brună cu pete roșietice și cu mici cristale de feldspat. La microscop, roca apare constituită din numeroase cristale și frân- turi de cristale de plagioclaz foarte acid (albit) cu maclațiunca scurtă, deasă, după legea albit, pierzându-se în spre mijlocul plagei. Massa rocii este o cenușe formată din frânturi mult mai mici de cristalele de plagioclazul citat mai sus și dintr’o masă kriptocristalină care pare a fi rezultat din devitrificarea unor cinerite, ceeace în stadiul de azi al rocii se vădește încă prin pulberea de magnetit care mai indică fostul contur al cine- ritelor. Roca conține și bucăți mici de hyaloplagitrahit. 3. IIOLOLEUCOTRAHIANDEZITE ȘI TRAHIANDESITE In regiunea dela Hadjela se întâlnesc, laDj Safassaf, h o 1 o 1 e u - cotrahiandezite cari după părerea noastră formează o trecere în spre hololeucoplagitrahite. Macroscopic, aceste roci se prezintă ca o masă microgrăunțoasă de culoare cenușie slab verzuie, cu extrem de rare fenocristale de plagioclaz și cu numeroase vacuole (până la 2 mm în diametru) umplute cu substanță chloritică. La m i c r o s c o p, roca se prezintă ca o masă cu structura h y a 1 o- pilitică trahitoidă spre i n t e r s e r t a 1 ă, formată din micro- lite de p 1 a g i o c 1 a z, sticlă și chlorit. Microlitele de plagioclaz au compoziția unui oligoclaz cu aprox. 20—25% An, pentru că au indicii de refracție ceva mai mari ca ai balsamului iar maximum unghiului de extincțiune din zona simetrică este de aprox. 2—30. Microlitele sunt maclate după legea albit în doi sau în mai mulți indivizi; foarte rar se asociază și macla după legea periclinului. Institutul Geologic al României 16 RZ STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 249 Aceste microlite sunt în genere limpezi, n’au marginea netă, iar capetele sunt sparte; în multe cazuri ele sunt în întregime sau numai în parte transfor- mate în calcit. Spațiile dintre microlitele de plagioclaz sunt ocupate de o sticlă verde- brună în cea mai mare parte devitrificată, în care minereul care coloră pri- mordial sticla în brun, s’a strâns în grăinejoare mici sau în skelete. Poate că în spațiile dintre microlitele de plagioclaz, împreună cu sticla, să fie și ceva ortoclaz; acest mineral însă n’a putut fi identificat. Tot în pastă, alături de sticla devitrificată, se găsește și foarte mult chlorit, în grămejoare așezate fără regulă sau în aglomerate de sferolite, precum și foarte mult calcit de cele mai multe ori amestecat neregulat cu chloritul; în rocă se mai întâlnește și câte o rară picătură de cuarț. In rocă se mai află și vacuole umplute cu un amestec de cuarț, chlorit și calcit. Analiza chimică a acestui hololeucotrahiandezit este (1. Copuzeanu) Si O2 46,59 Ca 0 7,05 ai2 o3 9,54 Mg 0 4.87 Fe» O3 16,82 k2 0 0,60 Fe 0 7,59 Na2 0 4>27 P2 o5 urme P. a. f. 1,80 Mn 0 0,89 100,02 Compoziția m i n e r a 1 o g ă normală calculată după metoda petrografilor americani este: Cuarț.........3,06 Ortoclaz . . . . 3^34 Albit.........3 6,68 Anortit........... 5,28 Diopsid ........24,14 Enstatit.......... 2,60 Magnetit . . 25,06 Parametrii acestei roci după aceeași autori sunt: HI, 5.2 ,5. Formula după Osann a acestei roci este S51 a4,5 Cl>2 l24>3 n9>2 & In regiunea dela M e n a k a (Hadjara, Dj. Chibam) h o 1 o 1 e u c o t ră- ii i a n d e z i t e 1 e au un caracter ceva mai bazic. M a c r o s c o p i c, aceste roci se prezintă fin zaharoide, de coloare neagră lucioasă sau cenușiu închis brun. In masa fin zaharoidă se pot observa feno- cristale de feldspat incolore, până la 2 mm lungime. 25° DA VID ROMAN La m i c r o s c o p, roca se prezintă formată din fenocristale de plagioclaz plutind într’o pastă formată din stinghii de p 1 a g i o- c 1 a z și mult magnetit. In unele probe această pastă are o structură trahitică tipică, iar în altele o structură intersertal-t rahitică. Fenocristalele de plagioclaz sunt un labrador a cărui compoziție în diferitele probe, luate toate din regiunea Menaka, variază între 70% An, în sâmbure până la 50% An în zone. Probele cu structură trahitică tipică au feldspatul (60% An) zonat numai cu o singură zonă îngustă a cărei compoziție se coboară până la un albit-oligoclaz cu aprox. I5°/O An. La probele cu structura intersertală trahitică, fenocristalele au numeroase zone înguste, cu recurențe bazice și nu se coboară niciodată mai jos de 50% An. Fenocristale de labrador sunt tabulare, au lungimi variabile până la 2 mm și lățimi până la % mm- Ele sunt perfect limpezi,-maclate după legale albit și albit + Karlsbad și nu sunt deloc alterate. Stinghiile de plagioclaz din pastă sunt, la probele cu structură trahitică, de compoziția zonelor fenocristalelor, adică sunt un albit oligoclaz cu aprox. i5°/0 An, iar în probele cu structură intersertală-trahitică microlitele din pastă sunt ele înșile zonate și sunt de compoziția ultimelor zone ale fenocrista- Jelor respective, deci un labrador acid a cărui compoziție variază dela sâmbure la zona cea mai externă, între 59—60% An. Microlitele de feldspat se prezintă în stinghii cu conturele în ge- neral nete, ele sunt limpezi, maclate după legea albit și foarte frequent după legea albit -f- Karlsbad, și numai în unele cazuri sunt pătrunse pe clivagii și pe crăpături de chloritul adus de o venire hidrotermală târzie. Această venire a făcut ca unele probe să fie bogat impregnate cu calcit, chlorit și ceva calcedonie; minerale cari pe alocurea formează rari și foarte mărunte geode până la 2 mm în diametru. A n a 1 i z a acestei roci arată (Dr. N. METTA): Si 0, 57>°S MnO 1.04 AIA 12,65 MgO 3.76 Fe2O;i 9,21 Ca 0 5 >49 Fe 0 0,30 K2 0 3.46 Ti 02 — Na20 5>92 1% 0,07 P.a.f. 1,03 100,01 Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE TN YEMEN 25’ Compoziția mineralogică normală calculată după metoda petrografilor americani arată: Cuarț..............1,98 W o 1 1 a s t o n i t . . . . 11,14 Ortoclaz . . . . 20,57 Enstatit ............9,50 Albit.............46,11 M a g n e t i t......4,41 Ac mit.............3,70 O ligi st ...........4,96 A p a t i t....0,34 Parametrii acestei roci, după aceiași autori, sunt: II, 5, 1,4. Formula chimică după Osann este: 8^2 ®s,i c0 fa 1,9 n7>2 fi- Există și unele tipuri de h y a 1 o h o 1 o 1 e u c o t r a h i a n d e z i t e, tipuri cu pastă sticloasă. Macro scop ic, aceste roci se prezintă ca o masă fin zaharoidă com- pactă, uneori cu spărtura cornoasă, de culoare neagră mată sau neagră brună. In această massă plutesc fenocristale incolore sau albe, tabulare, de feldspat cu aspect sticlos, în dimensiuni până la 10 mm. La microsc o-p, roca se prezintă formată din fenocristale de plagioclaz cari plutesc într’o pastă cu structura i n t e r s e r- tală-trahitică, formată în unele roci din stinghii fine de plagioclaz plutind într’o sticlă brună deschis, devitrificată. Prin această devitrificare sticla s’a transformat într’un aglomerat verde gălbui de extrem de mărunte sferolite de chlorit și poate și ceva feldspat, iar substanța care a colorat-o în brun a cristalizat în cristale lungi și skelete de cristale de magnetit. La alte roci pasta e formată din microlite de plagioclaz cari plutesc într’o sticlă brună devitrificată. Prin devitrificare această sticlă s’a transformat în microlite extrem de fine de feldspat, grupate radiar sau în formă de snop sau în formă de fulg sau în forme arborescente, fiecare din firele microlitice fiind despărțite de vecinul său prin spații înguste umplute cu traine-uri de fine grăunțe de minereu negru brun. Fenocristalele de plagioclaz sunt în unele roci un labrador bazic cu 80—70 % An, limpezi, perfect proaspete, maclate după legea albit și albit 4- Karlsbad. Microlitele de plagioclaz din pastă sunt un labrador acid cu 40—50 % An. Institutul Geologic al României \ 16 RZ 252 DAVID ROMAN In alte roci, fenocristalele sunt un labrador cu 60—50% An, tot așa de limpezi, nealterate, maclate după legea albit sau albit -|-Karlsbad și înconjurate de o zonă îngustă de un labrador cu 55—60 % An. Microlitele din pastă sunt de compoziția zonei fenocristalelor. In toate cazurile microlitele sunt perfect limpezi, în stinghii nu prea lungi, uneori cu contur scurt dreptunghiular, maclate după legea albit și albit -|— Karlsbad. In unele probe se întâlnesc mici goluri umplute cu o venire mai târzie de chlorit și cuarț sau puține crăpături umplute cu această asociație de minerale. Tipuri de t r a h i a n d e z i t e propriu zise se întâlnesc în regiunea dela B o h a k, dela U s s i 1 și dela M e n a k a. LaBohak înDj.Damir, trahiandezitele se prezintă m a c ro- s c o p i c ca o masă foarte fin grăunțoasă de culoare neagră vânătă în care se deosebesc foarte rare cristale de plagioclaz. La m i c r o s c o p, roca se prezintă formată din foarte puține fenocris- tale de plagioclaz cari plutesc într’o p a s t ă cu o structură intermediară între o structură t r a h i t i c ă și una p i 1 o t a x i t i c ă (ande- zitică), alcătuită din microlite de feldspat plagioclaz (poate și ceva feldspat potasic), piroxen, magnetit și apatit. Fenocristalele de plagioclaz au compoziția unui labrador cu 48—50% An, cum reese din următoarele măsurători Ungh. de ext. n p /M (1) (1') (2) 29° 26° 150 Secțiunile perfect centrate perpendiculare pe bisectrița ascuțită ng, dau ungh. de ext. np/M—230 Indicii de refracție mai mari ca ai cuarțului. Fenocristalele de plagioclaz se prezintă în stinghii lungi până la 2 mm și late de 1 mm. Indivizii sunt maclați după legea albit și albit+Karlsbad. Aceste fenocristale sunt transformate într’o mare măsură într’o îngrămădire solzoasă, neregulată, de mică albă microlitică. Porțiunea transformată ocupă o zonă lată pe margini, lăsând de multe ori mijlocul cristalului perfect limpede. Fenocristalele sunt pe alocurea corodate dealungul clivagelor și umplute cu o substanță feldspatică cu indicii de refracțiune mult mai mici, cu unghiul de extincțiune n'p/M mic (cam 7—90) prin urmare un albit-oligoclaz. Am impresiunea că mica albă microlitică nu este un produs de alterare al fenocristalelor, ci e în legătură genetică cu feldspatul mai acid. Că acesta a conținut primordial o mare cantitate de substanță de feldspat potasic și când a inundat fenocristalele înconjurându-le pe margini sau pătrunzând peclivagii și Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 253 crăpături s’a produs o separare a moleculeialbit-oligoclazică, de cea ortoclazică; se observă de pildă pe clivagiile fenocristalelor substanță de albit-oligoclaz asociată cu paiete de mică albă microlitică. Microlitele de plagioclaz din pastă se prezintă în formă de stinghii scurte, cu conture neregulate, maclate după legea albit, împiedicându-se în creștere. Compoziția lor este aceea a unui albit-oliglocaz cu aprox. 10 °/0 An, căci indicii de refracție sunt mai mici ca ai balsamului de Canada, iar maximul unghiului de extincțiune din zona simetrică este de aprox. 150. Nu se distinge bine dacă în pastă este și ceva feldspat potasic. Microlitele de feldspat plagioclaz au însă și ele numeroase incluziuni de mică albă microlitică pe lângă foarte numeroase prisme aciculare de apatit și ceva epidot. Afară de microlitele de plagioclaz, în pastă se mai află și ceva mai puține microlite de un p i r o x e n d i o p s i t i c (poate diopsid inagnezian) cu unghiul de extincțiune n'g/c până la 44°, în prisme scurte de cele mai multe ori sau în grăunțe mai mult sau mai puțin ovale, amestecate cu o cantitate egală de minereu negru, foarte probabil titano magnetit, în grăunțe uneori cu contur patratic, de cele mai multe ori aproape skelete, în parte transformate în sfen. Acest titanomagnetit se găsește de obiceiu în grămejoare în care e asociat cu piroxenul pe care îl înconjoară și de care e înconjurat, și cu apatitul. A p a t i t u 1 se găsește în pastă în cantitate neobișnuit de mare, în prisme lungi de diferite dimensiuni, dela dimensiuni aciculare până la mărimea micro- litelor de plagioclaz și de piroxen. EI e inclus fără deosebire în microlitele de plagioclaz, în piroxen, în mag- netit. In pastă se mai obseivă o ultimă venire de chlorit care mulează totul, atât microlitele de feldspat (între cari uneori chloritul e prins în pană ca în structura ofitică) cât și piroxenul, magnetitul sau apatitul. Petecele de chlorit au o structură sferolitică măruntă. Trahiandezitele dela Ussil sunt de două tipuri. Primul tip se prezintă microscopic ca o masă grăunțoasă nu prea măruntă, cenușie, cu luciu sticlos, în care plutesc multe cristale tabulare de plagioclaz, incolore,sticloase,maclate, în dimensiuni până la 6, 10, 15 mm. La microscop, această rocă se arată constituită din fenocristale de plagioclaz cari plutesc într’o pastă holocristalină formată din plagioclaz, piroxen, a in f i b o 1 și magnetit. Fenocristalele de plagioclaz tabulare, de dimensiunile indicate mai sus, sunt zonate, numeroase zone cu numeroase recurențe bazice. Zonele sunt foarte înguste, iar compoziția lor variază între limite apropiate afară de ultima zonă care reprezintă un salt brusc în compoziție. L M Institutul Geologic al României \_IGR/ 254 DAVID ROMAN Aceste fenocristale sunt maclate polisintetic după legea albit, albit +Karls- bad și foarte rar după legea periclin, în lamele înguste. Indivizii sunt limpezi, nealterați și au numai puține incluziuni de magnetit și de pastă crista- lizată. Compoziția fenocristalelor este aceea a unui labrador care variază între sâmbure și zone între 70—60% An (ungh. de ext. maxim, din zona simetrică n'p/M=44°); zona cea mai exterioară scoborându-se brusc în rarele cazuri când există, cum am arătat mai sus, la un a 1 b i t - o 1 i g o c I a z cu aprox. 14% An. Pasta are structură i n t e r s e r t a 1 ă. Ea este constituită din mi- crolite de plagioclaz în cantitate ceva mai mare, piroxen, în mare parte trans- format în amfibol și dintr’un minereu negru, probabil magnetit, în cantitate aproape egală cu piroxenul. Feldspatul plagioclaz microlitic din pastă are structură zonară. Sâmburele cristalelor formează cea mai mare parte din individ, iar zonele fără recurențe bazice, cu treceri flue, ocupă numai o margine îngustă. Compoziția microlitelor în centru, judecând după maximul unghiului de extincțiune din zona simetrică (300) este aceea a unui labrador a c i d cu aprox. 50—55% An, iar zonele se coboară până la un albit-oliglocaz sau un oligloclaz acid cu 12—15% An, (ext. maxim.•••= io0). Microlitele de plagioclaz sunt maclate după legea albit, albit+Karlsbad, albit+periclin. Zonele ultime sunt împiedicate în creștere de piroxen, amfibol și magnetit. Piroxenul este un augit; are birefringența ridicată, este polichroic: Wp roșietic. ?/ j, incolor. foarte dispers g>r, semnul optic negativ, unghiul de extincțiune maximă c a. 46°. El mulează plagioclazul microlitic în mod o f i t i c, însă e contemporan cu ultimele zone ale acestuia. Piroxenul se întâlnește și în indivizi cu conturul prismatic scurt. Piroxenul este transformat în parte într’un amfibol f i b r o s cu po- lichroismul n 'g verde deschis 11 'p galben verzui deschis aproape incolor, cu unghiul, de extincțiune nec = 2o“, deci o hornblendă comună verde. Acest amfibol este vădit de origine secundară pentrucă se observă ușor amfibolizarea progresivă a piroxenului pornind de pe margini și de pe clivagii așă încât uneori nu rămân decât câteva petece de piroxen îngropate în amfibol, STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 255 împreună cu rămășițele de minereuri negre brune în picături și ceva epidot, rezultatele din transformarea piroxenului. Amfibolul prezintă la rândul său un început de c h 1 o r i t i z a r e și u ră- ii t i z a r e. Transformarea piroxenului în amfibol începe fără îndoială odată cu acidificarea plagioclazului. M a g n e t i t u 1 se găsește mulând în mod ofitic plagioclazul microlitic, este mai vechiu decât piroxenul. Roca mai are și extrem de puține picături de cuarț. Analiza chimică a acestei roci (Dr. N. Metta) arată: Si O2 49>38 MnO i.3° AI2O3 I7>°5 MgO 1,92 Fe2O.t 8,18 Ca 0 13.80 Fe 0 6,15 K2 0 1,42 Ti 0., 0 17 Na2O o.97 Pi o5 0,96 P.a.f. 0,36 iot ,66 Compoziția mineralogică normală calculată după metoda petrografilor americani arată: Cuarț 10,38 E n s t a t i t 0,50 Ortoclaz 8,34 H y p e r s t e n 0,66 Albit 8,38 M a g n e t i t 11,60 A n 0 r t i t 37.25 A p a t i t 2,35 D i 0 p s i d 20,45 11 m e n i t 0,30 Parametri acestei roci după aceiași autori sunt n, 4.4> 3- Formula chimică după Osann este: S54 ar>7 CJ>7 ^20.6 n5,l J' Un al doilea tip de trahiandezit care se întâlnește la U s s i 1 este un trahiandesit olivinic care se prezintă macroscopic ca o masă măruntă zaharoidă de culoare cenușie neagră. La microscop, roca se arată a avea un singur timp de cristalizare și o structură care este un tip de trecere între structura ofitică și cea trahitoidă. Roca e formată din microlite de feldspat plagioclaz, mult mai puțină olivină și iddingsit, chituite de sticlă verde murdar, în mare parte devitrificată. Institutul Geologic al României 256 DAVID ROMAN Microlitele de plagioclaz aparțin unui labrador cu 55—60% An, judecând după unghiul de extincțiune de 310 din zona de simetrie. El se prezintă în stinghii lungi, maclate după legea albit, albit + Karlsbad și extrem de rar după legea albit+periclin. Plagioclazul este perfect limpede, foarte slab zonat, o singură zonă cu tre- ceri flue în care compoziția se coboară până la 30—40% An. I d d i n g s i t u 1 este verde polichroic în n'p verde deschis o n'p galben aproape incolor Indicii de refracție n'p < N (al balsamului). n 'g < N (al balsamului). Birefringența ridicată; clivagiul pronunțat după (100). El se întâlnește asociat cu o 1 i v i n a, decât care bine înțeles e mai nou, în cristale foarte mărunte bipiramidate. Pe alocurea e transformat în serpentin. O I i v i n a, cu caracterele obișnuite, se întâlnește și ea în prisme bipirami- date și este anterioară plagioclazului. Restul rocii este format dintr’o sticlă de culoare verde murdar deschis (aproape verde butelie) în bună parte devitrificată. Această devitrificare se face în mod foarte curios. Pe alocurea sticla este plină de interpozițiuni foarte mărunte de magnetit, foarte probabil așezată în șiruri paralele, în zone neregulat distribuite în plaje. In domeniul acestor zone înguste de interpozițiuni de fier, sticla este slab birefringentă. Și anume birefringența este produsă de niște bastonașe mici cu lungimea în sensul lungimii zonei, așezate cap la cap și câte mai multe șiruri unul lângă altul. împreună cu interpozițiunile de minereuri aceste porțiuni dau impresia unui bronzit, fără însă de a fi vorba de un mineral unic. Pe alocurea interpozițiunile de minereuri sunt bacilare și se asociază arbo- rescent sau neregulat. In alte porțiuni ale aceluiaș preparat, devitrificarea se face în următorul mod, foarte curios. Se ivesc în sticlă dungi vermiforme care înconjoară spații de sticlă cu conture neregulate. Aceste dungi vermiforme examinate mai dea- proape se dovedesc a fi căptușite pe ambii pereți interiori cu fibre scurte de serpentină fibroasă, așezate cu lungimea perpendicular pe margine. La contactul sticlei cu cristalele de olivină, marginea acestora din urmă este conturată în afară, de un asemenea șnur de serpentină. In alte porțiuni ale aceluiaș preparat, sticla are multe petece neregulate de serpentină sau sferolite de serpentină, cu zone concentrice, cu structură radiară, sau sferolite cu razele extrem de fine de o serpentină galben-brună, înconjurată de o zonă cu structura radiară de serpentină verde. In afară de elementele descrise mai sus se mai află în acest trahiandezit olivinic și foarte mult apatit, deopotrivă de răspândit în toate mineralele și în sticlă. Ja Institutul Geologic al României IG RZ STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 257 4. HOLOLEUCOTRAHIDOLER1TE ȘI TRAHIDOLERITE In zona premuntoasă, se întâlnesc pânze de trahidolerite la W a d i M a t h a 1 și W a d i S a h a m (Obal) și la D j. S a f a s a f și D j. D a m e r (Hadjela). In zona muntoasă se întâlnesc trahidolerite la O u e 1 și în regiunea S a a n a. Magma trahidoleritică a suferit o bogată diferențiate, dând naștere la nu- meroase tipuri (faciesuri constituționale). Și între trahidolerite se întâlnesc tipuri hololeucrocate. Anume în Dj eb el D a m e r (Hadjela), se întâlnesc trahidolerite cu totul lipsite de element negru, afară de magnetit și ceva chlorit. Macro sco pic, trahidoler ițele hololeucocrate se prezintă ca o pastă neagră cenușie, poroasă, microcristalină în care cu lupa se poate distinge existența finelor microlite de plagioclaz. In această pastă, plutesc mari fenocristale de plagioclaz tabulare, în dia- metru până la 5 mm, groase de 1/5 mm până Ia 1 mm, așezate aproape toate cu lungimea în aceeaș direcțiune. Foarte puține cristale de plagioclaz sunt ceva mai mari. Macroscopic, se mai pot observă numerose vacuole umplute cu strate concentrice de chlorit. La microscop, fenocristalele de plagioclaz, dovedesc a fi un labra- dor bazic cu aprox. 60—70%, cum rezultă din următoarele măsurători (1) (F) (2) (2') Unghiu de extincție n'pjM. 350 32%° 170 — 35° 32%° 190 — 36" — 13° 11° 35° 32%° 160 H0 35° 32/2° x6° 160 Fenocristalele de plagioclaz sunt maclate mai rar după legile albit, Baveno și de cele mai multe ori după legea albit + Karlsbad. Ele sunt proaspete. Pe crăpături, pe clivajii și în jurul fenocristalelor de plagioclaz, s’a depus feldspat potasic în parte transformat în sericit și asociat cu ceva chlorit. Microlitele de plagioclaz, au compoziția unui labrador cu 55% An, cum rezultă din faptul că maximul unghiului de extincțiune la secțiunile din zona simetrică în lamelele maclate după legea albit, e de aprox. 330. Microlitele sunt maclate după legile albit și albit + Karlsbad. 17 Anuarul Inst Geologic al României. Voi. XL Institutul Geologic al României 258 DAVID ROMAN Ele n’au conture nete, sunt împiedecate în creștere de magnetit sau sunt corodate și umplute de feldspat potasic și chlorit. Feldspatul potasic (ortoclaz) le coroade, Ie vindecă și le încon- joară cu o zonă îngustă într’o măsură mai mare decât pe fenocris ale. Chloritul, pătrunde și el pe crăpături pe cari le lărgește, înlocuind substanța feldspatică așa încât uneori, din microlitul de plagioclaz, nu mai rămâne decât o foarte mică parte. M a g n e t i t u 1, în mare cantitate, se găsește printre microlitele de pla- gioclaz în skelete în formă de stinghii lungi ramificate. In pastă se mai găsesc și aglomerate de sferolite mărunte de chlorit, de plaje de calcit, aglomerate, formate din cristale foarte mărunte aproape kriptocristaline de cuarț și ortoclaz și grăunțe de epidot foarte mărunte. Analiza acestui trahidolerit hololeu cocrat, este următoarea : (Dr. N. Metta). Dens. = 2.500 Si O2 A12O3 Fe2O:1 Fe 0 P2 o5 MnO 75d9 9,42 0,67 0,22 °>27 0,4° MgO CaO k2 0 Na2O P. a. o,39 0,60 3J4 3,83 f. 0,28 99,4i Compoziția mineralogică normală a acestei roci, calculată după metoda petrografilor americani, este: Cuarț . . 40,74 A c m i t . • D39 Magnetit . 2,09 Ortoclaz. 18,90 W 0 11 a s t. . 0,58 H e m a t i t. • 3,84 Albit. . . 30,92 E n s t a t i t . 1,00 Ap a t it. . . 0,67 Parametri acestei roci sunt: I, 3, D 4 (3)- După Osann, formula acestei roci este: S81 $14*2 C0 ^15-8 n6'5 18 In regiunea dintre Hajela și Dj. Damer, se întâlnește un a 1 doilea tip de trahidolerit. Macroscopic, roca se prezintă formată dintr’o pastă microcristalină neagră vânătă, cu bobul foarte fin, compactă, cu spărtura aproape concoidală, în care plutesc numeroase cristale de plagioclaz în plăci și în stinghii de diferite Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 259 dimensiuni, dela indivizi foarte mici, până la indivizi de 2’—3 mm lungime ȘÎ %—% mm grosime. La microscop, roca se prezintă constituită din fenocristale de plagioclaz tabulare, fără conture nete cari plutesc într’o masă cu structură intersertală, formată din microlite de plagio- claz, de p i r o x e n și de m a g n e t i t. Fenocristalele sunt un labrador bazic, cu aprox, 75% An, cum rezultă din următoarele măsurători: (I) (2) (2') Unghiu de ext. ripjM. 220 22° 2° — 33° 28° 12° — 43° 37° 19° — Maximul unghiului de extincțiune din zona simetrică este de 45?. Acest plagioclaz este maclat după legea albit și albit + Karlsbad, este zonat. Zonele sunt late, cu treceri flue și de o compoziție care în zonele cele mai ex- terne se coboară până la un oligoclaz cu aprox. 20% An. Fenocristalele de plagioclaz sunt foarte alterate, transformate în bună parte în clinozoizit. Ele sunt crăpate, iar crăpăturile sunt chituite de feldspat potasic transformat în mare măsură în sericit. Fenocristalele de plagioclaz au numeroase inclu- ziuni de apatit în prisme lungi sau mai scurte, de grosimi aciculare și inclu- ziuni mult mai mari de grăunțe de magnetit fără nici o formă. Microlitele de plagioclaz din pastă, au compoziția unui labrador acid cu aprox. 55% An. Și ele sunt zonate în zone late cu treceri continue de com- poziții din ce în ce mai acide până la aprox. 20% An în zona cea mai externă. Nici ele n’au conture nete. Ele sunt străbătute de crăpături chituite cu feldspat potasic și chlorit ca și fenocristalele și înconjurate de o zonă de feldspat potasic, plin cu incluziuni de chlorit. Piroxenul este după toate probabilitățile un diopsid magnezian hedenbergitic cu maximum de extincțiune n^C = 440. In preparat el se prezintă incolor, extrem de slab verzui, extrem de slab polichroic, în grăunțe izometrice fără formă, numai foarte puțin uralizat pe margini la contact cu chloritul. Piroxenul a cristalizat în acelaș timp cu magnetitul care se găsește în rocă, dat fiind că se înconjoară reciproc. Ambele aceste minerale sunt mai noui decât microlitele de plagioclaz și mai noui decât Zonele acide ale fenocristalelor de plagioclaz. Chloritul, este foarte răspândit în rocă. El se întâlnește în preparat în plaje, constituite din sferolite mărunte, înconjurând feldspații și piroxenul >7* Institutul Geologic al României 26o DAVID ROMAN și intrând pe crăpături și pe clivagii mai ales în feldspat. Amestecat cu chloritul, se întâlnește în rocă și mult pistazit. In regiunea dela Saana, se întâlnește un al treilea tip de tra- hidolerit. Macroscopic, această rocă se prezintă ca o masă compactă neagră, cu spărtura concoidală, cu aspectul aproape ceros. In această masă plutesc fenocristale de plagioclaz tabular, până la 3 mm lungime. La microscop, roca se prezintă constituită din fenocristale de plagioclaz cari plutesc într’o pastă cu structura între hyalopilitică și trahitică, formată din foarte multe microlite de plagioclaz cari imprimă rocii un aspect trahitic, d i o p s i d m a g- nezian, magnetit, chlorit și sticlă. Roca este deci propriu zis un h y a 1 o t r a h i d o 1 e r i t. Fenocristalele de plagioclaz sunt tabulare. Ele se prezintă în indivizi până la 3 mm lungime și 1 mm grosime, perfect limpezi, maclați după legea albit și albit + Karlsbad, nezonați și alcătuiți dintr’un labrador, cu 60—70% An. Restul pastei conține în cantități egale, cristale mărunte de magnetit și de diopsid magnezian, ambele aceste minerale împreună, în cantitate egală cu totalitatea microlitelor de plagioclaz, apoi chlorit și în sfârșit sticlă. Magnetitul se prezintă de cele mai multe ori cu conture patratice, în grăunțe foarte mici, îngrămădite mai multe la un loc. Piroxenul se întâlnește în cristale mărunte, mai mult ovale decât cu conture poliedrice, alteori rotunde și în sfârșit uneori în cristale prismatice piramidale la unul sau la ambele capete. De multeori în conturul micilor cristale de diopsid, se află câte un grăunte mic de magnetit; alteori ambele aceste minerale par concrescute. Chloritul se întâlnește în petece complet allotriomorfe, înconjurând mi- crolitele de plagioclaz, piroxen și magnetit. Structura chloritului este mărunt sferolitică. Insfârșit, petece de sticlă, în cantitate aproape egală cu magnetitul și diop- sidul la un loc, mulează toate celelalte elemente. Este o sticlă incoloră brună. Tipul acesta de trahidolerit, are numeroase faciesuri constitu- ționale și structurale. Unele din aceste faciesuri n’au deloc fenocristale, altele nu au deloc pastă sticloasă, sau numai foarte puțină, iar întreaga pastă este mult mai măruntă. In alte faciesuri, însfârșit, întreaga rocă este o sticlă brună deschis, impreg- nată cu microlite aciculare de labrador cu aprox. 60% An, maclate după legea albit și cu microlite prismatice de piroxen augitic, slab dispers, incolor, nepo- lichroic. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 261 La Ouadi M a t ha 1 (Obal), la aprox.400 pași dela confluența acestui Ouadi cu O u a d i S a h a m, se întâlnesc pânze de un al patrulea tip de trahidolerite. M a c r o s c o p i c, această rocă apare formată dintr’o pastă neagră, brun violacee, fin compactă în care plutesc numeroase fenocristale de plagioclaz și mult mai puține fenocristale de sanidin. Fenocristalele de plagioclaz cari dau rocii aproape o structură intersertală, se prezintă în plăci până la 2 mm grosime și 10—12 mm în diametru, sunt de culoare albă lăptoasă, foarte slab verzuie. Fenocristalele de sanidin sunt izometrice, ovale, aproape de 2 mm în dia- metru și fac impresiunea că au umplut locuri rotunde, goale; ele au luciul sticlos și sunt perfect proaspete. In rocă se observă și numeroase nodule mici, ovale sau sferice, formate din chlorit. La microscop, roca se arată constituită din fenocristale de plagioclaz și mult mai puține de sanidin cari plutesc într’o masă alcătuită din microlite de plagioclaz în stinghii, piroxen și o masă brună opacă, sticlă. Structura rocii este în general o structură intersertală, numai pasta are o structură h y a 1 o p i 1 i t i c ă. Fenocristalele de plagioclaz se prezintă în indivizi tabulari, maclați după legea albit și foarte frequent după legea albit + Karlsbad. Ele au compoziția unui labrador cu aprox. 60% An, cum rezultă din următoarele măsu- rători: (I) (!') (2) (2') Unghiul de extincțiune n'plM. 370,18 — i7°,6 190,36 37° — 170 21° 34° 18° 20° 36° 33° 14" 17” Semnul optic pozitiv. Feldspatul plagioclaz, este aproape complet înlocuit (pseudomorfozat) molecular, începând dela clivagii și crăpături, de sanidin. Restul plagio- clazului, este perfect limpede, n’are nici o formă de alterare, maclațiunea e perfect păstrată. Fenocristalele de plagioclaz au prins între ele în spații colțurate, ca în structura intersertală, porțiuni opace negre-brune de pastă, aproape complet nedevitrificată. Sanidinul se prezintă în indivizi de 1—2 mm diametru, umplând, cu un singur individ geode sferice sau ovale. 262 DAVID ROMAN Atât acești indivizi cât și sanidinul care a pătruns pe crăpăturile și pe cli- vagele fenocristalelor de plagioclaz înlocuindu-1 molecular, are indicii de refracție mult mai mici ca ai balsamului, birefringența foarte scăzută, este biax, are unghiul axelor optice foarte mic, un clivagiu pronunțat în direcția planului axelor optice, unghiul de extincțiune de aprox, 70. Pasta are o structură hyalopilitică. Feldspatul plagioclaz din pastă se prezintă în microliți în formă de stinghii lungi, uneori de dimensiuni acicu- lare, maclați după legea albit și albit + Karlsbad, răspândiți neregulat în pastă, uneori grupați intersertal. Compoziția lor e aceea a unui andezincu aprox. 40% An căci maximum de exticțiune din zona simetrică nu trece de 240. Și acest placioglaz este pătruns și în parte înlocuit molecular de sanidin. Microlitele de piroxen din pastă sunt în cantitate mai mare decât micro- litele de plagioclaz și par a fi ulterioarei acestora. Ele se întâlnesc în plaje mărunte, sparte cari mulează microlitele de pla- gioclaz. E după toate probabilitățile un a Șu g i t diopsidic spre diopsid magnezian. In pastă se mai întâlnesc porțiuni brune opace, amorfe, minereuri brune în picături, în skelete de structură arborescentă, incluse în augit sau printre microlitele de augit și feldspat. O venire pneumato-hidatogenă produce o transformare parțială a sani- dinului în sericit, începând de pe margini și de pe crăpături. Cu aceeaș ocaziune s’a produs o depunere de chlorit în șnururi pe crăpă- turi. Acelaș chlorit umple locurile goale mărunte din rocă cu aglomerate de sferolite foarte mărunte. Analiza chimică a acestei roci (I. Copuzeanu) este următoarea: Si O2 48,00 CaO 11 >42 A12O3 16,48 MgO 2,55 Fe2O3 10,15 k2 0 133 Fe O 2,40 Na2O 4,20 MnO 3 >22 P.a.f. 1,19 100,74 Compoziția mineralogică normală a acestei roci, cal- culată după metoda petrografilor americani este: Ortoclaz , . . . 6,67 Diopsid .........8,64 Albit ..........35,63 Akermanit........8.84 Anortit. . . . . . 22,80 Olivin ..........2,95 Magnetit..'.. . 14,85 Institutul Geolo ic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 263 Parametri acestei roci sunt: n> 5. 3> 4- Formula ei după Osann este: S52 a4>3 C4>â ^21’2 n8,5 & Al cincilea tip de trahidolerit este un trahidolerit cu olivină; el se întâlnește în pânze la W a d i S a h a m pe coasta lui D j. B o u r a vis-â-vis și ceva mai la sud de satul II u m b o u 1 i a. Macroscopic, roca se arată a fi formată dintr’o pastă microcristalină compactă, cenușie violacee închis, în care plutesc fenocristale mărunte de plagioclaz și olivină. Se observă și numeroase vacuole ovale, până Ia 5 mm în diametru, umplute cu un amestec de minerale chloritoase și calcit. La microscop, rocase prezintă formată din puține fenocristale de plagioclaz și o li vin și dintr’o pastă constituită și ea din m i c r o 1 i t e de plagioclaz și olivinși din multă sticlă brună- neagră. Fenocristalele de plagioclaz sunt relativ puține și relativ mărunte. Ele se prezintă în tabele de 1—2 mm în diametru și mm grosime. Compoziția plagioclazului e aceea a unui labrador cu aprox. 60% An, cum rezultă din următoarele date: Ungh. de ext. n'p[M. (I) (O (2) (2') 38° 35° 180 210 El se prezintă maclat după legea albit și albit-J-Karlsbad și are o singură zonă îngustă cu treceri flue, a cărei compoziție se coboară până la ceva sub 60% An. Fenocristalele de plagioclaz includ uneori porțiuni de sticlă brună, pă- trunse probabil ulterior prin spărturi. Fenocristalele de plagioclaz sunt în parte transformate în calcit, mai mult, mai puțin în sericit, dovadă că ele conțineau primordial și ceva substanță potasică. Restul plajei este perfect proaspăt, pe crăpături în multe locuri a pătruns ceva chlorit. Fenocristalele de o 1 i v i n, foarte puține la număr și relativ foarte mici, sunt aproape complet transformate în antigorit, care la rândul său e pe alo- curea aproape complet transformat în carbonat. Fenocristalele de olivin sunt crăpate; pe crăpături sunt fâșii lungi și subțiri de fibre de serpentină. Dela aceste crăpături pornind, olivinul se transformă ICR. L Institutul Geologic al României 264 DAVID ROMAN în serpentină formând M a s c h e n s t r u k t u r, așa încât rămân numai grăunțe de olivin în serpentină. Microlitele de plagioclaz din pastă se prezintă în stinghii și sunt maclate după legea albit și albit+Karlsbad. Ele sunt ceva mai acide decât un labrador cu 60% An, însă nu ajung până la 50 % An, după cum reese din următoarele măsurători: (0 (!') (2) (2') Ungh. de ext. n'plM 350 300 160 180 A — 22"; max. ungh. de extincțiune din zona simetrică este de 330. Ele sunt prin urmare de compoziția zonei fenocristalelor și, deși sunt mai proaspete decât fenocristalele, sunt și ele transformate în sericii și calcit. In pastă se mai întâlnesc și foarte numeroase microlite de olivin (proporția dintre microlitele de olivin și cele de plagioclaz este de aprox. 1:3) în parte nealterate, în parte transformate, în total sau în parte, într’un amestec de serpentin, chlorit și carbonat. Restul pastei cam 50% din totalitatea ei, e formată dintr’o sticlă brună. In sfârșit în rocă se întâlnesc vacuole mărunte (până la 5 mm în diametru) umplute în felul următor: Pe margine o zonă care se mărginește net spre interior, formată dintr’un chlorit verde închis, intens, cu structura fin fibroasă, în fibre paralele. In zona formată de acest chlorit, apar pete circulare foarte mici, constituite fiecare din un singur mineral cu indicii de refracție cuprinși între 1,486 (n^ calcit) și 1,592 (chlorit), cu birefringența scăzută ca a feldspaților și având în centru un aglomerat de pulbere fină (să fie nefelin ?) Spre interiorul vacuolei, chloritul care formează o zonă îngustă, descris mai sus dispare și îi urmează o zonă concentrică, lată, formată numai de un aglomerat, de o structură care amintește structura în pavaj, de indivizi rotunzi din mineralul semnalat mai sus, care pare a fi nefelin (?) Tot restul vacuolii e umplut cu un aglomerat de cristale de calcit, care pe marginea lui externă are o zonă de acelaș chlorit ca mai sus (verde intens), însă în agregate sferolitice, iar în spre centru un amestec câlțos de calcit și chlorit verde-galben deschis în paiete late. In pastă se mai întâlnesc porțiuni mici alcătuite exclusiv din agregatul de nefelin (?) descris mai sus. In regiunea dela S a a n a se întâlnește un al șaselea tip de tra- hidolerite. Macroscopic, aceste roci se prezintă ca roci compacte, foarte fin zaharoide, negre-vinete, cu foarte mici fenocristale (până la 1 mm în diametru) de feldspat sticlos și de piroxen. A Institutul Geologic al României STUDII PETROORAF1CE IN YEMEN 265 Unele exemplare au insă o textură zaharoidă cu bobul ceva mai mare, poroasă, de culoare neagră-cenușie și cu aceleași fenocristale ca mai sus. La microscop, roca primei varietăți apare cu o structură intersertală trahitică foarte măruntă și este formată dintr’o pastă alcătuită din microlite de plagioclaz, piroxen, magnetit și o r - t o c 1 a z, în care plutesc fenocristale de plagioclaz și pi- roxen. Cea de a doua varietate este complet lipsită de o r t o c 1 a z. La problele care au și ortoclaz, fenocristalele sunt foarte mărunte. Ele se prezintă în stinghii lungi, cu maclațiunea după legea albit și albit-|-Karlsbad, cu structură zonară, o singură zonă îngustă. Fenocristalele sunt limpezi, lip- site de incluziuni, dar sunt uneori crăpate și vindecate cu ortoclaz. Compoziția acestor fenocristale este aceea a unui labrador cu aprox. 70% An în sâmbure și aprox. 60% An în zonă. Și fenocristalele de piroxen, puține la număr ca și cele de plagioclaz, sunt și ele relativ foarte mici. Ele au compoziția unui dialag-diopsid, incolor, foarte slab albăstrui-verzui, cu clivagiul pronunțat, dispers, cu un- ghiul de ext. max. aprox. 30 %, cu incluziuni de cristale de magnetit. Microlitele de plagioclaz din pastă sunt de aceeaș compoziție cu feno- cristalele. Ele se prezintă în stinghii foarte mărunte, maclate după legea albit și albit-f- Karlsbad, cu o singură zonă îngustă, cu treceri flue. Foarte răspândite în pastă sunt și microlite de acelaș piroxen ca fenocris- talele, în grăunțe foarte mici, în formă de prisme cu capetele rupte. Acest piroxen din a doua generație are mai multe incluziuni de magnetit așezate paralel cu clivagiul. In rocă se întâlnește și mult magnetit în grăunțe fără formă și ortoclaz în petece allotriomorfe. Acest din urmă mineral apare tulbure și ocupă locurile goale dintre feld- spați în felul piroxenului din structura intersertală. O venire pneumatohidatogenă mai târzie a depus și ceva chlorit și mai puțin cuarț. Chloritul umple locuri mici goale ale pastei, între feldspați sau înconjurând piroxenul. Cuarțul se întâlnește în foarte mici grămăjoare, cu structură microgra- nițică. In rocă, însfârșit, ca un rezultat al acestei acțiuni pneumatohidatogene se întâlnesc foarte mici goluri ovale umplute cu calcit, chlorit în mici rozete și cuarț. Varietățile fără ortoclaz apar la microscop ca o pastă cu struc- tura intersertală formată din foarte multe microlite de plagioclaz, diopsid Institutul Geologic al României icr/ 266 DAVID ROMAN magnezian, magnetit și chlorit în care plutesc fenocristale de plagioclaz și de diopsid magnezium. Fenocristale de plagioclaz sunt un labrador bazic cu 70—75 % An, în cantitate variabilă la diferite probe. Ele sunt în formă se stinghii lungi până la 1 mm și late de 1/4—1/2 mm, maclate după legea albit și albit-j-Karlsbad, uneori zonate, cu numeroase re- curențe bazice, variind între limite foarte apropiate. In numeroase cazuri, fenocristalele sunt înconjurate de o zonă foarte în- gustă de placioclaz care s’a depus după un hiatus în cristalizare, ceeace se arată prin diferența de indici de refracție ai celor doi plagioclazi în contact. Noua zonă este formată dintr’un plagioclaz de compoziția plagioclazului din pastă. Substanța fenocristalelor de placioclaz este perfect limpede și fără inclu- ziuni secundare sau primare. Tot ca fenocristale, și în cantitate aproape egală cu fenocristalele de pla- gioclaz, se întâlnește în rocă și diopsid magnezian. Acest piroxen se prezintă în forme idiomorfe și în frânturi de prisme scurte. In unele probe el este perfect nealterat, incolor cu foarte slabă nuanță verzuie-albăstruie, slab dispers, are foarte rare incluziuni de magnetit și este vădit anterior fenocristalelor de plagioclaz. In alte probe dispersiunea tot slabă este totuș ceva mai accentuată, iar indivizii au o zonă îngustă de culoare brună-galbenă, un fel de r e a c t i o n r i m s care înaintează din afară în spre înăuntru. Este desigur un slab în- ceput de alterare. Pasta foarte măruntă formată din microlite deplagioclaz, magnetit și diop- sid magnezian pare a fi de două vârste. O primă generație o formează microlitele de plagioclaz cari dau rocii o struc- tură intersertală-trahitică, iar o a doua generație o formează microlitele de piroxen și magnetit, prezente în indivizi mult mai mărunți ca microlitele de plagioclaz și așezate printre stinghiile acestora. Microlitele de plagioclaz sunt un labrador aprox. 55 % An, după maximum de extincțiune din zona simetrică care este de 330. Ele sunt ușor zonate, o singură zonă foarte îngustă cu treceri flue cari se coboară în compoziție până la aprox. 45—50 % An. Aceste microlite sunt maclate după legea albit,uneori albit -J-Karlsbad. Piroxenul, în prizme foarte mărunte și magnetitul, în grăunțe deasemenea foarte mărunte, par uneori concrescuți, alte ori în centrul micilor cristale de piroxen se află câte un grăunte de magnetit. Institutul Geologic al României iGsy STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 267 Analiza acestei varietăți fără ortolaz este următoarea (Dr. N. Metta) Dens. = 2,893 Si 0? 47-84 MnO 1,12 A12O3 i3>°8 MgO 3.4i Fe20a 8,04 CaO 10,08 Fe 0 6,96 k2 0 2,55 Ti 02 0,12 Na2O 4.23 P2 o5 i.35 P.a.f. 0,87 99.65 Compoziția mineralogică normală a acestei roci, calcu- lată după metoda petrografilor americani este: Ortoclaz 15.01 Diopsid 0,23 11 m e n i t i.S2 Albit 36,15 A k e r m a n i t 11,72 Magnetit 11,83 An ortit 9>45 01 i v i n 12,26 Ap atit 3,36 Parametrii acestui trahidolerit sunt: III, s, 2, 4. Formula după Osann este: $50 a7>6 C2>6 f’<>8 n7>2 fi- Tot în regiunea S a n a a se întâlnește un al șaptelea tip de tra- hidolerit. Macroscopic, unele varietăți se prezintă ca o masă neagră vânătă compactă, foarte mărunt zaharoidă în care plutesc fenocristale de piroxen până la 3 mm în diametru. Alte varietăți sunt de culoare neagră cenușie, mărunt zaharoide dar ceva mai mare la bob decât cele precedente și cu fenocristalele de piroxen mai mici. La microscop, primele varietăți de trahidolerite se prezintă ca o pastă cu structură aproape intersertală, formată în mare parte din microlite de plagioclaz, apoi piroxen și magnetit, în cari plutesc fenocristale de piroxen. Piroxenul fenocristalelor este un diopsid magnezian ca cel din trahidoleritele precedente, însă el crește la unii indivizi îmbrăcându-se cu o Zonă de diopsid augitic, caracterizat printr’un polichroism Institutul Geologic al României z68 DAVID ROMAN mai intens .în colori brune-deschise, printr’un unghiu de extincțiune mai mare și printr’o dispersiune mai puternică. Această zonă unică este uneori plină cu incluziuni de magnetit și de micro- lite de plagioclazi. Fenocristalele de piroxen sunt uneori crăpate iar crăpăturile umplute cu serpentin. Pasta, foarte măruntă, prezintă acelaș caracter de a fi cristalizat în două generații. Microlitele de plagioclaz sunt ceva mai mari, iar cele de piroxen și magnetit mult mai mici. Microlitele de plagioclaz sunt un labrador cu aprox. 55 % An, după maximum de extincțiune din zona simetrică care este de 330. Ele sunt ușor zonate, o singură zonă foarte îngustă, cu treceri flue cari se coboară ca com- poziție până la aproximativ 45—50% An. Aceste microlite sunt maclate după legea albit și uneori după legea albit-]-Karlsbad. Piroxenul din pastă se prezintă în prizme foarte mici. El este de compo- ziția zonei fenocristalelor, adică un diopsid a u g i t i c. In rocă se mai află și ceva apatit. Analiza chimică a acestei roci este: Dens. — 3.158. Si O2 41.82 Mn 0 1-05 Al2 0? 11.07 Mg 0 5-32 Fe2 O3 8-59 Ca 0 18.47 Fe 0 10.10 K2 0 0.84 Ti 0., 1-05 Na2 0 I-3I P2 o6 o-55 P. a. f. 0.76 100.93 Compoziția lerit este: mineralogică normală a acestui trahido- Ortoclaz 5-oo Diopsid 21.48 Magnetit 12,53 Albit 11.00 Akermanit 15-35 H e m a t i t 1.98 Anortit 21.68 Oii vină 10.52 Apatit I-34 Parametri acestei roci sunt: IV, 5, 4, 4- Formula rocii după Osann este: S44 a1.2 c3>1 f2?.7 n7 Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 269 Varietățile cenușii cu bobul ceva mai mare se deosebesc de primele prin aceea că fenocristalele de piroxen sunt mult mai puțin numeroase, în schimb este în mai mare cantitate piroxenul în pastă; apoi compoziția piroxenului, atât al fenocristalelor cât și al microlitelor, este mult mai augitică decât în varietățile descrise mai sus. Fenocristalele de d i o p s i d a u g i t i c sunt de obiceiu mărunt maclate în felul cunoscut, bogat zonate, cu dispersiunea foarte puternică și diferită dela sâmbure la zone. Microlitele de piroxen din pastă sunt prizmatice lungi (stinghii ca stin- ghiile de placioglaz), sunt zonate, puternic disperse și de aceeaș compoziție ca fenocristalele. Piroxenul din pastă care este în cantitate poate ceva mai mare decât plagioclazul, imprimă pastei o structură aproape trahitică. Plagio- clazul se în âlnește în microlite. El este un labrador cu aprox. 55 % An. Un alt feldspat ceva mai acid, despre care n’aș spune că nu este orto- claz, în petece alloțriomorfe, mulează microlitele de piroxen și plagioclaz. Magnetitul se întâlnește în cantitate mai mică decât la varietățile prece- dente. In rocă se întâlnește și foarte mult apatit în prizme relativ mari, mai nou ca piroxenul dar nu mai tânăr ca plagioclazul; el e bogat în incluziuni care-1 fac turbure. Deasemenea se mai întâlnesc și puține plaje mici allotri- omorfe, formate din chlorit cu structură mărunt sferolitică. Institutul Geologic al României 270 DAVID ROMAN V. CONCLUZIUNI ASUPRA REZULTATELOR OBȚINUTE din EXAMENUL MICROSCOPIC al ROCELOR din YEMEN Rocile din regiunea Hodeida-Saana, studiate în lucrarea de față, sunt de toate tipurile de zăcământ: roci de adâncime, roci filo- niene, roci efuzive și tufuri. In rocile de adâncime împreună cu aoreola lor filoniană diferențiarea nu pare a fi fost prea variată. Rocile efuzive sunt însă mult mai bogat diferențiate. In adevăr pe când rocile de adâncime și fik niene variază între bostonite albitice și porfire granitice a lea 1 i n e, lipsite complet de minerale melanocrate,cu singura excepțiune a unui filon de camptonit, rocile efu- zive și tufurile lor parcurg toată seria dela comendite h o 1 o 1 e u c o- erate (pe alocurea chiar porfire cuarțifere) prin trahite alcaline și trahiand ezite până la trahidolerite. * * * Rocile de adâncime sunt reprezentate printr’un granit sodic cu bobul mare, curios prin aceea că elementul melanocrat lipsește cu totul. In locul mineralelor melanocrate, obișnuite în granițe, apare magnetitul în abundență, în agregate de cristal formând cuiburi până la 5 mm diametru, asociat cu cuarțul. Elementul feldspatic este reprezentat prin sâmburi mici de ortoclaz slab mi- cropertitic care trece spre exterior, pe o Zonă Iată, într’un micropertit din ce în ce mai bogat în albit până la complecta lui înlocuire prin albit. Nu este exclusă posibilitatea ca sodiul neputând intră în combinațiune cu fierul pentru a formă piroxenii sau amfibolii sodici la cari avem dreptul a ne așteptă într’un astfel de granit, să fi format micropertitul bogat în albit sau albitul curat, iar fierul a format minereul negru semnalat mai sus. Poate că mica cantitate de potasiu existentă în această magmă și bogăția ei în aluminiu au determinat o schimbare de echilibru în sensul rezultatului așă cum ni-1 arată realitatea. Aoreola filoniană a acestui curios granit sodic este formată din porfire- granitice alcaline, por fire sienitice alcaline, porfire 1 au r wi k it ice, bostonite cuarțifere, bostonite albitice, camptonite, aplite alcaline și pegmatite. Ceeace caracterizează această suită filoniană, ca de altfel și granitul din care ea derivă, este relativa sărăcie în potasiu, bogăția în sodiu, și, afară de camptonite cari reprezintă o săritură mare în spre polul cel mai bazic, lipsa sau extrema sărăcie a elementelor mela- nocrate. ICR. I Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 271 Porfirele granitice alcaline sunt complet lipsite de minerale melanocrate, afară de o spumă săracă formată din microlite de mică verde brună. Ele sunt remarcabile prin prezența albitului individualizat alături de un ortoclaz slab micropertitic. Porfirele sienitice alcaline sunt și ele complet lipsite de minerale melanocrate afară de puțină pulbere fină de magnetit, în parte transformată în o 1 ig ist. Remarcabilă este și în aceste roci bogăția î n s o d i u. Feno- cristalele sunt de albit-oligoclaz înconjurate de o zonă lată de ortoclaz micro- pertitic foarte bogat în albit. Porfirele 1 a u r w i k i t i c e (Rombenporphyre) sunt și ele complet lipsite de minerale melanocrate, sunt însă și ele foarte bogate în mag- netit. Feldspatul lor, atât fenocristalele cât și cel din pastă este un anortoclaz. Bostonitele albitice cuarțifere (Lindoite) și b o s t o n i- tele albitice, uneori porfirice alteori numai cu un singur timp de crista- lizare, sunt și ele lipsite de orice minerale melanocrate afară de mult magnetit. Deasemenea le caracterizează lipsa completă a feldspatului potasic, sau în cazul când se găsește totuș, cantitatea lui este extrem de redusă. A p 1 i t e 1 e sienitice alcaline sunt caracterizate prin aceea că sunt cu totul lipsite de minerale melanocrate, afară de o mică cantitate de o spumă de microlite de mică verde brună. Și în ele predomină feldspatul plagio- claz foarte acid (albit) asupra ortoclazului. Acest din urmă mineral nu se întâlnește decât formând o zonă îngustă în jurul cristalelor de albit. Pegmatitele sodice, în afară de lipsa mineralelor melanocrate și de prezența unei cantități mici de magnetit, sunt caracterizate prin feldspatul lor, un ortoclaz micropertitic, care la unele probe trece în zona exterioară într’un micropertit din ce în ce mai albitic până la albit curat. In sfârșit singura diferențiere melanocrată, din aoreola filoniană a grani- tului sodic descris mai sus, sunt câmp ton ițele. Ele formează un salt mare brusc spre polul cel mai bazic al seriei de roci filoniene alcaline, căci dela bostonitele albitice hololeucocrate numai avem până la ele nici o altă rocă care să formeze trecerea. Camptonitele din Yemen sunt mai bazice decât camptonitele obișnuite căci plagioclazul lor variază în compoziție între 80—60% An. O urmare directă a acestui fapt este lipsa completă a amfibolului — obiș- nuit în alte camptonite — și prezența ca mineral melanocrat numai a augitului titanifer, a olivinului și a magnetitului. * * * Rocile efusive formează patru grupe mari :Comenditele sodice trahitele alcaline, trahiandezitele,trahidoleritele. Comenditele sodice cu faciesurile lor structurale (c o m e n d i- tele granofirice și pechsteinurile comenditice) sunt \ Institutul Geologic al României 16 R/ 272 DAVID ROMAN caracterizate prin lipsa oricărui mineral melanocrat. In schimb există în aceste roci o bogată pulbere de ferrit rezultată, evident, din devitrificarea pastei care a fost în parte sau în total vitroasă. Feldspatul acestor roci este un ortoclaz micropertitic foarte bogat în albit, pe alocurea ortoclazul este aproape complet înlocuit prin albit. Trahitele alcaline, cu faciesurile lor structurale (t r a h i t e 1 e alcaline felsitice, bimstein urile trahitice alcaline, trahitele hyaline) sunt toate lipsite de minerale melanocrate, afară de o pulbere fină de minereu negru. Afară de cazul când o pastă granofirică le apropie de comendite, fenocris- talele de feldspat, acolo unde există, sunt formate din albit până la a 1 b i t- o 1 i g 1 o c a z, iar pasta acolo unde nu este sticlă, este tot albitică chiar acolo unde ea este o sticlă devitrificată. Numai în cazul cuat când pasta este un granofir, fenocristalele sunt de ortoclaz micropertitic bogate în albit. De remarcat este faptul că s’a găsit o serie de trahite p 1 a g i o c 1 a- z i c e, pe cari le-am numit p 1 a g i t r a h i t e, tot hololeucocrate, adică complet lipsite de minerale melanocrate, cu pasta holo- sau hipocristalină, cu fenocristalele formate dintr’un plagioclaz cu aproximativ 30% Anortit, deci un andesin și cu microlitele din pastă formate dintr’un oligoclaz bazic cu 20-- 25 % Anortit. Consider aceste plagitrahite hololeucocrate ca o trecere spre trahiandesitele hololeucocrate. Trahiandezitele prezintă numeroase faciesuri constituționale. Sărăcia în feldspat potasic constatată la toate rocile descrise până aici în această lucrare, se accentuează, cum e și de așteptat, cu creș- terea bazicității rocilor. Seria întreagă evoluează spre o serie a 1 c a 1 i - c a 1 c i c ă. Aproape numai faptul că aceste roci sunt asociate cu roci neîndoelnic al- calice și până la un punct bogăția lor în plagioclaji sodici, fac ca să le conside- răm între andezitele corespunzătoare magmelor alcalice, adică între trahian- desite. Tipurile de trahiandezite cari formează o trecere spre trachite sunt deci trachiandesite acide cu fenocristalele de plagioclaz și piroxen. Plagioclazul este un andesin acid cu 3o°/0 An care se menține cu aceeaș compoziție și în pastă. Piroxenul un diopsid augitic, este acelaș și în fenocristale și în pastă. Există și trahiandesite hololeucocrate. Acestea sunt complet lipsite de minerale melanocrate. Fenocristalele acestor roci sunt formate dintr’un plagioclaz zonat care la unele probe variază în compoziție, dela un labrador cu aproximativ 70% An în sâmbure până la 50% An în zona cea mai externă, iar la alte probe între 60 °/0 An în sâmbure și 15 °/0 An în zonă. Institutul Geologic al României 16 R/ STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 273 Microlitele de feldspat din pastă au compoziția ultimelor zone; în pastă se întâlnește uneori și sticlă. Tipurile de trahiandesite cari conțin minerale melanocrate și cari ar putea fi considerate pentru regiunea aceasta ca normale, au întotdeauna sau numai fenocristale de plagioclaz sau n’au deloc fenocristale. Compoziția fenocristalelor variază între 70% respectiv 50% An în sâm- bure și 12 % respectiv 5 % An în zona cea mai exterioară. Plagioclazul din pastă variază în compoziție înlre 60% An și 12% An când e zonat, iar când nu e zonat este un albit-oligoclaz cu io°/0 Anortit. Mineralele melanocrate sunt un diopsid la rocile cu feldspatul plagio- claz mai acid, iar la acelea cu feldspatul plagioclaz mai bazic un augit sau olivin. Aceste din urmă minerale se transformă odată cu creșterea acidității din ultima perioadă de cristalizare a rocii, primul în hornblendă comună, iar celă- lalt în iddingsit. Magnetitu 1 și apatitul sunt foarte răspândite în aceste roci. Tipurile de trahiandesite fără fenocristale, cu feldspatul variind între 60% An în sâmbure și 30% An în zona cea mai externă, și cu olivină, le considerăm ca o trecere în spre trahidolerite. Trahidoleritele prezintă cele mai variate faciesuri constituțio- nale. Este interesant că deși trahidoleritele sunt mai bazice decât trahian- desitele au în multe cazuri un conținut însemnat de feldspat potasic, demon- strând prin aceasta că fac parte din magmele alcalice. Acele varietăți de trahi- dolerite cari nu conțin feldspat potasic sunt trecute între rocile alcalice numai pe baza asociațiunii în zăcământ cu rocile alcalice sigure. Tipurile din capătul cel mai acid al seriei sunt roci cari au numai fenocristale de plagioclaz. Intre acestea sunt de remarcat trahidoleritele h o 1 o 1 e u c o- erate formate din fenocristale de labrador bazic cu aprox. 60—70 % An plutind într’o pastă de microlite de plagioclaz cu 55 % An. Cristalele de feld- spat plagioclaz sunt corodate și vindecate sau înconjurate de o zonă îngustă de feldspat potasic. Mineralele melanocrate, făcând abstracție de ceva chlorit și de mult magnetit nu există în aceste roci. Vin apoi trahidoleritele ceva mai bazice la cari feno- cristalele sunt formate tot numai din feldspat. Feldspatul fenocristalelor este un plagioclaz zonat având o compoziție de 75 % An în sâmbure (labrador bazic) și coborându-se în zona cea mai externă până la 20% An. Fenocristalele sunt corodate și vindecate de feldspat potasic. Pasta acestor roci are structură intersertală și este formată de microlite de plagioclaz Zonat cu 55 % An în sâmbure și 20% în zona cea mai externă, de diopsid magnezian hedenbergitic și de magnetit. Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României 7-H DAVID ROMAN Un al treilea tip este format din fenocristale de plagioclaz nezonat, de compoziția unui labrador cu 60—70 °/0 An cari plutesc într’o pastă cu struc- tura între cea hyalopilitică și cea trahitică, formată din foarte multe microlite de plagioclaz, diopsid magnezian, magnetit, chlorit și sticlă. Un al patrulea tip de trahidolerit este format din fenocristale de plagioclaz cu aproximativ 60% An, mult mai puține cristale de sanidin, plu- tind într’o pastă formată din microlite de plagioclaz, de diopsid augitic spre diopsid magnezian și sticlă. Pe coastele luiDjebel Boura se întâlnesc pânze formate de un al cincilea tip de trahidolerite. E o rocă formată din fenocristale de plagioclaz și olivină cari plutesc într’o pastă constituită din plagioclaz, olivină și multă sticlă brună-neagră. Plagioclazul esre un labrador cu 6o°/o An. In sfârșit în regiunea S a a n a se mai întâlnesc două tipuri de trahidolerite. Unul din ele este format din fenocristale de dialag-diopsid și labrador bazic zonat cari plutesc într’o pastă cu structura trahitică foarte măruntă, formată din microlite de labrador, dialag-diopsid, magnetit și petece allotriomorfe de o r t o c 1 a z. Acest tip de trahidolerit are numeroase faciesuri constituționale și structu- rale, ca de pildă, o rocă analoagă cu cea de mai sus dar fără ortoclaz și având o structură intersertală a pastei, sau o rocă la care piroxenul este un diopsid magnezian. Celălalt tip de trahidolerit din regiunea S a a n a, este o rocă formată din fenocristale de diopsid magnezian înconjurat de o zonă de diopsid augitic cari plutesc într’o pastă cu structura aproape interser- tală, formată din microlite de un labrador zonat cu 55—50% An, de d i o p- s i d augitic și de magnetit. Și acest trahidolerit are unele faciesuri constituționale caracterizate prin faptul că piroxenul lor este în întregime un diopsid augitic. * * * C o n c 1 u z i un i 1 e generale cari se degajează din această descriere rezumativă sunt că: 1. A v e m în adevăr aface cu o regiune de roci a 1 c a- lice pe a 1 o c u r e a cu tendințe alcali-calcic e. 2. Caracterul alcalic al magmei se degajează mai bine, în primul rând,din rocile de adâncime și din cele filon iene, în al douilea rând din rocile efuzive ba- zice și mult mai puțin din rocile intermediare. 3. Caracterul acestei regiuni de roci alcaline este în special sodic. României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 275 4. Cu toată alcalicitatea și bogăția în fier și so- diu a acestor roci, este remarcabilă lipsa a m f i b o- 1 i 1 o r și a piroxenilor sodici, ceeace face ca roca să rămână hololeucrocrată în cea mai mare parte a cazurilor (rocile acide, intermediare și multe din rocile bazice) sau ca să apară ca minerale negre metasilicații fer om agnezi eni. IV. RELAȚIUNI și COMPARAȚIUNI între ROCILE din REGIUNEA YEMEN și ROCILE POSTLIASICE de pe MAREA ZONĂ de FRACTURI EST-AFRICANĂ O comparație dintre rocile studiate de noi în regiunea H o d e i d a- S a a n a din Y e m e n și rocile de pe marea zonă de fracturi est-africană trebuie să se restrângă numai la rocile postliasice ale acestei zone, deoarece acestea sunt singurele cari sunt puse în loc prin acelaș grup de fenomene geologice și au acelaș caracter alcalic ca rocile din Yemen. Pentru ușurință vom împărți totalitatea rocilor de pe marea zonă de fracturi est-africană, analizate până astăzi, în trei grupuri: magme gra- nitice, magme s i e n i t i c e-mo n ozonitice și magme e s s e- x i t i c e-b a z a 11 i c e. Această împărțire corespunde în linii mari la ceace numim curent roci acide, roci neutre și roci bazice. * * * Pentru rocile granitice post liasice din Madagascar, Lacroix *) stabilește două mari diviziuni. i .O serie de roci granitice cu caracter net a 1 c a 1 i c, în medie esențialmente sodice; acestea sunt rocile din provincia p e t r o g ra- f i c ă A m p a s i n d a v a. 2 . O a d oua serie cu afinități alcalicalcice mai mult sau mai puțin pronunțate, cuprinzând rocile m a 1 g a ș e înrudite 1 i t o 1 o- g i c e ș t e cu rocile din Am pas in da va. Seria granitică din Am p a si n da va se împarte la rândul ei în două serii2). 1 a. Una din ele nu are de loc g r a n i t e și în afară de n o r d m a r k i t e cari fiind sienite cuațiferesau cuarțice,fac trecerea la sienite, cuprinde r i o 1 i- t o i d e, pechsteine și bostonite. Ceeace caracterizează această serie este predominarea potasei asupra sodei. ') A. Lacroix, Mineralogie de Madagascar, ’l'ome III, pg. 174—923. 2 ) A. Lacroix, loc. cit. pg. 176. ■8 276 DAVID ROMAN In tabloul următor sunt dați parametrii acestor două serii în comparație cu parametri rocilor granitice din Yemen studiate în această lucrare 1). ') A. LACROIX, loc. cit. pg. 177—178. COMPARAȚIA ROCELOR GRANITICE DIN PROVINCIA AMPASINDAVA (MADAGASCAR) CU CELE DIN YEMEN* Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 277 1 b. I n cealaltă serie dimpotrivă, tipurile cele mai importante sunt granițele. Caracteristica rocelor din această a doua serie de roci granitice din A m p a s i n d a v a, o formează prezența în cantitate mare a metasilicaților fero-sodici: aegirina, riebekita și laneita. Feldspatul lor este micropertitic. înrudirea din punct de vedere chimic între rocile din lăuntrul fiecăreia din aceste două serii este evidentă dacă comparăm parametrii lor magmatici calculați după metoda petrografilor americani (vezi Tabela No. 1). Datele din primele două coloane, sunt luate după Lacroix. Din acest tablou, în afară de faptul că se vede ușor, ca rocile granitice din Yemen, sunt strâns înrudite între ele, se mai vede că ele sunt chimicește foarte deaproape înrudite cu rocile din a doua serie granitică din provincia Amp asin da va. Deosebirea dintre rocile granitice din Yemen și cele din a doua serie granitică din provincia Ampasindava pe de-o parte și rocile granitice din prima serie din provincia Amp a sin dava pe de alta, constă aproape numai în nepotrivirea în raportul dintre elementul leucrocat și cel m e 1 a n o c r a t, care este d o s a 1 i c la rocile din Y e m e n și la cele din a doua serie din Ampasindava și p e r s a 1 i c la cele din prima serie granitică a aceleiaș regiuni. Examenul formulei chimice după Osann. dă o intuiție mai clară despre această înrudire și permite în acelaș timp să se pună în evidență și oarecari diferențe (vezi Tabela No. 2). Din această tabelă, ca și din proiecția pe triunghiul lui Osann (Planșa I) se vede din nou marea înrudire dintre magma granitică din Y e m e n și magma celei de a doua serii granitice din Ampasindava. Aproape toate aceste roci se proiectează în sextantul III al triunghiului lui Osann, prin urmare în ambele aceste serii elementul feromagnezian este bogat reprezintat. Calcea feldspatizabilă este în majoritatea covârșitoare a ca- zurilor nulă (c0). O ușoară nuanță alcalicalcică se observă totuș la unele roci granitice din Yemen (Au: Comendit; A14: Bostonit cuarțifer). In lăuntrul acestei mari asemănări chimice dintre cele două magme, este însă o deosebire fundamentală în compoziția lor mi- neralogică. In timp ce rocile din seria a doua granitică din Am- pasindava sunt caracterizate prin prezența abondentă a metasilicaților ferosodici (riebekit, aegirin, laneit), cari în lindinosit (La- CROix, (loc. cit. analiza No. 178) ajung să formeze mai mult de jumătate din rocă, la rocile granitice din Yemen, este caracteristică tocmai lipsa complectă a oricărui mineral melanocrat. Caracterul d o s a 1 i c al ambe'or magme nu are aceleaș rezultate din punct de vedere mineralogic, Institutul Geologic al României 278 DA VID ROMAN In tabela următoare sunt date caracteristicele după Osann, ale celor două serii din provincia Ampasindava și a seriei de roci din Yem e n. COMPARAȚIA ROCELOR GRANITICE DIN PROVINCIA AMPASINDAVA (MADAGASCAR) CU CELE DIN YEMEN Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN La rocile din Am p as in d a v a, micșorarea raportului s a 1: f e m aduce o abundență de metasilicați ferosodici, iar la rocile din Yemen un raport asemănător rămâne fără efect din acest punct de vedere. Au fost în timpul consolidării alți factori cari au influențat în sensul distrugerii m o 1 e - cu Iii acmitice, existentă virtual în cele mai multe din aceste roci. Caracterul acesta care se va pune în evidență și la rocile neutre și launeledin cele bazice, constituiește credem caracterul petrografic distinct al Yemenului. * * * Rocile granitice din celelalte regiuni m a 1 g a ș e înrudite 1 i - tologește cu ocile din provincia Ampasindava sunt diferite de rocile din Yemen, de oarece ele sunt asemenea cu rocele din prima serie granitică din Ampasindava. Caracterul lor este per s a 1 i c, pe când al rocelor din Yemen este d o s a 1 i c. In tabela No. 3 se dau parametri magmatici calculați după metoda pctro- grafilor americani pentru rocile din prima serie granitică din Ampasindava, rocile granitice din regiunile malgașe înrudite litologicește cu cele din provin- cia Ampasindava și pentru rocile granitice din Yemen. Calculul formulei rocilor, urmate de proiecțiunea lor după metoda lui Osann, arată lucrul acesta foarte intuitiv. (Tabela No. 4 pag. 281 și planșa No. I). Rocile granitice malgașe înrudite litologiceește cu cele din Ampasindava se proiectează toate în s e c t o r u 1 II al triunghiului lui Osann (Planșa I) pe când rocile granitice din Yemen se proiectează în sectorul III. * * * Dacă considerăm rocile granitice malgașe neînrudite litologicește cu cele din provincia Ampasindava1) putem deosebi și aci d o u ă categorii. a) O categorie de roci granitice cu o oarecare asemănare cu a doua serie granitică din provincia Ampasindava și prin urmare și cu rocile din Yemen și, b) o altă categorie — mai numeroasă — cu caractere asemănătoare cu rocile granitice din seria întâi a din-provincia Ampasindava, deci diferite de ale rocilor din Yemen. In tabela No. 5 pag. 282 suntdați parametri magmatici calculați după metoda petrografilor americani pentru rocile granitice din seria a doua dela Ampasindava, pentru prima din c$le din două >) A- LaqroiX, loc. cit. pg. 205 ssq, 280 DAVID ROMAN serii de mai sus de r o c e malgașe ne înrudite cu r cile din A m p a s i n d a v a și pentru rocile d i n Y e m < o - : n. * Numerile din prima și a doua coloană reprezintă numerile analizelor din A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d’Edit. Geogr. ete. Paris VI, 17, Rue lacob 1923. In această lucrare fiind dată literatura completă ne dispensăm de a da pentru fiecare analiză autorul ei și lucrarea specială în care e publicată. Numerile din coloana a treia reprezintă numărul rocei din Yemen aflătoare in Colecția Institutului Geologic al României. 206 297 298 299 453 210 454 202 No. Microgranit (Bosto- nit cuarțifer) Ryolit Ryolitoici Pechstein Pechstein sferolitic Nordmarkit Micronordmarkit Granit cu hornbl. Prima serie granitică a lui A. LACROIX I. '4. i.(3)4 L 4- 1(2). 3 L 4. 1'. 3 I-(3)4- i-(3)4 I(U).(3)4- i'- 3 T. 4- i'- 3 I(II). 4'. i.(3)4 r. 4(5)- 2- 3 304 Ryolitoid 459 Ryolit cu aegirin 198 Grorudit 300 Ryolitoid sferolitic 307 Ryolit 309 Ryolit 1 Roci granitice din regiuni malgașe înrudite litologicește cu c ,. . . 2 ceie din provincia Ampasindava I- 3- (1)2. 3 I'. 4. 1. 4 I (II)' 4'. >• 4- I- 4- i- 3(4) I. (3)4. '2. 3' I- 4- '2. 3' >>>>.>> tO * O H< N O >~ 4- 4- -4 cn No. Granit Porfir laurvikitic Bostonit cuarțifer Bostonit albitic cuarțifer Bostonit albitic Comendit Comendit vitrofiric Roci granitice din Yemen studiate în lucrarea de față n. 4. t. 3 n. 4(3). 1. 4 II. 4. 1. 3 IL 4(5). 2. 4 II. 5- 1. 4 II- 3- 2. 3 II- 3(2). 1.3(2) TABELA No. 3 ' ' COMPARAȚIE INTRE ROCILE DIN PRIMA SERIE GRANITICĂ DIN P R O V . A M P A S I N D A V A ROCILE GRANITICE DIN YEMEN ȘI ROCILE GRANITICE DIN REGIUNILE MAL- GAȘE ÎNRUDITE L1TOLO GICEȘTE CU CELE DIN AMPASINDAVA* Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN TABELA No. 4 COMPARAȚIE ÎNTRE ROCILE DIN PRIMA SERIE GRANITICĂ DIN PROV. AM PĂȘIND A VA, ROCILE GRANITICE DIN YEMEN ȘI ROCILE GRANITICE DIN REGIUNILE MALGAȘE ÎNRUDITE LITOLOGICEȘTE CU CELE DIN AMPASINDAVA* Numerile din coloana a treia reprezintă numărul rocei din Yemen aflătoare în Colecția Institutului Geologic al României. 282 DAVID ROMAN Numerile din coloana a treia reprezintă numărul rocei din Yemen aflătoare în Colecția Institutului Geologic al României. TABELA No. 5 COMPARAȚIA R O CELOR GRANITICE DIN SERIA A DOUA DIN AMPASINDAVA, CU ROCILE GRANITICE DIN YEMEN Șl CU ROCILE DIN REGIUNILE MALGAȘE NEÎNRUDITE LITOLOGICEȘTE ÎN CELE DIN AMPASINDAVA* Institutul Geologic al României IGR/ STLDII PETROGRAFICE IN YEMEN 283 Iată și comparația parametrilor rocilor, calculați după Osann (Tabela No. 6) și proiecțiunea lor în triunghiu (planșa I). 284 DAVID ROMAN Din acest tablou și din proiecția parametrilor în triunghiu se poate vedea ușor înrudirea lor. Celelalte roci granitice din provinciile malgașe neînru- dite litologește cu cele din provincia Ampasindava, se asea- mănă cu rocile din prima serie granitică a acestei provincii, precum se poate vedea din tabela No. 7. TABELA No. 7 COMPARAȚIE ÎNTRE PRIMA SERIE GRANITICĂ DIN PROVINCIA AMPASINDAVA ȘI A DOUA SERIE DIN ROCILE MALGAȘE NEÎNRUDITE LITOLOGICEȘTE CU ELE * No. Roci din prima serie granitică din ' Ampasindava a lui A. LACROIX No. Roci granitice din a doua serie de roci malgașe neînrudite cu cele din prov. Ampasindava 206 Microgranit (Bosto- I. 4. 1. (3)4 2Q4 Ryolit I- 3'- i'- 3 nit cuarțifer) 297 Ryolit I. 4. 1(2). 3 204 Ryolit I. 4- i- 3 298 Ryolitoid I. 4. 1'. 3 305 Perlit I. 3- '2. 3 299 Pechstein L (3)4- t-(3)4 205 Microgranit I. 3- '2. 3 453 Pechstein sferolitic I(II).(3)4. l'-3 474 Pechstein I. (3)4- (1)2. 3 210 bis Nordmarkit I'- 4- t. 3 475 Ryolit I(II).3(4).'2.3(4) .454 Micronordmarkit I(H). 4'.1X3)4 295 Ryolit I. 3- ’(2)-'3 202 Granit cu hornblendă I'. 4(5). 2. 3 293 Ryolitoid I. 3- t- '2 203 Microgranit I. 3- i- 3 306 Pechstein I. 3 • 2. 3 296 Ryolitoid I. 3'- ’• 2(3) 495 Ryolit I. 3(4)- î- 3 * Numerile din prima și a doua coloană reprezintă numerile analizelor din A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d’Edit. Giogr. etc. Paris VI 17, Rue locob 1923. In această lucrare fiind dată literatura completă, ne dispensăm de a da pentru fiecare analiză autorul ei și lucrarea speciala în care e publicată. Prima serie de roci granitice malgașe de care e vorba în acest paragraf (Tabela No. 5) are un caracter dosalic, deci este asemănă- toare cu rocile granitice din Yemen și cu a doua serie de roci granitice din Ampasindava, iar a doua serie malgașe (Tabela Nq. 7) are yn caracter perșaljc deci diferit Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 285 de aceia al ro celo r d in Yemen, dar asemănător cu acela al rocelor din prima serie granitică din Ampasindava. Aceeaș asemănare reese din valorile calculate după Osann și din proiecția respectivă (Tabela No. 8 și planșa I). TABELA No. 8 COMPARAȚIE INTRE PRIMA SERIE GRANITICĂ DIN PROVINCIA AMPASINDAVA ȘI A DOUA SERIE DIN ROCILE MALGAȘE NEÎNRUDITE CU ELE * No. Roci din prima serie granitică din Ampasindava a lui A. LACROIX No. Roci granitice din a doua serie 1 de roci malgașe neînrudite cu cele A m p a s i n d a v a 206 Microgranit (Bosto- a24.0 c„ f6.9 294 Ryolit a24 4 Cl-7 ^4’2 nit cuarțifer) 297 Ryolit 820.3 c2.8 f6.7 204 Ryolit C2-l 298 Ryolitoid a20.3 c2.i f2.c 305 Perlit al«-7 Ct-7 299 Pechstein a22.6 c2.7 f4.7 205 Microgranit a20'2 C2*5 ^7'5 453 Pechstein sferlitic a14.9 c,., f14.0 474 Pechstein aî7’G C2-9 ^9'3 210 bis Nordmarkit ai9.4 q.o f9.6 295 Ryolit a22-0 C3«l 454 Micronordmarkit als.o c2.0 f10.0 293 Ryolitoid a16*6 C0«4 ^13’0 202 Granit cu hornbl. a.5.7 c5., f9.2 203 Microgranit a20'0 CP7 ^3’3 306 Pechstein a16-6 C2-3 fll -1 296 Ryolitoid a21 *7 ^1'2 f?’! * Numerile din prima și a doua coloană reprezintă numerile analizelor din A. LaCROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d’Edil. Giogr. etc. Paris VI, 17, Rue lacob 1923. In această lucrare fiind dată literatura completă, ne dispensăm de a da pentru fiecare analiză autorul ei și lucrarea specială în care e publicată. Seria de roce granitice malgașe asemănătoare cu rocile granitice din Yemen (Tabela No. 6 și 7) sunt însă mineralogește diferite de aceasta din urmă. In adevăr și granitul dela Ambohitros y1) (Anal. No. 177) și panteleritele din galetele intercalate în argilele dela Ankazomihaloka1) (Anal. No. 302 și 303) și ryolitul dela Antschoda2) (Anal. No. 475) sunt roce cu a m f i b o 1 i sau piroxeni sodici exprimați, ceeace nu e cazul cu rocile granitice din Yemen. De altfel aceeaș deosebire a fost semnalată *) A. LACROIX, loc. cit. Voi. II, 2, pg. 583. 2) A. LACROIX, loc. cit. Voi. II, 2, pg. 583. Institutul Geologic al României 2 86 DAVID ROMAN și față de rocile granitice din a d ou a serie dela Ampasindava, cu care rocile granitice din Yemen au de asemenea mari înrudiri chimice. La rocile de mai sus (No. 177, 302, 303, 475) caracterul d o s a 1 i c a deter- minat existența metasilicaților ferosodici, iar în Yemen nu. Trecând la rocile granitice de pe restul zonei de fracturi est-africane, afară de Madagascar, deosebim și aci două serii. i°. O serie de roci granitice cu caracter p e rs a 1 ic, răspândită dealungui întregei zone și 2°. o serie de roci granitice cu caracter d o s a 1 i c, având o răspândire analoagă (Tabela No. 9). TABELA No. No. Roci granitice de pe zona de fracturi Est-Africană (exceptând Madagas- carul). Seria persalică No. Roci granitice de pe zona de fracturi Est-Africană (exceptând Madagas- carul). Seria dosalică A A Ryolitoid (Ins. St. Paul) Pechstein (Kergu- I- 4- i- 4 d e Pantelerit vitros (Lacul Navaisha Africa de Est) Pantelerit II- (3)4- 1. '3 c elen) Pechstein I- 4(1)2. 4 (Lacul Nakuru, Africa de Est) II (III).4'.i. 3 a (Amba Berra, Tigre Abisinia) Ryolit (Samoite, I- 4- A. 3(4) f Pantelerit (Lumboa, Africa de Est) II(III). 4. I- 4 Eritrea) I- 4- '2. (3)4 B Pantelerit cu acgirin II- 3- i- 3 C b (Abisinia) Obsidian panteleritic (Fantale, Somali) Ryolitoid cu aegirin (Aden) II(III). 2. 1/3 II. 4. i.(3)4 *) Numerile din prima și a doua coloană reprezintă numerile analizelor din A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d'Edit. Geogr. etc. Paris VI, 17, Rue Jacob. 1923. In această lucrare fiind dată literatura completă, ne dispensăm de a da pentru fiecare analiză autorul ei și lucrarea specială în care e publicată. Asemănarea chimică dintre rocile granitice cu caracter d o s a 1 i c din toată această zonă (exceptând Madagascarul) și rocele din Yemen este ușor de văzut dacă comparăm datele din tabelele No. 9 și 11 cu datele corespunză- toare dela rocile granitice din Yemen (vezi și planșa No. 1). Este de semnalat și aci că deși seria dosalică a rocilor granitice de pe marea zonă de fracturi est-africană este chimicește înrudită cu rocile granitice din Yemen, totuș primele sunt roci mai mult sau mai puțin bogate în piroxeni sau amfiboli ferosodici pe când rocile din Yemen sunt hololeucocrate. STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 287 Am putea socoti ca tipuri intermediare rocile granitice din tabela No. 10. TABELA No re No. SERIA INTERMEDIARĂ A Pantelerit cu aegirin (Abisinia) I(H). 3- 1. 3' a Ryolitoid panteleritic (Aden) I(II). 4. 1. 3' c Ryolitoid (Adcn) I(II). 4 - I- 4* Formulele acestor roci calculate după Osann (Tabelele No. n și 12) și proiecțiunile lor în triunghiu (planșa I) justifică și mai mult această împărțire. TABELA No. n No. Roci granitice de pe zona de fracturi Est Africană (exceptând Madagascarul). Seria p e r s a 1 i c ă No. Roci granitice de pe zona de fracturi Est Africană (exceptând Madagascarul). Seria dosalică A A c a Ryolitoid (Insula St Paul) Pechstein (Kerguelen) Pechstein (Abisinia) Ryolit (Eritrea) a18«4 ^9*1 C2-6 ^11’2 9 C3 0 ^6'5 a!8 8 C3'8 ^7 4 i d e f B Pantelerit vitros (Lacul Navaisha Africa de Est) Pantelerit (Lacul Nakuru, Africa de Est) Pantelerit (Lumboa, Africa de Est) Pantelerit cu aegirin (Abisinia) 38’7 <0 ^21 3 . I a8.9 c0 f>i i aw co ^a-4 311*1 Cy fia-9 j c Obsidian panteleritic (Fantale, Somali) a6-3 ^0 *23'7 b Ryolitoid cu aeg. (Aden) ■ all'8 C0 Gs'î J In afară de rocile ale căror analize au fost date mai sus, s’au mai semnalat în lungul acestei mari regiuni și alte roci granitice. Roci asemănătoare cu rocile din Yemen sunt însă puține. AșaD’ARSANDAUX') 1) H. d’ARSADAUX, Contributions â l’etude des roches sodiques de l’Est africain. C. R. de l’Academie de Sc. 1903. CXXXVII pg. 196. — Sur l’extension des roches alcalines dans le basm de l’Aouache. Ibidem CXL pg. 449. — Contrib. â l’etude des roches alcalines de l’est africain. C. R. de la Mission Duchesne- Fournet. Paris 1906. 288 DAVID ROMAN' TABELA No. 12 No. SERIA INTERMEDIARĂ A a c Pantelerit cu aegirin (Abisinia) Ryolitoid pantele- ritic. (Aden) Ryolitoid (Aden) a13.2 c0 f10.8 a15'8 C0 ^14-2 a141 C0 ^15*9 descrie comendite din regiunea scufundată dintre orașele M a s s a u a, A n - k o b e r și Berbera (țara A far, lângă Soma li) dintre cari unele sunt lipsite de minerale melanocrate. Apoi Bier1) descrie din peninsula Djebel Ishan în Ar abia de s u d, lângă A d e n, comendite fără minerale melanocrate alături de comen- dite cu riebeckit și aegirin-augit. E de remarcat că aceste comedite hololeucocrate se întâlnesc în regiuni foarte apropiate în spațiu de Yemen. Concluziunea generală care se impune din toate aceste com- parațiuni în privința rocelor granitice din Yemen, este că ele sunt roce alcalice, bogate în sodiu și fier, pe alocurea cu o ușoară nuanță alcalicalcică, cu so- diu predominant asupra potasei, lipsite de mine- rale melanocrate exprimate deși molecula acmitică există în cele mai multe din ele. Ele se înrudesc cu toate rocile granitice d o s a 1 i c e din Madagascar și de pe toată zona de fracturi arabo-estafricană. Se deosebesc însă de toate aceste roci prin lipsa mineralelor melanocrate expr i m a te. Din acest din urmă punct de vedere ele se aseamănă însă cu unele roci din regiunea învecinată Aden-Insula Socotra, unde rocile holo- leucocrate încep să apară alături de rocile cu amfiboli și piroxeni ferosodici. * * * Dacă trecem la seria de roci sienitice-monzonitic e, caracterele distincte ale rocilor din Yemen sunt mai puțin evidente. J) Bier F., Pctrografische Untersuchungen von Gesteinen aus Sudarabien. Denkschr. der math-naturw. Klasse d. k. Akad. d. Wiss. Wien. Bd. LXXI pg. 303, 1906. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 289 Din numeroasele roci de natura aceasta din provincia Ampasindava, numai puține sunt asemănătoare cu rocile din Yemen. Sunt rocile din seria sienitelor alcalice ’), vezi tabela No. 13. TABELA No. 13 COMPARAȚIE ÎNTRE ROCILE SIENITICE ALCALICE DIN AMPASINDAVA ȘI ROCILE SIENITICE DIN YEMEN No. Roci sienitice din seria aicalică din Ampasindava, după A. LACROIX No. Roci sienitice din Yemen studiate în lucrarea de față 212 213 216 455 324 214 319 219 220 Sienit cu piroxen Idem Idem Trahit Idem Microsienit cu aegirin Trahit cu aegirin Solvsbergit Solvsbergit nefelinif. IL 5- i- 3' L 5- (1)2. 3 I-(4)5- 1(2). 3 I'- (4)5- i- 3' KII). 5-I- 4 r. 5- i- 3' L 5- t- (3)4 L 5- i- (3)4 II. 5- i- 4 A 68 A 128 A 88 Hyalotrahit alcalin Trahit felsitic alcal. Plagitrahit L 2. 3- 3 I. 4- >• 3 II. 4. 2. 3 Cu toate acestea sunt deosebiri importante. Rocile de mai sus, din Ampasindava, sunt în' genere mai p e r s a - 1 i c e decât cele din Yemen; primele sunt și mai bogate în feldspat (p e r - felie) decât cele din urmă; rocile citate din Madagascar sunt mai bogate în alcalii ( p e r a 1 k a 1 i c ), în timp ce rocile din Yemen au o tendință a 1 - c a 1 i c a 1 c i c ă. Marea majoritate a rocilor din Ampasindava citate mai sus sunt mai sărace în fier și mai bogate în alcalii decât rocile corespunzătoare din Yemen. Ele se proiectează în sectorul II pe când rocile sienitice din Yemen se proiectează în sectorul III (planșa II). Cu toate acestea rocile din Yemen sunt complect lipsite de minerale melanocrate în timp ce rocile din Ampasindava citate au minerale ferosodice. ’) A. LACROIX, loc. cit. pg. 179. (numerile analizelor sunt din Lacroix). zy /huairnl Inst. Geologic ol României. Voi, XI. Institutul Geologic al României DAVID ROMAN 290 Deosebirile se văd mai mult din formulele rocilor, calculate după Osann, tabela No. 14, și din proiecțiunea în triunghiu (planșa II). TABELA No. 14 COMPARAȚIE între rocile sienitice alcalice DIN AMPASINDAVA ȘI ROCILE SIENITICE DIN YEMEN No. Roci sienitice din seria alcalică din Ampasindava, după A. LACROIX No. Roci sienitice din Yemen studiate în luciarea de față 212 213 216 455 324 214 3'9 219 220 Sienit cu piroxen Idem Idem Trahit Idem Microsienit cu aegirin Trahit cu aegirin Siilvshergit Solvsbergit nefelinifer. a14«0 C0-9 Gs-I a18‘4 C2-6 ^9-0 a16-2 C3*0 fll '9 a19-2 C0-C ^10*2 a16-S Cl-2 ^12*0 a20*0 Cl-1 ^8'9 a21-8 c0 7 ^7*5 ai9«o c2-o fg-o a14’0 C0 ^5.3 A 68 A 128 A 88 Hyalotrahil alcalin Trahit felsitic al- calin Plagitrahit a10-J C7-$ a12'8 C0 ^17*4 afl*7 C3*I ^20*2 Aceleași caractere deosebesc rocile din Yemen de rocile s i e n i t o - monzonitice malgașe l i t o 1 o g i c e ș t e înrudite cu ro- cile din Ampasindava. Tabela No. 15 (pag. 291). Rocile sienitice malgașe înrudite litologicește cu rocile corespunzătoare din Ampasindava sunt mai accentuat persalice decât rocile din Yemen. In formulele rocilor după Osann, alcalii feldspatiza- bile variază la numitele roci malgașe între a22,7 — a25,8 pe când în Yemen această cantitate variază între a6)7— aJ2,6. Deși elementul melanocrat este în cantitate mai mare la rocile din Yemen la cari fu,8—f20,2> decât la rocile malgașe de care e vorba aci și la cari f6.0—f]3)9 (cu o rară excepție la care f18,8), totuși rocile sienitice din Yemen sunt lipsite de minerale melanocrate în timp ce rocile malgașe sunt bogate în asemenea minerale (fie ele forosodice sau feromag- neziene) Institutul Geologic al României \_IGR/ STUDII PETROGRAl'ICE IN YEMEN 291 TABELA No. 25 COMPARAȚIE INTRE ROCILE SIENITICE MALGAȘE ÎNRUDITE LITOLOGICEȘTE CU ROCILE DIN AMPASINDAVA ȘI ROCILE SIENITICE DIN YEMEN No. Roci sienitice malgașe înrudite litologicește cu rocile din Ampasindava No. Roci sienitice din Yemen studiate în lucrarea de față 325 335 458 bis 216 218 234 316 462 327 326 33° Ponce trahitică Tinguait Micronordmarkit Idem Microsienit cu aegirin Tinguait Trahit Microsienit cuarți- fer cu aegirin Trahit cu biotit Trahit cu hornbl. Trahit I(H).S (1)2/5 I(II).5(6).(i)(2).4 I- <4)5- i'- 4 L (4)5- i- (3)4 L 5. t'. 4 r. 6. 1. '4 I- (4)5 i(2)-(3)4 I'- 4(5). i- 4 I - (4)5- '2. 4’ I(H). 5- 2. 4 IL 5. 2. (3)4 A 68 A 128 A 27 Hyalotrahit alcalin Trahit felsitic alcalin Plagitrahit I- 2. 3. 3 I- 4- i- 3 II. 4. 2. 3 Caracterele deosebitoare ies mai bine la iveală din formulele rocilor cal- culate după Osann (Tabela No. 16, pag. 292) și din proiecțiunea în triunghiu (Planșa No. II). * * * Și la rocile malgașe neînrudite litologicește cu rocile din Ampasindava întâlnim aceleași caractere deosebitoare față de ro- cile din Yemen. (Tabela No. 17, pag. 293). Aceste roci malgașe au acelaș caracter p e r s a 1 i c ca și rocile din Yemen. Insă și aci ca și la seriile sienitice malgașe precedente, rocile malgașe au alcalii feldspatizabilă mult mai bogată (a16.8—a1U)1) decât rocile din Yemen (a6,7 — a12>8), iar elementul melanocrat deși mai bogat la rocile din Yemen decât la rocile malgașe (Yemen: fU18—f20)2 iar la rocile malgașe: f910—f13,4), totuș ro c i I e malgașe au minerale melanocrate, iar rocile din Yemen, n u. C m Institutul Geologic al României k 16 RZ 292 DAVID ROMAN TABELA No. 16 COMPARAȚIE ÎNTRE ROCILE SIENITICE MALGAȘE ÎNRUDITE LITOLOGICEȘTE CU ROCILE CORESPUNZĂTOARE DELA AMPASINDAVA ȘI ROCILE SIENITICE DIN YEMEN No. Roci sienitice malgașe înrudite litologicește cu rocile din Ampasindava No. Roci sienitice din Yemen studiate în lucrarea de față 325 Ponce trahitică al5’8 C3*3 ^10*0 A 68 Hyalotrahit alcalic al(W C7'8 hl-8 335 Tinguait alC«« ‘^2’9 ^10*3 A 128 Trahit felsitic alcal. a12-8 C0 G?-4 458 bis Micronordmarkit 319-8 C2-2 ^8’0 A 88 Plagitrahit a«-7 C3-l ^20*2 218 Microsienit cu aegirin a2$-8 C0-S ^4*0 234 Tinguait a21-4 Cn ^R‘6 316 Trahit a20-9 C2S 462 Microsienit cu cuarț și cu aegirin alS-7 C0’2 ^11-! 327 Trahit cu biotit a18 9 C5-l ^««0 326 Trahit cu hornbl. a13-7 C3*S 33° Trahit a12-7 C3-î ^13'9 1 Dacă comparăm rocile sienetice din Yemen cu rocile sienitice de pe restul marei zone de fracturi arabo- estafri- c a n ă, se găsesc unele asemănări cari par a permite să se conchidă că pe măsură ce ne apropiem de Yemen găsim înrudiri cu rocile din această regiune. De pildă trahitele din A d e n, analizate de Manasse sunt foarte apro- piate de cele din Y emen (vezi tabela No. 18 pag. 293, analizele d și e citate după A. Lacroix, loc. cit. pag. 277). In adevăr deși caracterul lor numai este p e r s a 1 i c, cantitatea de alcalii feld- spatizabilă e aproape aceeaș la ambele feluri de roci și deasemenea și cantitatea de element melanocrat, dar rocile din A d e n sunt ceva mai a leal ic e. Pelican semnalează porfire sienitice alcalice la poalele de sudest ale lui D j e b e 1 K u b eh e r din insula S o co t r a . J) E. MANASSE, Roce Eritree di Aden. Proces verb. Soc. Tosc. Scienz. Natur. t. XXIV din 1908. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 293 TABELA No. 17 COMPARAȚIE între rocile sienitice malgașe neînrudite CU CELE din ampasindava și rocile sienitice din yemen* >1 < < > ț c < P C > e o > j 3 0 > ■n S •Ț » = i î a cT « TABELA No. 18 COMPARAȚIE Între rocile sienitice dela aden și r 0 c I l E S I E N I T I C E DIN Y E M E N * Roci sienitice din Yemen studiate în lucrarea de față • C» uT ' 0 0 u 7 ? 2 2 i d « « * Numerile din prima coloană reprezintă numerile analizelor din A. LACROIX, Mir.iralogie de M:id igrsear, 3vol.Ed. Soc.d'Edit Gâorg. etc. Paris VI 17, Rue lacab 1923. In această lucrare fiind dată literatura completă, ne dispensăm de a da pentru fiecara analiză autorul ei și lucrarea specială în care e publicată. Numerile din coloana a doua reprezintă numărul rocei din Yemen aflătoare în Colecția Institutului Geologic al României * Aceiaș observație ca la Tab. de mai sus. I- 2- 3- 3 I- 4- r- 3 II. 4. 2. 3 c I. 4. 1. 3 II. 4. 2. 3 7 *< .c £ Trahit felsitic ale. Plagitrahit Hv alo trahit alcalic Trahit ale. felsitic. Plagitrahit A 68 A 128 A 27 o a CC c 1> ci .. Roci sienitice malgașe neinrudite litologicește cu rocile din Ampasindava, după A. LACROIX ? Z o co * - 0 0 0 — 03 0 ii re” iz 1 Roci sienitice din regiunea Aden, după iNO. A. LACROIX o « t- 35 * Mț o © o 0 2! iz a r. 4.1(2). 3(4) r. 4'. 1. 3 'II. '5. 1. 4 II. '5. 1. 4 470 Micronordmarkit 314 Trahit cuarfie Ele sunt formate din o pastă de microlite de ortoclaz și albi t în formă stinghii, ceva chlorit, epidot-zoizit și minereu de fier. In de pastă plutesc fonocristalc de ortoclaz și de plagioclaz Jhl Institutul Geologic al României IGR/ 294 DAVID ROMAN’ Tot în insula S o c o t r a, la pasul D i m a 1 a, descrie Pelikan un așa numit U m p e k t i t p o r f i r format din fenocristale de ortocI a z, într’o pastă cu structură trahitoidă de ortoclaz cu părticele mici de minereuri de fier, solzișori de mică și pseudomorfoze de minereu negru după un amfibol dispărut. E de remarcat marea analogie a porfirelor sienitice alcalice sodice din Yemen studiate în lucrarea de față cu porfirele sienitice alcaPce descrise de Pelikan la Djebel-Kubeher în Insula Socotra. Dacă în aceste din urmă sunt fenocristale de ortoclaz și de plagioclaz acid, în porfirele sienitice din Yemen avem fenocristale de plagioclaz acid înconju- rate de zone late de ortoclaz micropertitic foarte bogat în albit. Pasta este în cazul rocei dela Socotra constituită din stinghii de ortoclaz și de albit, iar la rocile corespunzătoare din Yemen pasta este formată din cuarț și ortoclaz micropertitic foarte bogat în albit. De sigur că numai prezența cuar- țului face ca rocele noastre să nu aibă o structură trahitică. Și aceste roci ca și cele dela Aden citate mai sus sunt mai alcalice decât rocile corespunzătoare din Yemen. * * * Rocile essexitice-bazaltice din regiunea de fracturi arabo- estafricană au pentru toată această regiune un aer de famile mai accentuat decât îl au între ele rocile mai acide. Ele sunt în marea lor majoritate din clasa III ( s a I f e m i c ), mai puține din clasa II ( d o s a I i c ) și în genere de rangul 3 (alcalicalcic) și de rangul 4 (docalcic). Proiectate în triunghiul Osann ele se localizează în cea mai mare parte într’un spațiu restrâns caracterizat prin limitele: ar>o £l>>0 C2 >0 C1>0 ^2 DO ^>0 cu ușoare variațiuni în toate direcțiunile (vezi planșa III). Rocile analoage din Yemen sunt mai variat diferențiate. Ele formează o serie întreagă începând din clasa I ( p e r s a 1 i c ) până în clasa IV ( d 0- f e m i c ), dela rangul 1 (peralcalic) până la rangul 4 (docalcic). Calcea feldspatizabilă variază, calculată după Osann, dela c0 până la c7,7, trecând prin aproape toate valorile intermediare. Soda predomină asupra potasei, aceste roci fiind în ge- nere dosodice până la persodice (tabela No. 19). Institutul Geologic al României STUDII PETROGRACICE IN YEMEN 295 TABELA No. 19 TRAH I ANDESI TE ȘI TRAHIDOLERITE DIN YEMEN No. A 16 Trahiandesit hololeucocrat III. 5. 2. 5 al-5 Cl-2 £34.3 A 99 Trahiandesit hololeucocrat HI. 5. 1. 4 a8'l C(l £>!•$ A 151 Trahiandesit II- 4- 4- 3 ai.7 C7.7 f2o-6 A 34 Trahidolerit hololeucocrat I- 3- i- 4(3) all-2 C0 fl5’6 A 97 Trahidolerit III. 5- 2- 4 a7-6 C2-6 fl$'S A 10 Trahidolerit II- 5- 3- 4 a4‘3 cd-5 ^21’2 A 125 Trahidolerit IV. 5- 4- 4 al-2 C34 ^25’7 Există între aceste roci o serie hololeucocrată (perpotasică-dopo - t a s i c ă ) ai cărei termeni parcurg totuș toate valorile dela clasa I (p e r - o a 1 i c ) până la clasa III (salfemic), tabela No. 20. TABELA No. oo TRAHIANDESITE ȘI TRAHIDOLERITE HOLOLEUCOCRATE DIN YEMEN No. A 34 Trahidoieri t hololeucocrat I- 3- i- 4(3) a14*3 C0 fl5-S A 99 Trahiandesii. hololeucocrat II- 5- i- 4 a84 Co f2i 9 A 16 Trahiandesit hololeucocrat IH. s. 2. 5 a.p5 Cj.» £24.3 Aceste tipuri deși bogate în element melanocrat sunt totuș hololeucocrate. Fierul este reprezentat prin magnetit foarte abundent. E de remarcat deasemenea că cu tot caracterul d o s o d i c al celor mai multe din aceste roci, molecula acmitică, prezentă în unele din aceste roci (A99, A34) n’a putut da minerale ferosodice; s’au format în schimb acolo unde molecula acmitică nu există, metasilicați feromagnezieni (augit, olivină). Intre rocile essexitice-bazaltice de pe marea zonă de fracturi se găsesc multe cari au asemănări pronunțate cu trahiandezitele și trahidoleritele din Yemen. A Institutul Geologic al României igr/ 2g6 DAVID ROMAN Următorul tablou No. 21 arată distinct aceste asemănări cari dealtfel se pot vedea și din planșa III. TABELA No. ar COMPARAȚIE între ROCILE ESSEXITICE-BAZALTICE DE PE ÎNTREAGA ZONĂ No. Roci din Yemen studiate în lucrarea de față A 16 Trahiandesit hololeucocrat III. 5. 2. 5 ai» Ci .2 A 97 Trahidolcrit III. 5- 2. 4 a7-6 fl9-8 A 151 Trahiandesit II- 4- 4- 3 ap7 C7.7 fao-fi A 125 Trahidolcrit IV. 5. 4. 4 ai 2 C3.I £35.7 A 10 Trahidolcrit II- 5- 3- 4 al-3 Cj’5 £*21 *2 * Rocile analoage cu t r a h i a n d e z i t u 1 hololeucocrat for- STCOII PETROGRAFICE IX YEMEN 297 mat din microlite de plagioclaz ceva chiorii și sticlă (anal. No. A16, Yemen) sunt ceva mai sărace în cuarț (ordinul 6—7, 1 e n f e 1 i c ) în timp ce DE FRACTURI EST AFRICANĂ Șl ROCILE CORESPUNZĂTOARE DIN YEMEN Roci essexitice-bazaltice de pe marea zonă de fracturi Esc Africană B Augitit Kilimandjaro) III'. (6)7. 2. 4 a3-6 Cp; Gl-7 248 Theralit (Bekinkiny II. 7. 2. 4 a4-8 ci«7 Ga-s An karamy) 249 Essexit sodic analcimic II. 6. 2'. 5 a7-3 C3-B *18-9 348 Andesit augitic II- 5- 2(3). 4 a6-2 C3'2 ^20-8 279 Gabbro cu hornblend. 'III. 5'- 4- 4 a24 C7'0 ^20’0 278 Idem II(III). 5- 4- 4 a2-7 C6-7 ^20-6 d Labradorit doleritic II- 5- 4- 4 a2’2 C7.4 ^20-4 411 Ankaratrit nefel. 'IV. 7. 3. 4 al-8 C2-I Gl-1 406 Idtm 'IV. 7- 3- 4 h2-0 ^24 ^15-9 356 Sakalavit III- 4- 3 (4)5 a2-0 C2.6 £15.4 4°7 Ankaratrit III(IV).6.3(4). 3 al-9 Ca-o ^154 1 465 Bazalt III(IV).S'.3(4)-4 ai-7 c3.0 fj5.3 i 4°5 Ankaratrit limburgitic IV. (5)6. 4. 4 al*2 c4-0 ^24-8 b Limburgit III(IV).5(6).3.4 ai-8 ^2-0 ^l«-2 c Limburgit III(IV).'6.3(4).4 al-7 C2-5 fl6-8 c Basanitoid III(IV).6.3(4). 4 al-7 c2-7 ^15-8 347 Andesit augitic H(III). 5- 3- 4 a4-2 C3.9 foi-9 254 Berondrit cu olivină III. 6'. 3. 4 a3-7 C2‘l ^23-2 473 Sakalavit II(III). 4'. 3- 4 al-4 c4-2 ^21 -4 252 Berondrit III. '6. 3. 4' a3'8 C4 6 ^21 0 481 Sakalavit II(III). 4 (3)4- 4 a3-8 C4.5 f2i-7 255 Berondrit. IU 6(7). 3'- 4 a2‘2 C4 g ^22 2 1 346 Andesit augitic II(HI). 5- 3'- 4 a3-8 C5-4 ^20-8 362 Basalt sakalav. '111.(4)5-3(4)-4(5) a3-2 C5.2 f2l-6 477 Idem II(III).(4)5.3'.(4)(5) a3-6 C54 f21.3 457 Bazalt doleritic II(III).S.(3)4- 4 a3-2 C5-S ^21-3 D Sakalavit augitic II(III).4(5).3.4 a4-0 C3-8 ^22-2 G Andezit augitic II(ni).S'.3.4 al-5 C3‘8 ^21-7 1 II'. 5- 3- 4 a5-2 C4.3 f-20-5 A Bazalt II(IH). 5- 3- 4 at-7 C4.4 ^20-9 q Gabbro II(III). 5'. 3'- 4 a3-4 C4.5 f22.3 c Bazalt cu plagioclaz 11(111). 5. 3'- 4' a3-S C4.5 f22-0 1 roca corespunzătoare din Yemen este perfelică (ordinul 5). Institutul Geologic al României 2<)8 DAVID ROMAN Rocile analoage cu T r a h i d o 1 e r i t u 1 (Anal. No. A 97, Yemen), cu fe- nocristale de plagioclaz și piroxen într’o pastă de plagioclaz, piroxen, magnetit, se apropie de p e r f e 1 i c (ordinul 6—5) rămânând totuș mai sărace în cuarț. Acelaș lucru se poate spune și despre rocile analoage cu trahiande - z i t u 1 format din fenocristale de plagioclaz într’o pastă de microlite de plagioclaz, augit, amfibol și magnetit (Anal. No. A 151, Yemen) șicutra- h i d o 1 e r i t u 1 format din fenocristale de piroxen în pastă de plagioclaz, piroxen, magnetit (Anal. No. A 125, Yemen). Asemănarea cea mai mare este între trahidole ritul format din fenocristale de plagioclaz și sanidin și o pastă de plagioclaz, augit-diopsid și sticlă (Anal. No. A 10. Yemen) și grupul de roci asemănătoare de pe marea zonă de fracturi Arabo-estafricană. Toate aceste roci sunt do salice cu o tendință spre s a 1 f e m i c, toate sunt p e r f e 1 i c e, toate sunt a 1 c a 1 i - c a 1 c i c e, toate sunt d o s o d i c e. Curios este că toate aceste roci sunt din Madagascar sau din insulele ocea- nice din jurul a cestei mari insule. * * * Condu zi unea g e n e r a 1 ă pe care se poate trage din studiul chimic al rocelor din Yemen și din aceste comparațiuni dintre compoziția chimică a acestor roci și rocile din pe marea zonă de fracturi A r a b o ■ e s t • africană, confirmă rezultatele obținut din studiul microscopic al celor dintâiu, și anume: 1. Caracterul alcalic al rocilor din această re- giune este incontestabil. 2. Acest caracter este mai pronunțat la rocile grani- tice, are o ușoară nuanță a 1 ca 1 ica 1 cică la rocile sieni- tice - m o n zo n i t i c e, iar rocile e s s e x i t i c e-ba z a 11 i c e su n t așa de variat diferențiate, încât între ele sunt si roci - ti caracter alcalic și roci cu caracter alcalic a Ici c. 3. In privința raportului dintre alcal i, rocile din această regiune sunt caracterizate prin pre- dominarea sodei asupra potasei, afară de unele roci bazice cari sunt perpotasice-d o potasic e. 4. Cu țot caracterul alcalin, cu toată bogăția în fier și cu tot coloritul lor dosodic, molecula acmi- tică n’a putut ajunge să se individualizeze în mi- nerale melanocrate f e r o s o d i c e. Fierul a rămas sub formă de magnetit la cele mai m uite din aceste roci, iar pe alocurea la cele mai bazice s’au format m e t a - silicați feromagnezieni. Institutul Geologic al României STUDII PETROGRAFICE IN YEMEN 299 5. Din comparația rocilor din Yemen cu rocile eruptive post liasice de pe marea zonă de fracturi Arabo-Est- africană, rezultă că: a) Rocile granitice din Yemen sunt înrudite între ele și foarte deaproape înrudite pe de o parte cu rocile din a doua serie granitică a lui Lacroix, din Ampasindava, și cu prima serie de roci granitice malgașe neînrudite 1 i t o- logicește cu cele din Ampasindava (toate sunt dosalice), iar pe de altă parte cu rocile granitice dosalice răspân- dite dealungul zonei de fracturi Arabo-Estafricană. Există totuș o deosebire esențială între rocile grani- tice din Yemen și rocile granitice dosalice de pe marea zonă de fracturi, și anume aceea cărocile din Yemen sunt h o 1 o 1 e u c o c r a t e, spre deosebire de celelalte. Totuș și în această privință deosibirea pare a dimi- nua pe măsură ce înaintăm dela Sud spre Yemen. I>) La rocile si eni t i ce- mo nz o n i ti ce din Yemen, asemă- nările sunt mai puțin accentuate. Ele se aseamănă întru- câtva numai cir rocile sienitice alcalice (ale lui Lacroix), din Ampasindava. Deși însă rocile din Yemen sunt mai bogate în fier și magnezie decât cele asemănătoare lor din Ampasindava, ele sunt cu totul lipsite de minerale melanocrate expri- mate. Interesant este că această din urmă constatare se aplică pentru toate rocile din Madagascar. Și la rocile sienitice-monzonitice se poate afirmă că pe măsură ce înaintăm dealungul marei zone de fracturi, dela Sud spre Yemen, asemănările, dintre rocile acestei zone și cele din Yemen, se accentuează. c) Rocile essexitice-bazaltice din Yemen sunt așa de bogat diferențiate încât în mod implicit sunt ase- mănări cu rocile essexitice-bazaltice de pe întreaga mare zonă de fracturi Arabo-Estafricană. In lăuntrul acestor asemănări însă, unele din rocile de Yemen sunt holol eu cocrate. Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN (ARABIA) BY DAVID ROMAN (RBSUMfi) In 1911, G. Botez, geologist at the Roumanian Geologica! Institute, was charged by the Ottoman State, in accordance to the agreement made with that State by Prof. L. Mrazec, to make G e o - h y- drological studies in the v i 1 a y e t s of Yemen and Assir in Arabia. The result of his researches as also the topographical elevat ons made by Engineer H. Lange, were given in a Definite report «Sur les e t u d e s hydrologiquesfaites â Yemen (Arabi e)» Bucarest, 1912, edited by the Roumanian Geological In- stitute. The object of this study was to find springs of drinkable water, to esta- blish artesian wells, or supplies of subterannean water, and especially to ind cate the proper places for such works J). The mission took the following itinerary (seemap, plate IV): H o d e i d a Zaouia, Al;, T a n e m, Der Bobal, Der A h m e d, Badjil, Bahe, Mathal, Obal, Hadjela, Ouel, B i r a r, O u s s i 1, A 11 a r a , M e n a k a , S a n a a, and on their return, Sanaa, M e t - n e h, Menaka, Badjil, D e m e n a, C hagiii, C a m b o r, O u a- g a r (W. Saham), El. B a r i a (W. Djehaf), Der E s s i n, S o u f a - Mehed, Mara-Oua, Chergue, Aii Djaber, H odei da. In the eruptive region which they crossed, the expeditioner collected a series of samples of eruptive rocks, the petrographical study of which I had the honour of being charged by Prof. Mrazec, Director of T h e Rou- manian Geological Institute. * * * The Direction of the Geological Institute of Roumania decided on the petrographical study of the eruptive materials brought by ’) G. BOTEZ, Rapport ddfinitif sur les dtudes gto-hydrologiques faites â YEMEN (ARABIE). Bucaiest 1912. Edit. par l’Institut Gecl. de Roumanie. 302 DAVID ROMAN the Botez expedition, not only as a completion of the studies undertaken under ts patronage by the named mission, but also because the study of the eruptive rocks in that region is a contribution towards the knowledge of t h e gr ea t E a s t African line of r i f t s. If, petrographically, this line, partly in the centre and partly in the south, is up till now, pretty well studied, by the works ofLACROix in Madagascar, by the English and German learned men in South Africa, East Africa, K e n i a and Kilimandjaro, and by the Italian, French and English learned men, in S o m a 1 i and A b y s s i n i a, for the Red S e a and A r a b i a, there is a complete want of petrographical dates, and especially of Chemical analyses. Yemen, on that account, is the least known. This study seems to us the more important that, from a petrographical point of view, the great East African line of r i f t s has been proved by the studies made till now, to be a vast atlantic petrogra- phical p r o v i n c e, and therefore the more dates are necessary, as much for the strengtening of this conception, as especially for the establ s- hing of laws concerning the varied compositions which such a vast linear petrograph:cal province must necessarily undergo. The prescnt study is contribution towards the solut'on of these problema. I. GENERAL CONSIDERATIONS, GEOLOGICAL AND TECTONI- CAL, ON THE GREAT ARABO-SAHARIAN PLATFORM AND ON THE GREAT ASIRO-EAST AFRICAN ZONE OF RlFTS. From a geologica! ponit of view the Yemen, as also the whole of the eastern coast of the Red S e a, forms a part of a larger geological unity which comprises almost the whole northern part of A frica, A r a- b i a and S y r i a. From D r a a, along the Atlantic Coast, in front of the Ca- n a r y I s 1 e s, as far as the M e d i t e r r a n e a n S e a coast to the north of S y r t a (small), there extends — says SuESS — the frontier of two earthly reigons, differing as much in structure as in the composition of the so:l. At the North, there extends a folded zone which comprises a succession almost completely of layers. It is the Atlas system of f o 1 d i n g. To the South is a level zone, and, above the paleozoical layers, folded and level, in two rows, the A 11 a i d e s (of hercinian age) and the S a- h a r i d e s (of Caledonian age), the series of sediments begins scarcely with the cenomane transgression. It is the great plateau of the S a h a r a. Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 3O3 Th:s great plateau forms a part of a larger tectonical unity which, accor- ding to Suess, comprises the whole of the reg on which extends from the Atlantic Ocean tothe Golf of Gabes, then to the south, at Taureg ti 11 beyond A i r and farther on to the south of K a d u r till B o r k o u, Dar F o u r and S o m a 1 i I a n d, and towards the North, the whole ofEgypt, Syria, the whole of A r a b i a till the Eu p h r a t e s. A general characteristic feature in the whole of this immense region is the absence — with few exceptions — of every geological formation comprised between the end of the p al eozoîcal and the conomanian age. The geological formations in great Arabo- Saharian pla- teau are dispossed as follows. The primitive block formed of cristalline rocks of different ages, pro- bably up to the highest in D e v o n, is represented in Central Africa, according to Lemoine j) by the cristalline rocks in the central massive of Taureg, the Mauri t ani an massive, the cristalline mas- s ve in South West Africa (Dahomei, Cameroon), the massive T i b e s t i (north of L a k e T s c h a d), which forms connec- tion with the wide zone of cristallines rocks that form the whole subbase- ment of the Kordofan and Lennar region up to Khartoum2). From here the cristalline extends to the Red S e a which it bounds between the N i 1 e and the S e a, as far as the Gulf of Suez3), forms the Sinai peninsula, goes along the Eastern coast of the Red S e a from the northern end of the Gulf of Akaba till into the H o d e i d a region, where it hides itself under the nubian sandstone. Towards the interior of Arabia the cristalline extends till near the Per- sian Gulf in the region of Riad4). The primary formations comprise, in Western Africa, a wide zone that extends from the great Western Desert (to the South of Algeria) towards the West, the to the South as far as the higher N i- ger, occupying the wohole region between the Atlantic Ocean ’) PAUL LEMOINE, Afrique Occidentale. Handbuch d. reg. Geologie, Bd. 8. 2) E. SUESS, La face de la terre, tome I, p. 461, 1897. ’) HUME W. J., A preliminary report on the Geology of the Eastern Desert of Egypt, Central portion. Cairo 1902. HUME A. BARR0N, Topography and Geology of Eastern Desert of Egypt, Central portion. BALL, The Geograhy and Geology of South-Eastern Egypt, 1912. 4) M. BLANCKENHORN, Aegypten. Handbuch d. Regionalen Geologie. Bd. 7, Abt. 9, Heft 23, p. 27. — Syrien, Arabien und Mesopotamien. Handbuch d. Regionalen Geologie. Bd. 5, Abt. 4, Heft 17. 'JA Institutul Geologic al României IGR/ 3 °4 DAVID ROMAN (marine deposits of Mauritania) to the West, and the zone of de- serts Jguidi and Ed Djouf, to the East. Another zone of primary formations extends from the Gold Coast through Togo to the N E, as far as the Niger. A third primary zone occupies the whole of central west Africa arond the massives of A h a g a r, A dar and Air1), from here towards N E through M o u r z o u k as far as the Great desert of L y b i a and again S W as far as the massive of T i b e s t i. From the E of Mourzouk and Ti b est', the paleozoic forma- tions loses itself, to be found again only in the Sinaî peninsula (car- bon) 2) and to the E of the cristaline zone from the N E of the Red S e a on a narrow zone which begins from the South of the D e a d S e a and extends as far as El-Ula3). Other formations, never than the paleozoical ones, beginsin West Afri- ca, properly said, with the cretaceous which, associated from place to place with E o c e n e , is represented in the south of the Saha- rian Atlas, in Soudan and in S e n e g a 1 4), in the T e g a m a- Gaola region, South of the great Central Massive (A h a- gar) in the plateau of Tadmaid and Hammada at the North of that same Central massive, from here through the Black Mo u n- tains (Djebel El-Soda), towards the desert of Lybia under which it loses itself, to reappear on the eastein part of this great zone of dunes, for- ming the basement of the Jarafrah oasis, crosses the Ni le and leans itself on the cristaline massive on the Western coast of the Red Se a5). At the S E of T i b e s t i, the Nu b ian sandstone occup.es towards the E immense surfaces and leans d rectly on the archaian mas- sives of Kordofan, and Dar F o u r 6) and from here, towards the North of K h a r t u m, to the East of the N i 1 e as far as to the West of the Red S e a 7). At the East of the Red S e a, the cretaceous strata appears in Northern Syria between Alexandria and Mossoul, in Pălești ne as far as the G u 1 f of A k a b a, then on the Eastern boundary of the primary formations between the Dead Sea and E 1 - O u r, in the D Paul Lemoine, loc. cit., p. 15—25. 2) E. Suess, loc. cit., p. 463. M. BLANKENHORN, Aegypten, loc. cit., p. 39. 3) M. BLANKENHORN, Syrien, etc.. Ioc. cit., p. 12—14. 4) P. LEMOINE, loc. cit. p. 26—34. 5) E. SUESS, Ioc. cit., p. 464. 6) M. BLANKENHORN, Aegypten, loc. cit. p. 12. ') M. BLANKENHORN, Aegypten, loc. cit. PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 3°5 South an all the coast of H o d e i d a as far as Mascat and the Per- sian G u 1 f l)- The tertiary formations appears in Western Africa in the Southern Atlas region, in the Central Niger region at Tumbuctu, in the Ouadi Messaoud region, in the region of Lake Tchad, in the North of Egypt and in the valley of the lower N i 1 e, in the North of S y r i a and along the Sou- thern and South eastern coast of Arabi a. * * # From a tectonical point of view the characteristics of the western part of this immense Arabo-Saharian block were given by Haug and Chudeau 2) who recognised the existence of three series of folds of different ages and directions They succeed each other from North to South and are in analogy wiht the succession of pleats, which also in Europe succeed each other from N to S. To the South of the alpine folds of the Atlas, there is a serie of folds named «a 11 a s i c s». They are formed of two Systems of folds which seem to be modelled on a pre-existent hercinian system. To the south of the Atlas there is a region of hercinian folds (a branch of the At lai des) directed N S. A little more to the South there is a third serie of folds, with a very dif- ferent direction of atlasic folds and hercinian ones. It is a system of folds which correspond to the Caledonian folds in the North of E u- r o p e. Haug and Chudeau caii this system of folds «The S a h a r i d e s». Unlike the central and west part, the tectonic of the eastern part of the greât Arabo-Saharian plateau is characterised ba the want of any more important folds, and by the presence of large rifts3). The inost important lines of rifts are in connection with the great sys- tem of rifts S N, which cross East Africa, reach the coasts of the continent to the East of the great Abyssinian plateau, continue from here through the R e d - S e a, the largest zone of the sinking of the earth crust, through the Gulf of A k a b a, the D e a d S e a, the zone of sinking of the J or d an, as far as the T a u r u s M o u n t a i n s. ‘) M. bLANKENHORN, Sirien. Ioc. cit. 2) E. HAUG, La structure gelogique du Sahara Central d’apres les documents paleon- tologiques et g^ologiques de M. I. FOURREAU,La G60., XI, 1905, p. 297—304. Sur la structure geologique du Sahara Central, C. R. Ac. Sc. Paris CXLIV. R. CHUDEAU, La Geologie du Sahara central. C. R. Ac. Sc.CXLI, 1907, p. 1385—1387. P. LEMOINE, loc. cit. p. 54. 20 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. Institutul Geologic al României 306 DAVID ROMAN According to Suess, meridian 36° E (Gr.) is the axe of this System of rifts. There exists in this System many portions of longitudinal rifts N S and, among the multiple deviations, there is a constant tendency to return to the direction of the meridian *). The first portion N S beginning from the South, is the Nyassa por- tion, between 350—35°2o' long. E (Gr.) the length of one degree, 150—16° lat. S. Towards the Northern extremity of Nyassa, the line of rifts devia- tes suddenly toN—N W. In the deviated part there appear recent volcanoes. To the North of Nyassa one does not remark any continuation of the zone of rifts, but, in front of 6° lat S, to the E of Mpouapoua at 350 25' long. E (Gr.), there appears a depression which continues to the N E with a series of enclosed basins to the latitude of Kilimandjaro and Merou (40 lat S), where it again takes a N—S direction. At about parallel 30 S, therebegins thegreatfossee which continue direct- ly towards N along meridian 36° E till 50 20' E, therefore at approximati- vely 90 latitude. From lake Stefanie (Basso Maro), there seems to begin another ditch, directedN— E, comprised between boundary of the Abys- sinian massive and the Somai i horst. From Ancober the zone of rifts again takes the meridian direction. The A f a r region, between the Abyssinian massive and the Red Sea, is a sinking region covered with extinguished volconoes. The sinking region continuesin a N—NW direction, through the Red Sea as far as the Gulf of Suez. The line Gulf of A k a b a, the Dead Sea and the J o r- d a n has the same meridian direction and continues with small deviations in the same direction through the Ghab ditch in Syria2). Suess attributes the origin of the Northern part of the great zone of rifts to some rifts that spread themselves from N to S. The great sinking zone of E a s t Africa, that sinking of earth crust between two parallel fracturesata length of approximatively 9C lat., presen- tingitselfas a fragmentary zonein pieces and in outstretched wedges is, accor- ding to Suess, caused by the existence at a great depth of some rifts, which on the surface broke, forming a net of long craks crossed. The bits and the fragments thus produced all sank, but at unequal depths3), the lava and ashes came out through the veins, levrelling the bottom of the ditches and isolating the bassins among them. 1) E. Suess, loc. cit., p. 542. 2) E. SUESS, loc. cit. p. 542 ssq. 3) E. Suess, loc. cit., p. 543. Institutul Geologic al României IGR/ l’ETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 3°7 THE SPECIAL RIFTS OF THE RED SEA The shape as well as the formation of the bed of the Red S e a is deter- mined by a system of rifts forming a part of the E a s t A f r i c a n - S y- r i a n zone of fractures. To the North of the Red S e a, the Gulf of Suez which main- tains the N W—S E direction, and the Gulf of A k a b a which has about the direction of the meridian, are two smaller sinking in the shape of ditches. The whole of the Peninsula of Sinai is furrowed by two chief series of rifts J) respectively parallel with the Gulf of Suez and the Gulf of A k a b a. Besides these series of longitudinal rifts there are stil numerdus ditchs, nearly vertical faults and especially transversal rifts to EW. Such a transver- sal rift is the one at the entrance of the gulfs of Akab a and Suez in the Red S e a. The African coast of the Red S e a, from the Gulf of Gluebe (290 30' lat. N) till Ras Benas (24° lat. N), is determinend in the first place by a great rift NW—SE. To the S of Ras Benas, there follows a short portion along which the sea is limited from the land by a N-—S rift and then fol- lows as far as Suakin (190 lat. N), a series of rifts that derivate more or les in the N W—S E direction and form the coast the Red Sea. This sea which, fromthemouth of the G ulfs of Suez and Akab a as far as S u a k i n, has the character of a great sinking with a medium depth of 900 m, gets towards the South of that place the character of a sub- marine plateau, only 100 m deep, having in the middle a narrow canal of 500—600 m. The northern part of the Red Sea is separated from the Southern part by a rift which from Suakin, extends directly to the East, and which meets at right angles in the middle of sea with a rift N-S starting from Dj e d d a (the eastern coast of the Red Sea) directly towards the South2). From Suakin towards the south, the coast of the Red Sea is deter- mined by series of rifts NW—SE, as far as M a s s a u a, from where be- gins the Afar region—a great region of sinkings, bounded to the SW by the Somali plateau. The dates for the Eastern bank of the Red Sea are not so numerous as for the Western part. The geological and morphological identity of the l) HUME W. F., Les Rift valleys de l’Est du Sinai. CR. du Congr. geol. inter. Paris 1901. —, Rift valleys of Eastern Sinai, Geol. Mag. 1901, p. 198. —, The Topography and Geology of the Peninsula of Sinai (South Eastern portion) 1906. -) M. BLANCKENBORN, Syrien, etc., p. 68. 20* Institutul Geologic al României 16 R/ 308 DAVID ROMAN two parts of the great Arabo-Saharian plateau separated by the Red S e a, leave no doubt of the fact that the eastern bank is also determined by lines of rifts. The character of the rifts on the coast of the Red S e a has been esta- blished by Mrazec !) for the portion to the East of the Red S e a Moun- t a i n s, as far as the peninsula of Sinai and surely, his ideas may be generalised towards the whole of the coast of the Red S e a. According to Mrazec the structure of the sinking systeme of the rifts around the ditch of the Red S e a is characterised by the fact that the peaks and the chains of mountains that bound the ditch correspond generally to a series of monoclines descending in steps tho the sea. These ant clines lean towards the east, sometimes even are plicated on their eastern flank. This eastern flank is drawn and completely lam'nate, the phenomenon goes as far as overlapping 2). The kernels of the monoclines formed of old rocks, tufs and phyllites, have a tendency to become diapir. This tendency manifests itself by the birth of a system of convergent cleavages towards the peak of the monocline. Very often the diapirism is accentuated. In the Zeit massive for instance, the peak of the monocl ne forme by sedimentary rocks is cut through by a real blade of granițe. This kind of diapirism is met with espe- cially in the peaks which correspund with the anticlinal summits. The sinclinal which separate the anticlinals coincide with depressions parallel to the peaks. In the part of the Y e m e n stud ed by the Botez expedition, the above mentioned idea seems to be verified also. In reality the chain from El Birar-Ouel, where the profile3) rises suddenly from 964 m (B i r a r) to 1400 m (O u s i 1), the chain which marks the boundary of the Serrat (mountaincuszone)towardsthe premoun- tainous zone, is certainly such a granitic diapir blade which crosses through the calcarous coat and has its overthrusted flank, almost completely laminated. The boundary of the pre-mountainous zone towards T e h a m a where the profile rises suddenly to 600 m (Hadj ela) and where a fault is sig- nalled, gives the same impression. At any rate the line of faults in the N N W-S S E direction meet along the whole profile in the pre-mountainous zone as weil in the mountainous L. MRAZEC et D. ROTMAN, Contributions â la petrographie de l’Egypte et de la pr^squ’île de Sinai. I. Roches granitiques de l’île Shadwan. Bull. de la Section Scientifique de l’Academie Routnaine, IV, an. 1915—1916, p. 71. 2) L. Mrazec, et D. Rotman, loc. cit., p. 72. s) See profile, plate IV. Ja Institutul Geologic al României IGR/ PETROGRAPHICAL STUD1ES IN YEMEN 309 one where the lines of dislocation have determined considerable vertical unlevellings. The valley in which the town of S a n aa is built is a good example. This valley is of tectonic origin; it is a real sunken ditch, 5 km wide and limited to the east and west by lines of dislocation along which are ranged for a distance of at least 100 km volcanic cones or lava streams 1). * * * The researches concerning the igneous rocks in the great Arabo- Saharian plateau are still sporadic and insufficient. Yet some general conchisions may be deducted. In the West Africa (S ah ara and Sudan), two series of igneous rocks are signalled2). A series, richly represented, of a r c h a i c a 1 and s i 1 u r i a n igneous rocks formed of l i m e - a 1 k a 1 i rocks, and a newer series, probably tertiary formed of a 1 ka 1 i igneous rocks. The igneous rocks from E g y p t and E g y p t i a n Sudan is wholly antetertiary. It is formed of 1 i m e-a 1 k a 1 i rocks. To the East of the Red S e a there are three eruptive cycles signalled. A series of antecretaceons igneous rocks, with an 1 i m e-a 1 k a 1 i c character; a second series of cretaceous anteoligocenic rocks, also with an 1 i m e-a 1 k a 1 i c character, and finally athird series of gneous rocks of o 1 i g o c e n i c age up to the a 1 u v i a n age, with an a 1 k a 1 i c character 3). It is interesting to remark that all the antetertiary eruptive cycles have produced 1 i m e-a I k a 1 i rocks, while the tertiary and p o s t-t e r t i a r y cycles have produced a 1 k a 1 i n e rocks only. It is also strânge to observe that while the Western and Central part of the Afr can portion of the great Arab o-S aharian p 1 a t- f o r m has been affected by antetertiary erupt on as well as by tertiary ones, the eastern parts of this portion (E g y p t and E g y p t i a n Sudan) has been affected by the antetertiary erup- tions only, although it is in the immediate neighbourhood of the sinking zone of the Red S ea, whose movements began in the mi ocene times and continued till nearly in the al luvi an. This is still stranger by the fact that the great Assyro-east Afri- can riftzone of which the ditch of the Red S e a forms a part, is mark out >) G. BOTEZ, loc. cit., p. 36 and 38. -) R. CHUDEAU, Excursion geologiquc en Sahara et au Sudan. Bull. soc. geologique de Fr. (4), Tonic VII, 1907, p. 339. 3) M. BlaNCKENHORN, Syrien, etc. Handbuch d. reg. Geologie. .JȚ Institutul Geologic al României IGRZ 31° DAVID ROMAN by tertiary and post tertiary eruptions of alkalic magma and even the Red S e a to its sout and on its eastern coast is not wanting in this kind of etup- tions. It, for Western Africa and E g y p t, as also for the Northern and Southern parts of the great Assyro-east African rift zone, few dates exist about the igneous rocks, for the Eastern coast of the Red S e a there are absolutely no petrographic dates at all, and the Yemen especially is quite unhnown from that point of view. The object of the present work is to supply that want. II. GENERAL MORPHOLOGICAL CONSIDERATIONS ABOUT THE YEMEN AND SPECIALLY ABOUT THE REGIONS STUDIED BY THE BOTEZ EXPEDITION: The whole the West of Arabia, 1500 km in length, presents a uni- tary orographic character in its general lines. Along the coasts of the Red Sea there exists a desert, partly marshy, coast region, El T i h a m a, nowhere more than 50 km in width. Then follows an elevated region difficult to climb, and deeply cut by Wadis. On the highest border of this region a slightly inclined plateau joins itself to the E-NE and towards the E passes into the desert in the interior of Arabia. This plateau is in some parts separated from the mountainous region of the W, by a line of rifts parallel with the Red Sea. In the Yemen, the vilayet to the farther South of the Western coast of Arabia, three geographic zones parallel with the sea-coast are to be dis- tinguished. The coast region, E 1 - T i h a m a of the breadth of two day’s journey, is formed of sandy surfaces, broken by calcareous hills. At the lower border of this zone, the profile rises suddenly on a terrace, the so-cailed Inferior S e r r a t, which besides jurasic calcareous beds (to the South of A d e n), is formed especially by strong layers of N u- bian sandstone, strongly intercaled with lava. In the region that follows in the interior of Arabia, the rightly called S e r r a t, there rises suddenly a zone of plateaux with sharp profiles and peaks of mor e than 3000 m in height. In the S e r r a t — rightly named — there exist many cretacic volcanic centres, forming the backbone of this mountainous region. For instance in the south, the plateau of Dala formed by black rocks crowned with small volcanic cones, in the west, of this, Djebel Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 3>I S a b o r, 3000 m high and a little more to the N of this last named, D j e- bel Sumar, Doran, and Dj. FI a d h u r (3654 m), the highest part of the Serat region; to the W of this, elevating themselves above their lower surroundings, are the FI o r a z mountains with the Djebel C h i- b a m p e a k (2500 m) and finally in the N E Yemen the black plains of Arhab and Haschid. From these mountains flow the layers of lava of the Serrat and in some places they join together1). * * * The Botez expedition that studied minutely, from a geo-hydrological point of view, the FI o d e i d a - S a n a a region along the road that, star- ting from H o d e i d a, passes through Der El M o u s a r a, Der Obaki, Badjil, Obal, Hadjela, Souc El Hamis, Met- il e h (Sinan Pacha), S ana a, gives the following dates concerning the three zones previously mentionated. The Tehama is a littoral plain almost flat approximatively 35 km in width, between Hodei da and Der Obaki. It presents itself as a plain slightly inclined towards the sea. Its greatest altitude is 142 m. The zone towards the coast of this region is almost without ondulations and shows the character of a sub-tropical steppe. The zone towards the interior of the Tehama region bas somewhat more varied physical features though not very precise, because of the temporary dunes. The surface rises by degrees from W to E from 20 to 42 m. The real valleys begin at Der Ahmed only and are not distmguished easily from the plain. The zone of the Inferior Serrat named by Botez «the p re- ni o u n t a i n o u s z o n e», ist the one which the exped tion crossed bet- ween Der Obaki and FI a d j e 1 a. It is fonned of chains of high moun- tains between 500 and 1000 m, the last ramifications of the hights in the high mountainous region of the East. The mountain chains have aNNW-S S E direction and are formed of calcareous mountains: Djebel der Obaki, Dj. Garar, Dj. Kambor, Dj. Der Daoud,Dj. Akaba,Dj. Kourd and Dj. D a m i r. To the North ofBadjil, the pre-mountainous zone is broken by a mountainous chain which has an E-W direction and is formed of gra- nitic rocks; it is the Dj. Dihne, Dj. T o u h m o u s and Dj. Y z a n chain. !) G. Botez, loc. cit. A Institutul Geologic al României IGR/ 3'2 DAVID ROMAN The characteristic feature is the transversal profile of the valleys in this region, whose bottom is level, from 4 to 5 km wide, and whose sides are abrupt. The properly called Serrat or «the mountainous zone», B e 1 e d El D j e b e 1i, is the zone of high plateaux which extend to the W of thepre-mountamous zone, incline slightly to the E, that is to say towards the interior of Arabia. The medium height of this plateau is of 2500 m. It is cut by deep valleys and canons with a profile of young val- leys and general direction NNW-SSE These valleys tend to cut the plateau into chains of mountains directed NNW-SSE the peaks of which reach the height of 3.654 m above the level of the Red Sea The road followed by the mission in the mountainous region between Bahe and S a n a a, described by Botez, is of a nature to give a more complete image of the physical features of that region. From Bahe, the road lies in the basin of the Wadi Saham, cros- ses, as far as Hadjela, an uniform plain, bounded to the N by the far- western ramifications of Dj. Horaz and to the South by D j. B o u r a. This plain extends like a wide bând of nearly 6 km in a E-W direction. It is cut at the South, at the foot of D j. B o u r a, by the greater basin of the Wadi Saham, 500 m wide and 50 m deep, which has a permanent stream. From Hadjela, the locality situated at the foot of Dj. Safan and Dj. Damer, the road follows the river-bed of the Wadi Hadjela from the level of 626 m (Hadjels) as far as 964 m (Bir a r). From B i r a r, the road leaves the river-bed of the Wzadi Hadjela to rise suddenly at O u s s i 1, 1403 m, from whence it rises progressively as far as H a d- j a r a (3250 m), a village situated on the Djebel Horaz, on the se- paration line between the basin of the Wad i - S ah am and that of the Wadi Sourdoud. Hadjara is dominated to the W by D j. M a s s a r, and to the E by D j. C h i b a m, whose peaks rise respectively to 2785 m and 2976 m above the sea-level at H o d e i d a. From Hadjara the road descends to Menaka (2261 m). This town is situated on the N side of D j. C h i b a in, and upon the saddle that unites Dj. Chibam to Dj. Hadar (2291 m). This saddle has a N-S direction. Its Western flank looks towards W a d i- Chedb (an affluent of the W. Sourdoud) which takes it rise just here, and the Eastern flank descends towards W. Dajan. r Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 313 From M e n a k a, the road descends into Wadi Dajan, from whcnce it rises again as far as the line of separation between the basin of the W. S a h a in and that if the W. S o u r d o u d, and reaches its grea- test altitude at K a r n El Ouai (3054 m). From bere the way goes down into the river bed of the W. Bana n (2475 in), an affluent on the r>ght side of the W. S a h a m, to rise again up to M e t n e h (S i n an P a s h a, 2821 in). This locality is situated on a bigh plain dominated by the peak Dj. Nebi Cheib whose height (3654 m) is the greatest met with by the mission in this part of the Yemen. After Crossing the plateau of M e t n e k, the road goes down to A s s r, where it lies on the West bank of a large and deep fluviatile valley whose origin is in the Damar region (at about 70 km. to the S of A s s r). This valley which at Sanaa is named Wadi Tanan, goes towards W. Nedjran, a tributary of the Indian Ocean. Therefcre Dej el Nebi Cheib is situated on the line that separates the waters going to- wards the Indian Ocean from those that run into the Red S e a. The town of Sanaa is situated in the depth of the W. Tanan, a valley with a flat bottom, about 5 km wide, which can be compared to a plain li- mitedonthe Wby Dj. Ai ban and the on East by Dj. N o ngon 60(2970 m). An important fact for the aspect of this valley is the presence of nume- rous volcanic cones that follow each other in chain along the valley to the N-W along a distance of 100 km. In the mountainous zone there are numerous valleys and most bave a torrential regime. III. PETROGRAPHICAL STUDY OF THE ERUPTIVE ROCKS IN THE YEMEN, HODEIDA-SANA REGION. Botez1) distinguishes two series of rocks in the pre-mountainous zone: a) Piu tonic rocks, />) volcanic rocks and their tuffs. He d vides the volcanic rocks according to the nature of the felspars that they contain, in quartz-porphyryes, orthophyres and andesites. These rocks according to Botez are met in dykes, sheets and veins, varying from a few dimension to some tens of metres in thickness. Plutonic rocks, granites and granulites, form the range of Dj. D i h n e, Dj. Yzam, Dj. Touhmous and Dj. Boura. We are of the opinion that these granitic ranges are d i a p i r e blandes that cross the calcareous covering. The D i a b a s e forms dykes. J) G- Botez, loc. cit. Institutul Geologic al României 3’4 DAVID ROMAN I n the mountainous region, Botez *) distinguishes the following igneous rocks. a) The granites of Ouel, amphibolic granites with middle- sized grains. The granites form the Onel massive which to our opinion is a new diapyric blade of granițe. b) The eruptive formation of M e n a k a consisting of prophyritic tuffs and trachytic tuffs withlocal'ntercala- tions of sheets ofquartz p o r p h y r y, v i t r o p h y r e s, p o r p h y - rytes, diabases, trachytes or basalts. c) The porphyry tuffs of Gaifan, compact reddishyellow tuffs. The above description, for which we are indebted to Botez, is necessa- rily avery summary one and for the greater part incorrect, because theobjecte of the mission was not a special study of the igenous rocks and because the conclusions were not based on a minute microscopical study. * # * Our microscopical and Chemical researches, consisted of the microscopical study of 160 microscopic slides and 15 Chemical analyses, gave us, for the igneous rocks in the studied region, the following classification: A. Plutonic Rocks: i. Sodic-Granite. B. Dike Rocks: C. Volcanic Rocks : 1. A 1 c a 1 i - g ranițe porphyry. 2. A 1 c a 1 i - s y e n i t e porphyry. 3. Soda pegmatites. 4. A 1 c a 1 i A p 1 i t e s. 5. Alcali syenite aplites. 6. Albitic quartz bostonite (Lindoîte). 7. Albitic bostonite. 8. L a r v i k i t e porphyry (Rhombenporhyry). 9. Camptonite. i.Soda comendites and their tuffs. 2. Comenditic p u mice. 3. Hololeucocrație chytes and thei 4. Alcali trachytic 5. Hololeucocratic 6. Hololeucocratic 7. T r a c h y a n d e s i t e s alcalic soda t r a - r tuffs. p u m i c e. plagitrachytes. trachvansites. 8. Hololeucocratic Trachydoler tes, 9. Trachydolerites. ') C. Botez, loc-cit. Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 3>5 We have not sufficient dates to draw up a geological map of the relative area of the different rocks, therefore we will localize the different types on the topographical map annexed to this work. (Map, plate IV). IV. CONCLUSION ON THE RESULTS OF THE MYCROSCOPICAL STUDY OF THE ROCKS OF YEMEN. The rocks in theregionof Hodeida-Sanaa studied in the present work are of all types of igneous rocks: d e e p rocks, f i 1 o n i a 1 rocks, e f f u s i v e rocks and t u f f s. In the deep rocks together with their filonial t r a i n, the differentia- tion does not seem to have been very varied. The effusive rocks are still much more differentiated. Indeed, while the deep rocks and the f.lonians vary between b os to- ni t e and alkali granițe porphyries, altogether wanting in melancrate minerals, with a single exception of one camptonite dyke, the effusive rocks and their tufts go through the whole series from hololeu- cocrate comendites (and in some places even quartz porphyries), through alkali trachytes and t r a c h y a n d e s i t e s as far as t r a c h y d o 1 e r i t e s. The deep rocks are represented bya sodic granițe with a large grain, made peculiar by the fact that the melanocrate element is want’ng altogether. Instead of the melanocrate minerals, usual in granițe, there ap- pears an abundance of m a g n e t i t e, in aggregates of crystals forming nests of about 5 mm in diameter, associated with quartz. The felspathic element is represented by small nucleous of orthoclase, slightly microperthitic, which towards the exter or passes, on a wide zone, into a microperthite more and more rich in albite until it is completely replaced by albite. We cannot exclude the possibility that the soda, being unable to form a combination with the iron,so as to form the soda pyroxenes or amphybols, which we might rightly expect in such a kind of granițe, formed a micro- perthite rich in albite or a pure albite in its outer zone, while the iron formed the blanck mineral before mentioned. Perhaps the small quantity of potash existing in this magma and its rich- ness in aluminium, determined a change in equilibrium in the sense of the result as reality shows us. The filonian train of this peculiar soda granițe is formed of a 1 c a 1 i gra- nițe porphyres, alcali syenite porphyries, 1 a u r w i- Institutul Geologic al României 3i6 DAVID ROMAN k i t porphyries, boston ites, camptonites, a 1 c a 1 i a p 1 i- t e s and p e g m a t i t e s. The charactcristical point of this filonial train is, in the same manner as that of the granițe from which it derives, the relatively poorness in potash, richness in soda and bes des camptonites, wich represent a great leap towards the most basic pole, its extreme poorness in mela- n o c r a t e mineral s. The a 1 k a 1 i n e granițe porphyries are completely wanting in melanocrat minerals, excepting a poor foain formed of greenich-brown mica microlites. They are remarkable by the presence of the individualized albite, together with orthoclase slightly microperthitic. The alkaline s y e n i t e porphyries are also completely wan- ting in melanocrate minerals, with the exception of a small quantity of f ne magnetite powder partly transformed into oligiste. The richness of soda in all these rocks is worthy of note. The phenocrysts are of a 1 b i t e- oligo clase, surrounded by a wide zone of microperthitic orthoclase, very rich in albite. The Larwikite porphyries (Rhombenporphyries) are com- pletely wanting in melanocrate minerals, too however they are also very rich in magnetite. Their felspar, both that the phenocrysts and that of the paste, is an a n o r t h o s e. The q u a r t z albite bostonites (Lindoîtes) and the albite bostonites, sometimes porphyric and at others with a single period ofcrystalisation, are also wanting in every kind of melanocrate mineral except a large quantity of magnetite. They are characterised, in the same way as the others, by their complete want in the potassic felspar, or when it is to be found, the quantity is very reduced. The a 1 k a 1 i syenite aplites are character sed by their com- plete want in melanocrate minerals, excepting a small quantity of a froth of brown-green mica microlites. And in these there is a predomination of very acidplagioclase felspar (albite) over the or t h o c a 1 s e. This last mineral is met only in forming the narrow zone around albitecrystals. The sodic p e g m a t i t e s, besides their want in melanocrate mi- nerals and the presence of a small quantity of magnetite, are characterrised by their felspar, a microperthitic orthoclase which in some tests becomes, in the exterior zone, a more and more albitic microperthite until it is a pure albite. Finally, the campioni t e s form the only melanocrate differentiation of the filonian train of sodic granițe metioned above. They form a sudden leap towards the most basic pole of the alkaline filonian rocks series, because there is no other rock to form the passage beț- ween these and the hololeucocrate albitic bostonites. A, Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN EMEN 3*7 The Yemen camptonites are more basic than the usual camptonites, for their plagioclase varies in composition between 80—60% Anortite. An im- mediate result of this fact is the complete want of amphibole, usual in other camptonites and the presence as melanocrate mineral of titaniferous a u g i t e, o 1 i v i n e and magnetite only. The effusive rocks form four large groups: sodic comendites; alkali trachytes; trachyandesites; t r a c h y d o 1 e r i t e s. The sodic comendites with their structural facies (granophyric comendites and comenditic pitchstones) are characterised by the want of any kind of melanocrate minerals. In exchange there exists in these rocks a rich f e r r i t e powder, resulting evidenlty from the devitrification of the paste which was partly or wholly vitrophyric. The felspar of these rocks is a microperthitic orthose, very rich in albite; in some places it is almost completely replaced by albite. The al k aline trachytes with their structural facies (a 1 k a- line felsitic trachytes, alcaline trachytic pu mi ce, al- k aline h y a 1 o trachytes) are all wanting in melanocrate mine- rals, excepting a fine powder of black ore. Excepting the cases when a granophyric paste draws the trachyte nearer to the comendites, the felspar phenocrysts, where they occur, are formed of albite till a 1 b i t e-o 1 i g o c 1 a s e, and the paste, where it is not glassy, is also albitic, even where it is a devitrified glass. Only in the named case, when the paste is a granophyre, the phenocrysts are of microperthitic orthoclase rich in albite. Worthy of note is the fact that there was found a series of plagio- clase trachytes, which I named plagitrachytes, also holo- leucocrate, that is to say completely wanting in melanocrate minerals, with a holo-kryptocrystall ne paste, with phenocrysts formed of a plagioclase with about 30% Anortite, therefore an andesine, and with microlites formed of a basic oligoclase with 20—25% An. I consider these hololeucocrate plagitrachytes tobea passage towards hololeucocratic trachyandesites. The trachyandesites present numerous constituțional facies. The poverty in potash felspars howin all the rocks describedin the present work, is accentuated, as might be expected, with the growth of the basicity of the rocks. The wholeseries evoluates towards an alcali-bmeseiies of rocks. The very fact that these rocks are associated with rocks undoubtedly alkaline, and to a certain point their richness in sodic plagioclasses makes us consider them among andesites corresponding to the atlantic mag- mas, that is to say among the trachyandesites. The types of trachyandesites that form a transition towards trachytes Ja Institutul Geologic al României IG RZ 3lS DAVID ROMAN are acid trachyandesites with phenocrysts of plagioclase and pyroxene. The plagioclase isan acid andesine with 30% An, wich maintains the same composition in the paste as well. The pyroxene which is an augitic d i o p s i d e, is the same both in the phenocrysts and in the paste. There occur hololeucocrate trachyandesites also. These are completely wanting in melanocrate minerals. The phenocrysts oftheserocksareformedofa zoned plagioclase which,in some samples, varies in composition from a labradorite with about 70% An in the nucleous, to 50% An in the most externai zone, and in other samples between 60% An in the nucleous and 25% An in the zone. The felspar microlites in the paste have the same composition as the zones; there sometimes occurs glass in the paste. The types of trachyandesites which contain melanocrate minerals as well, and which might be considered as normal in this region, always have either plagioclase phenocrysts or no phenocrysts at all. The composition of the phenocrysts varies between 70% respectively 50% An in the nucleous and 12% respectively 5% An in the most externai zone. The plagioclase in the paste varies between 60% An and 12% An when zoned, and when it is not zoned it is an albite o 1 i g o c 1 a s e with 10% Anortite. In the rocks with a more acid plagioclase felspar, the melanocrate mi- nerals are a d i o p s i d e, while in those with a more basic plagioclase felspar, they are an augite or an o 1 i v i n e. These last minerals are transformed together with the growth of the acidity of the last period of crystallisation of the rocks; the first into common hornblende, and the second into iddingsite. The magnetite and a p a t i t e are very frequent in these rocks. We consider the types of trachyandesites, without phenocrysts, with the felspar varying betwenn 60% An in the nucleous and 30% An in the most externai zone, and with ohvine, as a transition towards trachydolerites. The trachydolerites present the most varied constituțional facies. It is interesting to note that through the trachydolerietes are more basic than the trachyandesites, yet they contain an important quantity of potassic felspar, showingby this that they form a part of the alkaline magma. The classification of those trachydolerites which do not contain potassic felspar, among the alkaline rocks is based only on the fact of their association in field with undoubted alkaline rocks. The types of the most acid end of the series are the rocks that have phe- nocrysts of plagioclase only. Among these are to be remarked hololeucocratic trachydo- lerites, formed of phenocrysts of basic labradorite with about J-i Institutul Geologic al României IG RZ PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 319 60—70% An, floating in a paste of plagioclase microlites w th 55% An. The plagioclase felspar crystals are corroded and healed, or surrounded by a nar- row zone of potassic felspar. Excepting some c h 1 o r i t e and much magnetit e, there do not occur any melanocrate minerals in these rocks. Then come somewhat more basic trachytedolerites, the phenocrysts of which are formed of felspar only. The felspar of the phenocrysts is a zoned plagioclase, having a composition of 75% An in the nuclecus and going down as far as 20% An in the most externai zone. The phenocrysts are corroded and healed by potassic felspar. The paste of these rocks has an intersertal structure and is formed of plagioclase microlites, zoned, with 55% An in the nucleous and 20% in the most externai zone, ofmagnesian hedenbergitic d i o p s i d e and magnetit e. A third t y p e is formed of unzoned phenocrysts of pla- gioclase, with the composition of a labradorite with 60—70% An, floating in a paste with a structure between h y a 1 o p i t i c and t r a c h y- t i c, formed of very many microlites of plagioclase, m a g- nesian diopsid e, magnetit e, chlorite and glass. A f o u r t h t y p e of trachydolerietes is formed of plagioclase phenocrysts with about 60% An, very few phenocrysts of s a n i- d i n e, floating in a paste formed of microlites of plagioclase, augitic diopsite to magnesian diopsite and glass. On the slopes of the Djebel Boura, there occur dykes formed of afifth kind of trachydolerites. It is a rock formed of phenocrysts of plagioclase and o 1 i v i n e which float in a paste formed of plagioclase, olivine and a large quantity of brown-black glass. The plagioclase isa labradorite with 60% An. Finally, in the region of Sanaa there occur still two types of trachy- dolerites. One of these is formed of zoned phenocrysts of d i a 11 a g e- d i o p s i d e and basic labradorite which float in a paste, with a very small trachytic structure, formed of microlites of labradorite, diallage-diopside, magnetite and patches of allotriomorphic orthoclase. This type of trachydolerite has numerous constituțional and structural facies, as for instance, a rock similar to the one mentioned above, but without orthoclase and having an intersertal structure of the paste, or a rock, the py- roxene of which isa magnesian diopsid e. The other type of trachydolerite in the region of Sanaa is a rock for- med of magnesian diopside phenocrysts, surrounded by a HtL Institutul Geologic al României 16 R/ 32° DAVID ROMAN zone of augitic diopsid e, which float in a paste with an almost intersertal structure, formed of microlites with 55—50% An, of au- g i t i c-d i o p s i d e and m a g n e t i t e. And this trachydolerite has some constituțional facies characterised by the fact that their pyroxene is wholly an augitic d i o p s i d e. * * * The general c o n c 1 u s i o n to be d r a w n from this s u m mărise d description are: I. That weare d e a 1 i n g with a region of alkaline rocks, with a tendency to alkali-lime in some places. II. That the alkaline character of the rocks is betterseen,inthe first place, in thedeep rocks and the filonians, in the second place, in the basic e f f u - sive rocks and much less in the intermediary rocks. III. That the character of this region of alkaline rocks is especially sodic. IV. In spițe of the alkalinity and the r i c h n e s s in ironandsoda of these rocks, the wantof sodic amphi- boleand pyroxenes is ramarcable, a fact which causes the rock to remain h o 1 o 1 e u c o c r a t e in the majority of cases (acid rocks, intermediary and many basic rocks), or to appearas b 1 ack metasilicates, ferromagnesian m i n e r a I s. V. RELATIONS AND COMPARISONS BETWEEN THE ROCKS IN THE REGION OF YEMEN AND THE POST LI AS IC ROCKS IN THE EAST AFRICAN GREAT ZONE OF FRACTURES. A comparison between the rocks studied by us in the region of II o - deida-Sanaa in Yemen and those of the East African Great zone of fractures, must comprise only the post liasic rocks of this region, since they are the only ones that are formed by the same geological phenomena and have the same alkaline character as those of the Yemen. To simplify things, we shall divide the totali ty of rocks studied into three groups: granitic, monzonite-syenitic and essexite-ba- s a 1 t i c rocks. * * * Institutul Geologic al României 1 El ROGRAI’HICAL STUDIES IN YEMEN 321 Lacroix x) has established two great divisions for the granitic post liasic rocks in Madagascar. A series of granitic rocks with a distinct a 1 k a I i n e cha- racter, in medium essentially sodic; these are the rocks in the petrograph:cal province of Ampasindava. A second series with more or less pronounced alkal'ne-lime af- fin'ties, comprising malgashe rocks, litologically related to those in Ampasindava. The granitic series in Ampasindava is divided into two parts2). i a. One of the series contains no granițe at all, and with the except’on of nordmarkite which being quartz-syenite, makes the transition to syenite, comprises rhyolitoides, pitchstones and bostonites. The characteristic feature of th's series is the p r e d o - mina n ce of p o t a s h over soda. i b. In the other series, on the contrary, the granites form the more important types. The rocks in the second series of granitic rocks in A m- p a s i n d a v a are characterised by the presence of a large quantity of ferro- sodic metasilicates: a e g i r i n e, riebeckite and 1 a n e i t e. Their felspar is microperthitic. From a Chemical point of view, the relation between the rocks of these two series is evident if we compare their magmatic parametres, calculated according to the method of the American petrographs 3). In the following table (Table No. 2) the parameters of these two series in comparison with the parameters of the granitic rocks in Yemen studied in the present work, are given. The dates of the first two columns are taken from Lacroix4). From this table, besides the fact that it is easily seen that the granitic rocks in the Yemen are closely related among themselves, it can st il be seen that chemically they are very closely related to the rocks in the second gran:tic series in the petrographical province of Ampasindava. The difference between the granitic rocks in the Yemen and these of the second granitic series in the province of Ampa- sindava, on the one hand, and the granitic rocks of the first series in the province of Ampasindava on the other, lies almost only in the mis-match of proportion between the leucocrate and m.elano- crate constituent s, which is d o s a 1 i c, in the Yemen rocks *) LACROIX, Mineralogie de Madagascar. Tome III, p. 174, 1923. 2) Lacroix, loc. cit., p. 176. ’) W. CROSS, J. IDDINGS, L. PlRSSON, H. WASHINGTON, Quantitative classification of Igneous Rocks. 1903. ‘) A? Lacroix, loc. cit., p. 177—78. 21 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI, \ IGR, Institutul Geologic al României 322 DAVID ROMAN and those of the second series of Ampasindava, and p e r s a 1 i c in those of the first series in the some region. The calculation of the Chemical formula, according to Osann, Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN 'SEMEN 323 gives a clearer idea of this relation and puts in evidence some diffe- rences. In the following table (Table No. 2) are given, according to Osann, the characteristics of the two series of rocks in the province of A mp a- s i n d a v a and of the series of rocks in the Yemen. From this table, as also from the projections on the triangle of Osann (plate I), the close relation between the granitic rocks in Yemen and these of the second series in Ampasindava is seen. Almost all these rocks project themselves in sextant III of Osann triangle, therefore in both these series the ferro-meganesian element is richly repre- sented. The felspar bearinglime is in far all these rocks reduced atzero (c0). Light lime alcalic shade occurs however in some of the granitic rocks in Yemen (Au: comendite; A14: albitic quartz bostonite). In spițe of these great Chemical resemblances between the two magmas, there is a fundamental difference in their mineralogica composition. The rocks in the 2 - n d series of granites in Ampa- sindava are characterised by the abundant presence of ferrosodic mc- tasilicates (r i e b e c k i t e, a e g i r i n e, 1 a n e i t e) which in 1 i n d i n o- site (Lacroix. 1 oc. cit., analysis No. 178) form more than half the rock, whereas the characteristic of the granitic rocks of Yemen is just the complete want of melanocrate mineral of a n y k i n d. The d o s a 1 i c character of both magmas has not the same result, from a mineralogical point of view. For the rocks in A m p a s i n d a v af the diminuation of the proportion sal: f e m gives an abundance of ferro- sodic metasilicates, while, in the Yemen rocks, a like proportion remains withhout effect, from this point of view. In the consolidation period there were other factors which influenced in a destructive sense the a c m i t e molecules, virtually existing in most of these rocks. We consider this character, which will show it- self in the neutral rocks and in some of the more basic ones, as a distinct petrographical character of the Yemen. * * * The granitic rocks,in the other malgashe region,lithologically related to the rocks in the petrographical province of Ampasindava, differ from the Yemen rocks by the fact that they are the same as those of the granitic series of Ampasindava. Their character is p e r s a 1 i c, while that of the Yemen rocks is d o s a 1 i c. 21* 324 DAVID ROMAN In table No. 3 are given the magmatic parameters of the rocks, calcu- lated according to the method of the American p e t r o g r a ph s for PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 325 pasindava, for the granitic rocks in the malgashe regions, lithologicallyrelated tothose of the pr o - COMPARISON BETWEN THE ROCKS OF THE FIRST GRANITIC SERIES IN THE PROVINCE OF AMPASINDAVA, THE GRANITIC ROCKS IN YEMEN AND THE GRANITIC ROCKS IN THE MALGASHE REGIONS WICH ARE LITHOLOGICALY RELATED THO THOSE IN AMPASINDAVA*) Granitic rocks of Yemen studied in the present wotk II. 4-1-3 II. 4(3). 1. 4 II. 4. 1. 3 II. 4(5)- 2. 4 II. 5- I- 4 H. 3. 2. 3 11- 3(2). I. 3(2) ' 8 >> s s i a § 8 « w ~ 3 ~ o să S £ 8 -8 ~ S « R a .« S «.3 ? s S S -8 g A 0 >3 0 O) 0 •°N UO m rf >4- 0 xf- H M \O M 0» < <<<<<< Granitic rocks in the malgashe regions lithologicaly related to those in the province of Ampas indava L 3- (1)2. 3 I'. 4. 1. 4 I(II). 4'. i- 4 1-4- i- 3(4) I. (3)4. '2. 3' I- 4- '2. 3’ Ryolithoide Ryolithe with aegirin Grorudile Spherulitic ryolithoid Ryolithe Ryolithe '°N 304 459 198 300 307 309 First granitic series of A. LACROIX I- 4- t. (3)4 I- 4- 1(2)- 3 1- 4- V. 3 I- (3)4- I- (3)4 I(H).(3)4. i'. 3 r. 4- i'- 3 I(H). 4'. i- (3)4 I'. 4(5)- 2. 3 Microgranite (Quartz bostonite) Ryolithe Ryolithoide Pitchstone Spherulitic pitchstone Nerdmarkite Micronordmarkite Granițe with hornbl. ’°N 206 297 298 299 453 210 454 202 •) The nombres in the first and second column show the nombers of analysis from A. LACROIX, Mineralogie de Mada- gascar, 3 voi. Ed. Soc. d’Edit. Geogr., etc. Paris (VI), 17. Rue Jacob, 2923. Because in this Work is indicated the complete literature, we dispense us to give for every analysis the author and the special Work in wjch the analysis is published. The nombers in the third column show the nomber of the rock from Yemen, wich is to find in the Collection of the Geological Survey of Roumania in Bucarest. Institutul Geologic al României 326 DAVID ROMAN vince of Ampasindava, and for the granitic rocks in Yemen. the Geological Survey of Roumania in Bucarest. TABLE No. 1 COMPARISON BETWEN THE ROCKS OF THE FIRST GRANITIC SERIES IN THE PROVINCE OF AMPASINDAVA, THE GRANITIC ROCKS IN YEMEN AND THE GRANITIC ROCKS IN THE MALGASHE REGIONS WICH ARE LITHOLOGICALY RELATED THO THOSE IN AMPASINDAVA The calculation of the formula of the rocks, followed by their projec- PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 327 tion, according to Ossann’s method, gives the following very intuitive result (Table No. 4, plate T). gS cu se a2 00 a w ucă# Z< S a > că < y CU C a g a < w®Z 2 z M M O Q CD X Q«< zzu U că că MOa m wb Sxz T) 'Z zzo OHO O£ J căQo a > K J aZ S u S«ă m o wZ So osc The malgashe granitic rocks, litholigically related to those DAVID ROMAN 32$ of pasindava are all projected in sextant I of Osann’s triangle HO EO Wg >0 X > E y cn «O O u (Z ' A m No. O o. H o o fO n 3 ca 3 w & w c 5’ > 3 3 CD □ Ryband like dyks of fasibitikite cd 3' “ c 2 3 •< 3 » t» 3 5 XJ 5 3' 8 5 p’2. CD N O O 3 S S' No. O 3 EU 5 5’ te S- 5 cd rar 3 2.'.^ ° 3 - 5* 0 Q q - o 1 Q CoB . O b5 5' OQ E^ 2»b r y <2.2 5 0 3 . E O E cn HKm raraș e>3 >ZD ra ra Q Oo> H Z H O q Se53 w^e >52: 2 5, H >XE JBZ o> cr^ cn PJ a ?8 S § £3 « S O “ 3 § > (plate I) while the granitic rocks in the Yemen are projected tant III. in sex- * * * Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 329 If we consider the rocks having no litholog’cal relation to those of the province of Ampasindava1), we can distinguish two categories here too. a) A category of granitic rocks with a certain resemblance to the 2-nd granitic seriees in A m p a s i n d a v a , and, therefore, with the Yemen rocks; and b) a second category more numerous with characters like those TABLE No. 7 COMPARISON BETWEN THE ROCKS OF THE FIRST GRANITIC SERIES IN AMPASINDAVA AND THOSE OF THE SECOND SERIES OF MALGASHE ROCKS WICH ARE LITHOLOGICALY NOT RELATED WITH THEM*) No. First granitic series in Ampasindava of A. LACROIX No. Granitic rocks of the second series of malgashe rocks W'ich are 1 i t h 01 og i c a I y not related to those in Ampasindava 206 297 298 299 4S3 210 bis 454 202 Microgranite (Quartz boston ite) Ryolithe Ryolithoide Pitchstone Spherulitic Pitch- stone Nordmarkite Micronordmarkite Granițe viith Hornblende I- 4- i- (3)4 I- 4- 1(2). 3 I. 4. 1'. 3 I .(3)4- 1•(3)4 I(II).(3)4. i'-3 r. 4-1'- 3 i(ii). 4'. 1. (3)4 1'. 4(5)- 2.3 294 204 305 205 474 475 295 293 203 306 296 495 Ryolithe Ryolithe Perlite Microgranite Pitchstone Ryolithe Ryolithe Ryolithoide Microgranite Pichstone Ryolithoide Ryolithe I 3'- t'. 3 I- 4- i- 3 I- 3- '2. 3 I- 3- '2. 3 I- (3)4- (1)2. 3 I(H).3(4).'2.3(4) I- 3- 1(2)- '3 I. 3. 1. '2 I- 3- i- 3 I- 3'- 2. 3 I. 3'- I- 2(3) I- 3<4)- i- 3 *) The nombers in the first and second column show the nombers of analysis from A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d’Edit. Geogr., otc. Paris (VI), 17. Rue Jacob, 1923. Because in this Work is indicated the complete literature, we dispense us to give for every analysis the author and the special Work in wich the analysis is pu- blished. of the granitic rocks of the I-st series in the province of Ampasindava, consequently different from the Yemen rocks. In table No. 5 are shown the magmatic parameters, calculated according ‘) A. LACROIX, loc. cit., p. 205 ssq. 33° DAVID ROMAN to the method of American petrographs, for the granitic rocks in the 2-nd. series of Ampasindava and for the I st. of the two categories, men- tioned above, of malgashe rocks not related to the Ampasindava rocks. Here is a comparison of the rocks parameters, calculated according to Osann (table 6) and their projection in the triangle (plate I.). TABLE No. 8 COMPARISON BETWEN THE ROCKS OF THE FIRST GRANITIC SERIES IN AMPASINDAVA AND THOSE OF THE SECOND SERIES OF MALGASHE ROCKS WICH ARE LITHOLOGICALY NOT RELATED WITH THEM*) No. First granitic series in Ampisindava of A. LACROIX No. Granitic rocks of the second series of malgashe rocks wich are lithologicaly not related to those in Ampasindava 206 Microgranite (Quartz bostonite) a-24O Co f«-0 294 Ryolithe a24*l C1’7 ^4-2 204 Ryolithe a19-8 c2’l ^8-1 297 Ryolithe 220-5 c2‘8 ^8-7 305 Perlite a18-7 C4-7 ^6-8 298 Ryolithoide a20-3 C21 G-8 205 Microgranite a20-2 c2-5 ^7-3 299 Pitchstone a22-6 c2-7 f«-7 474 Pitchstone a17-6 C2*9 £9.5 453 Spherulitic pitch- a14-9 C1-1 fj4«0 stone 295 Ryolithe a22'0 C3.1 €4.9 210 bis Nordmarkite 219*4 cl-0 ^9*8 293 Ryolithoide alG'6 C0-4 ^13'0 454 Micronordniarkite a18-0 Co.Q fio-o 203 Microgranite a20’0 C1.7 fj.3 202 Granițe with horn- ais-? C5*l G«2 306 Pitchstone aI6-6 C2-3 blende 296 Ryolithoide a2I-7 C1-2 f7-l *) The nombers in the first an second column show the nombers of analysis from A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc. d'Edit. Geogr., etc. Paris (VI), 17. Rue Jacob, 1923. Because in this Work is indicated the complete literature, we dispense us to give for every analysis the author and the special Work in wich the analysis is pu- blished. By this table as by their projection in the triangle their relation can easly be seen. The other granitic rocks in the malgashe provinces, not lithologically related to those in A m p a s i d a v a, resemble to the rocks of the I st. granitic series of this province, as can be seen by table no. 7. The same likeness results from the calculations of their formules accor- ding to Osann and from their respective projections (table no. 8). Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 33" The I st. series of malgashe granitic roc k.s, which will be treated in this paragraph (table 5) has a d o s a 1 i c character, therefore resembles the granitic rocks in the Yemen, and the 2 nd. series of the granitic rocks in Ampasidava, while the 2 nd. malgashe series (table 7), has a per sal ic character, consequently differs from the Yemen rocks, but resembles the rocks in the Ist. granitic series in A m p a s i n d a va. The series of malgashe granitic rocks, resembling the granitic rocks in the Yemen (tables 6—7), are mineraligically different from theș latter. In fact, both the granițe from the A m b o h i t r o s y x) (Annal No. 177) TABLE No. g *) No. Granitic rocks in the great Est- African rift zone (excepting Ma- dagascar) . Persalic series No. Granitic rocks in the great Est- African rift zone (Excepting Ma- dagascar). D 0 s s 1 i c series A Ryolithoide (St.-Paul Island) I. 4. 1. 4 d Pantellerite vitrous (Navaisha Lake, East Africa) II- (3)4- i. '3 A c Pitchstone (Ker- guelen) Pichstone I. 4- (1)2. 4 e Pantellerite (Nakuru Lake, East Africa) II(III). 4'. 1.3 (Amba Berra, Tigr^, Abyssinia) I. 4- '2. 3(4) f Pantellerite (Lum- boa, East Africa) II(III). 4. I. 4 a Ryolithe (Samoite, Erithrea) I. 4- '2. (3)4 B c b Pantellerite with aegirine (Abysin.) Pantellerite obsidi- ane (Fantale, So- rnali) Ryolithoide with aegirin (Aden) II. 3- I. 3 II(III). 2. 1. '3 II- 4- u (3)4 *) The nombers in the first and second column show the nombers of analysis from A. LACROIX, Mineralogie de Madagascar, 3 voi. Ed. Soc d'Edit. Geogr., etc. Paris (VI), 17. Rue Jacob, 1923. Because in this Work is indicated the complete literature, we dispense us to give for every analysis the author and the special Work in wich the analysis is pu- blished. and the pantelerites from the intercalated pebbles in the claystones of the Ankazomihaloka2) (Annal. 302—303) and the rhyolite from A n t- s e h o d a 3) (Annal 475), are rocks with expressed sodic a m p h i- b o Ies or p y r o x e n e s, as is not the case with the granitic rocks in the Yemen. The same difference has been observed, concerning the ') A. LACROIX, loc. cit., voi. II, p. 583. 2) A. LACROIX, loc. cit., voi. III, p. 7. 3) A. LACROIX, loc. cit., voi. IV, p. 213. Institutul Geologic al României IGRZ 332 DAVID ROMAN granitic rocks in the 2 nd. series of Ampasindava, with which the granitic rocks of Yemen have also great chem'cal relations. The d o s a- 1 i c character has determined in the above rocks (No. 177, 302, 303, 475), the existence of ferro-sodic metasilicates, while in the Yemen not. TABLE No. 10 No. INTERMEDIATE SERIES A Pantellerite with aegirin (Abyssinia) I(II). 3- i- 3' a Pantellerite ryolithoide (Aden) I(Ii). 4. 1. 3' c Ryolithoide (Aden) I(H). 4'- r-4 Passing on to the granitic rocks in the remainder of the East Afri- can zone of fr a c t u r es, excepting Madagascar, we can dis- tinguish 2 categories here as well. TABLE No. 11 No. Granitic rocks in the great East-African rift zone(excep- t i n g Madagascar) P e r s a 1 i c series No. Granitic rocks in the great East-African r i f t z o n e (excep- ting Madagascar) D 0 s a 1 i c series A A c a Ryolithoide (St. Paul Island) Pitchstone (Ker- guelen) Pitchstone (Abyssinia) Ryolithe (Erithrea) 318*4 C2’5 ^9-1 a16*3 C2«5 fll’2 318*8 C3-8 ^7-4 ai9-9 C3-6 ^6-5 d e f B c b Vitrous pantellerite (Navaisha Lake, East Africa) Pantellerite (Nakuru Lake, East Africa) Pantellerite (Lumboa, East Africa) Pantellerite with aegirin (Abyssinia) Pantellerite obsidiane (Fantale, Samoa) Ryolithoid with ae- girin (Aden) a8-7 C0 ^21’3 a8’9 C0 ^21-1 ^6*6 Co ^23-4 c0 fig.9 a6-3 C0 fo3-7 311*8 C0 fjg-2 i°. A series of granitic rocks with a p e r s a 1 i c character, spread out along the whole zone, and 20 a series of granitic rocks with a d o s a 1 i c character having a similar extent (table 9). Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN .333 We might consider the granitic rocks in table io as intermediary types. Theformulasoftheserocks,calculatedaccordingto Osann, tables ii and 12, and their projections in the triangle (plate I) further justify this division. The Chemical likeness between the granitic rocks with a dosalic character in all this zone (excepting Madagascar), and the rocks of Yeme n, iseasily seen by comparing the dates in tables 9 a. ii with the corresponding dates of the granitic rocks in Yemen (see also plate I.). It must be observed here that, although the dosalic series of granitic rocks in the East African great zone of fractures is chemically related to the granitic rocks of the Y emen, yet the first are rocks with very little ferro-sodic pyroxene or amphiboles, whilst the rocks in the Yemen are hololeucocrate. TABLE No. 12 No. INTERMEDIATE SERIES A Pantellerite with aegirin (Abyssinia) a132 C0 flB-8 a Pantelleritic ryoli- thoide (Aden) a15 9 C0 fl4*2 c Ryolithoide (Aden) a14‘l c0 £15-9 Besides the rocks, the analyses of which have been given above,i there have been abserved other granitic rocks in this great region. Rocks resembling those of the Yemen are howewer few. Thus, does D'arsandaux') describe the comendites in the subemerged region between the towns of Massaua, Ankober and Berber (A f a r- land near S o m a 1 i), among which there are many wanting in melano- crate minerale. Then Bier2) describes comendites without melanocrate minerals beside comendite with r i e b e k i t e and aegirin e-a u g i t e in the peninsula of Djebel-Ishan, South Ar abia, near A den. *) D’ARSANDAUX, Contributions â l’etude des roches sodiques de l’Est Africain. CR. de l’Academie des de laris Sc. 1903, CXXX, VII, p. 196. — Sur l’extension des roches alcalines daus le basin de l’Aouache, ibid., CXL, p. 449. — Contribution â l’etude des roches alcalines de l’Est Africain. CR. Sc. de la Mission Duchesne. — Fornet, Paris 1906. 2) BIER, Petrographische Untersuchung von Gesteinen aus Sud-Arabien. Denkschr. der Math.-natur. Klasse d. K. Akad. d. Wiss., Wien. Bd. LXXI, p. 303, 1906. Institutul Geologic al României 334 DAVID ROMAN It is worthy to note that these hololeucocrate comendites are met in a region very ncar in space to Yemen. The general conclusions to bedrawn, from all these comparisons con cerni ng the granitic rocks in the Yemen are that, they are alkaline rocks, rich in soda and in iron, in some places a sl i gh t tendency towards an alkali-lime caracter, with soda predominating over potash, wanting in expressed melanocrate mi- nerals, a 11 h o u g h the acmite molecule exists in most of them. TABLE No. 13 COMPARISON BETWEN THE ALCALIC SYENITIC ROCKS IN AMPASINDAVA AND THE SYENITIC ROCKS IN YEMEN No. Syenitic rocks of the alcalic series in Ampasindava, of A. LACROIX No. Syenitic rocks in Yemen studied in the present work 212 213 2l6 455. 324 214 319 219 220 Syenitc with pyroxen Idem Idem Trachyte Idem Microsyenit with aegirin Trachyte with ae- girin Solvsbergite Nephelinic solvsber- gite II. 5- i- 3' I. 5- (1)2. 3 I.(4)5. 1(2). 3 r.(4)5. *-3 I(II). 5- 1. '4 I'. 5- i- 3' I- 5- i- (3)4 I- 5- i- (3)4 H. 5- !• 4 A 68 A 128 A 88 Alcalic hyalotrachyte Felsitic alcali tra- chyte Plagytrachite I. 2. 3. 3 I- 4- i- 3 II. 4- 2. 3 They are related to all the dosalic granitic rock in Mada- gascar and on all Arabo-East African zone of fractures. They differ, however, from all these rocks by the want of expressed me- lanocrate minerals. From this point of wiew, they resemble, however, to some of the rocks in the region neighbouring A d e n-S ocotra Isle, where the holo- leucocrate rocks begin to be found side by side with rocks of ferro-sodic amphiboles and pyroxenes. * * * A Institutul Geologic al României IGR/ I’ETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 335 If we pass on to the series of m onzo ni te-sye ni t ic rocks, the distinct characters of the Yemen rocks become less evident. Of the numerous rocks of this nature in the province of Ampasin- dava, only a few resemble the Yemen rocks. They are those of the series of a 1 k a 1 i sy eni tes '), (see table 13). In spițe of these, there are important differences. The above rocks, from Ampasindava are generally m o r e per- s a 1 i c than those of Yemen; the former are richer in felspar (p e r- felie) than the latter; the mentioned rocks of Madagascar are richer in alkali (peralcalic), whilst those of Yemen have an alkali-lime tendency. TABLE No. 14 - COMPARISON BETWEN THE ALCALIC SYENITIC ROCKS IN AMPASINDAVA AND THE SYENITIC ROCKS IN YEMEN 6 Z Syenitic rocks of the alcalic series in Am p as in da va of A. LACROIX No. Syenitic rocks in Yemen studied in the present work 212 213 216 455 324 214 319 219 220 1 Syenite with pyroxen Idem Idem Trachyte Idem Microsyenite with aegirin Trachyte with ae- girin Solvsbergite Nephelinic Solts- bergite 314-0 c0-9 flS’l a18-4 c2*6 ^9-0 a16.2 c2-o fn-g 319-2 C0.6 f10-2 310-8 Cl*2 ^12*0 320*0 Cl*l ^8*9 a21-8 <07 ^7*6 319-0 C2-q fg-o a14*C c0 r15*8 1 A 68 A 128 A 88 Alcalic hyalotra- chyle Felsitic alcalitra- chyte Plagitrachyte 310-4 c7-8 ^11-8 a12‘6 Cq fi 7.4 a6*7 C3.1 ^20*2 I 1 The difference is better seen by the formulas of the rocks, calculated ac- cordingto Osann, table 14, andfromtheprojectionin the triangle (seeplate III). The great majority of the rocks in Ampasindava, mentioned above are poorer in iron, but richer in alkali than the corresponding rocks in the Yemen. They are projected in sector II, whilst the syenite rocks of Yemen are in sector III. *) A. LACROIX, loc. cit., p-, 17. The numbers of the analyses are taken from Lacroix. Institutul Geologic al României 336 DAVID ROMAN In spițe of this, the Yemen rocks are completely wanting in melanocrate miner al s, whilst the Am- pasindava rocks, mentioned, have ferrosodic mi- nerals. The same characters distinguish the Yemen rocks from the malgashe monzonite-syenits lithologically related to the Yemen rocks (table 15). TABLE No. 15 COMPARISON BETWEN THE MALGASHE SYENITIC ROCKS LITHO- LOGICALY RELATED TO THE ROCKS IN AMPASINDAVA AND THE SYENITIC ROCKS IN YEMEN 6 The malgashe syenitic works lithologicaly related to those in Ampasindava 0 £ Syenitic rocks in Yemen studied in the present work 325 335 458 bis 216 218 234 316 462 327 326 33° Trachytic pumice Tinguaite Micronordmarkite Idem Microsyenit with aegirin Tinguaite Trachyte Quarzic microsyenit with aegirin Trachyte with bio- tit Trachyte with hornblende Trachyte I(H).5.(i)2.'S KII)^)^)^ I- (4)5- 1'. 4 I- (4)5- i- (3)4 L 5. 1'. 4 r, 6. 1. '4 h(4)5-1(2). (3)4 I'. (4)5. 1. 4 I- (4)5- '2. 4' I(H. 5. 2. 4 II. 5. 2. (3)4 A 68 A 128 A 27 Alcalic hyalotra- chyte Felsitic alcalitra- chyte Plagitrachyte I. 2. 3. 3 I- 4- I- 3 II. 4. 2. 3 The distinguishing characters are bronght to the surface betterby the formulas of the rocks calculated according to Oasnn (table 16) and by the projection in the triangle (plate II), The malgashe syenite rocks lithologically related to the corresponding rocks in A mp asadi n ava are more accentuatedly p e r s a 1 i c than the Yemen rocks. In the formulas calculated according to Osann, the felspatisable alkalies, in the named rocks, varies between a22,7 — a25,8, whilst in the Y e m e n this quantity varies between a6,7—a12,6. Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 337 Although the melanocrate element occurs in larger quantities in the Yemen rocks, to which fu,8—f20,2, than *n malgashe rocks in ques- tion here to which f6,9—f13,9 (with a rare exception to which f18,8). Yet the syenite rocks in the Yemen are wanting in melanocrate minerals, whilst the malgashe rocks are rich in such minerals (be they ferro-sodic or ferro-magnesian). * * * In the malgash rocks not lithologically related to the rocks of Ampa- TABLE No. 16 COMPARISON BETWEN THE MALGASHE SYENITIC ROCKS LITHOLOGI- CALY RELATED TO THE ROCKS IN AMPASINDAVA AND THE SYENITIC ROCKS IN YEMEN No. The malgashe syenitic rocks lithologicaly related to those in Ampasindava No. Syenitic rocks in Yemen studied in the present work 325 335 458 bis Trachytic pumice Tinguaite Micronordniarkite a15-8 C3-3 ^10*9 a16«8 c2«9 flO-3 ai9«8 C2-2 A 68 A 128 Alcalic hyalotra- chyte Alcalic felsitic tra- chyte a10'4 C7«3 Gl«8 a12-6 c0 ^17*4 218 Microsyenit with aegirin a25*8 c0’2 ^4'0 A 88 1 Plagitrachyte afl’7 C3’l ^20-2 234 Tinguaite a21*4 Cn 316 Trachyte a20’9 C2'5 462 Microsyenite with quartz and aegirine a18‘6 ^0’2 ^11*1 327 Trachyte with biotite aia-9 C54 ffi-O 326 33° Trachyte with horn- blende Trachyte a13«7 C3.fi fi8«8 a12*7 C3.4 fl3*9 sindava, we meet the same distinguishing characters towards the Y e m e n rocks (table 18). These malgashe rocks have the same p e r s a 1 i c character as the Yemen rocks. But here, as in the prcceding malgashe syenite series, the malgashe rocks have a much richer felspathisable alkali than the Yemen rocks (als,8—ai9>i)> whilst although the melanocrate element is richer in 22 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XI. 33» DAVID ROMAN COMPARISON BETWEN THE MALGASHE SYENITIC ROCKS LITHOLOGICALY NOT RELATED TO THOSE IN AMPASINDAVA AND THE SYENITIC ROCK IN YEMEN*) the Yemen rocks than in the malgashe rocks, (Yemen fn,2—f9fl.o for the malgashe f9,0—^3,4). Yet the malgashe rocks have mela- nocrate minerals and the Yemen have not. r Institutul Geologic al României PETROGRAPHICAL STUDIES IN YEMEN 339 Compared with the syenite rocks in the rest of the Arab o-E a s t- African great zone of fractures, the syenite rocks of Yemen there occur some resernblances which seem to allow us to conclude, that as we get nearer to Yemen we find relations with the rocks in that region. For instance, the trachytes in Aden, analysed by Manasse *) are very close to those of Yemen, (see table 18, analyses d and e are taken from Lacroix loc. cit., p. 277). In fact, though their character is no longer persalic, the quantity of felspathisable alkali ;s about the same in both kinds of rocks, and also the quantity of melanocrate mineral, but the Aden rocks are some what more alkaline. Pelican signals alkali syenite porphyries on the South — East slopes of Djebel Kubeher on the Is land of Socotra. They are for- med of a paste of orthoclase and albite microlites in the shape of rods, some chlorit e, epidote, zoizite and iron ore. In the paste there float phenocrysts of orthoclase and plagio- clase. Also in the Island of Socota, at the Dimala Pass, Pelican describes a so-called Umpektite porphyry formed of orthoclase phenocrysts, in a paste of orthoclase, with a trachytoid structure with small particles of iron ore, mica scales and pseudomorphoses of black ore left by an amphibole that has d sappeared. Worthy of note ;s the great analogy between the sodic-alkaline syenite porphyries in Yemen, studied in the present work, and the alkaline syenite porphyries of the Island of Socotra, described by Pelican. If in these latter rocks there occur phenocrysts of orthoclase and acid plagioclase, the Yemen syenit porphyries have phenocrists of acid plagio- clas surounded by wide zones of microperthitic orthoclase, rich in albite. In the Socotra rock the paste is formed of rods of orthoclase and albite, and in the correspondng Yemen rocks, the paste is formed of quartz and microperthitic orthoclase, rich in albite. Surely, only the presence of the quartz prevents the rock having a tra- chytic structure. And these rocks as well as the rocks of A d e n, mentioned above, are more alkaline than their correspondents in Yemen. The hololeucocrat character is common to both, those of Socotra and those of Yemen. # * * The Essexitic-basaltic rocks in the Ar abo - East Afri- can region of fractures have a consanguinity more accentuated t) E. MANASSE, Rocce Eritree e di Aden. Proc.-verbal Soc. Tosc. Scienz, nat., tomc XXIV, 1908. 22* 34° DAVID ROMAN for the whole region that the more acid rocks have it among them- selves. Great majority belongs to Class III (S a 1 f e m i c), less to Class II (d o s a 1 i c) and generally of order 3 (a 1 k a 1 i c a 1 c i c) and of order 4 (d o c a 1 c i c). TABLE No. 19 TRACHYANDESITES AND TRACHYDOLERITES IN YEMEN No. A 16 Hololeucocralic trachyandesite HI. 5. 2. 5 a4-5 Cl*2 ^24-3 A 99 Idem III. 5. 1. 4 a8-l C0 £21.9 A 151 Trachyandesite II. 4. 4. 3 al«7 C7.7 £20-6 A 34 Hololeucocratic trachydolerite I- 3- I- 4(3) a14*2 C0 £15*8 A 97 Trachydolerite HI. s. 2. 4 a7*6 £19-8 A 10 Trachydolerite H. 5- 3- 4 a4«3 C4*5 f21«2 A 125 Trachydolerite IV. 5. 4- 4 al'2 c3-l hs-7 Projected in the triangle of Osann they localise themselves in a confined space, defined by the limites aj.o—a5.0, c2.0—c6.0, f2J.o—f26.0 with small os- cillation in alt directions (see plate III). TABLE No. 20 HOLOLEUCOCRATIC TRACHYANDESITES AND TRACHYDOLERITES IN YEMEN No. - A 34 A 99 A 16 Hololeucocratic trachydolerite Hololencocratic trachyandesite Idem I- 3- I- 4(3) H. 5. 1. 4 HI. 5. 2. 5 a14’3 C0 £j5«8 a8’l C0 £21*8 a4*5 Cl*2 £2V3 The similar rocks in Yemen have a more varied differentiation. They form a series from Class I (p e r s a 1 i c) to Class IVm i c), fr (d o f e om ord. I (peralkalic) to ord. IV (docalcic). I'EI ROGRAHI1CAL STVP1ES IN YEMEN 341 Calculatei! according to Osann’s method, the felspathisable calciutn varies fromc=o to 0=7.7, passing through nearly all the intermediary values. TAI! LE A'o. 2f COMPARISON 1JETWEN THE ESSEXITIC-BASALTIC ROCKS IN THE GREAT No. Rocks in Yemen studied in ihc present work A 16 Hololeucacralic chyandeSile tra- HI. 5. 2. 5 • avs Ci .2 fi 1.3 A 97 Trachydclcri t c HI. 5- 2. 4 7 • fi ^•fi A 151 Tracliyandcsile II- 4- 4- 3 ap. C?-7 fiO-8 A 125 Trachydolerit IV. 5. 4. 4 aP2 C.T1 । 7 A 10 Tr.ichydtderile H. 5- 3- 4 a4-» c4*5 ^21’2 Institutul Geologic al României 342 DAVID ROMAN Soda predominates over potash, these rocks being generally d o s o d i c till p e r s o d i c (table 19). There occurs between these rocks a series of hololeucocrates (p e r p o - tassic-dopotassic) the terms of which, however, go through all EAST AFRICAN RIFT ZONE AND THE CORELATED ROCKS IN YEMEN No. Essexitic-basaltic rocks in the great Eas t - A 11 c an rift zone B Augitite (Kilimandjara) III'. (6)7. 2. 4 a3«G Cl-7 f34-7 248 TI ier aii te (Bekin- kiny Ankaramy) II. 7. 2. 4 a4«8 C1 -7 ^23-5 249 Sodic Essexit with analcime II. 6. 2'. s a7-3 C3-S Gs-o 348 Augitic andesite II- 5- 2(3). 4 afi-2 ^20-fi 279 Gabbro with hornbl. 'III. 5'. 4- 4 a2.i c7-0 ^20 9 278 Idem II(III). 5 4-4 a2*7 C«'7 f30.t <1 Doleritic labradorite H. 5. 4. 4 a2«2 0 1 f3U.4 411 Nephel. ankaratrite 'IV. 7. 3- 4 Coj G11 406 Idem 'IV. 7- 3- 4 a2 0 C2.l G 6 ’ £1 356 Sakalavite III. 4'. 3- (4)5 a2 0 4°7 Ankaratrite III(IV). 6. 3(4). 3 ai ■ & fis-1 465 Basalte III(IV). 5'. 3(4)- 4 fu-3 405 Limburgitic ankaratrite IV. 5(6). 4. 4 a^ b Limburgite HI(IV). 5(6). 3. 4 al -s 0 fl«-2 c Limburgite III(IV). '6. 3(4)- 4 21 7 C2 5 ^16 8 c Basanitoide III(IV). 6. 3(4). 4 ai-7 C2.7 fu.. 347 Augitic andesite H(III). 5- 3- 4 aV3 C3-9 ^21 • 9 254 Berondrite with olivine III. 6'. 3. 4 2 3 7 C31 ^23’2 473 Sakalavite II(HI). 4'. 3- 4 ai-4 c. 252 Berondrite III. '6. 3. 4' a3’7 ' 4 G ^31-7 481 Sakalavite II(III).4.(3)4.4 a3-8 C4.5 Gi-, 255 Berondrit HI- 6(7)- 3'-4 a3-S 0 ^22*2 34te litologicește cu cele din prov Ampesmdava.(sena [t vezi textul) Granitic rocks from Madagascar hthoiogicaiy different from the rocks m the province Ampasindava M' sericsțto sec the text/ O Roci granitice din regiuni malgașe ne in rudi te litologicește cu cele din prov. Ampasindava seriaH3 (vezi textul.} Granitic rocks R-om Madagascar. lithologicaiy different from the rocks mthe province Ampasindava O series ftosee the text) x Roci granitice dm zona de fracturi fst-Africanâ exceptând Madagascarul șt yemenul (seriapersahcâj Granitic rocks appertaining tho the great Arabo-fast African zone of fractures țexccptmg 'nose from Madagascar and demon persahe series * 'dem. sena dosancâ. Ibidem dosalic series Ak8 >79 4 199 200CȘ03 \ y 7.»2o< \ / 29S» . / / +\ 296a . 30‘ 0.97 ' Institutul Geologic al României Planșa IL A 128 220 +330 +326 9655 + 3’6 2 ÎS 9213 LEGENDA-LEGEND ® Roci sienitice alcaline din prov Ampasindava (A.Lacroix.loc.cit.) Syenitic alcahc rocks mthe pete ologi ca! provine e Ampasmdava (A.Lacroix.loc.cit in the text.) O Roci sienitice din yemen studiate in lucrarea de Fată Syenitic rocks in Yemen + Roci sienitice dm provinciile malgașe inrudite htologicește cu ceie din prov.Ampasindava Syenitic rocks From Madagascar, lithologicaly reiatei) tothose in the pelrologicai province Ampasindava □ Roci sienitice malgașe ne inrudite litologicește cu cele dm prov. Ampasindava Syenitic rocks Crom Madagascar, lithologicaly different From those in Ihe petrological province Ampasindava □ Roci sienitice din Aden. Syenitic rocks from Aden Institutul Geologic al României 348 DAVID ROMAN PlanșaH F tssexitic-bazalticrocks inthepetrologicalprovince Ampasindava O Roci din Yemen studiate în lucrarea de fața Essexitic-baza/tic rocks from Yemen + Roci malgașe înrudite cu cete din Ampasindava (Lacroix) Essexitic-oaza/tic rocks fromMadagascar.lithologicaly related to those in Ampasindava □ Roci malgașe neînrudite cu cele din Ampasindava (Lacroix) Essexitic-baza/tic rocks from Madagascar, lithologicaly di Aferent from those in Ampansindava_ X Roci de pe marea zona de fracturi (exceptând Madagascarul și Yemenul) Rocks in the great Arabo-fast African zone of fractures (excepting those in Madagascar and Yemen) Anuarul Institutului Geologic al României Voi. XI 1925 । ,Tn CARAIANU 4 C? BUC. Institutul Geologic al României OBSERVAȚIUNI GEOLOGICE ȘI MORFOLOGICE ASUPRA DEPRESIUNII HUEDINULUI DIN NORD- VESTUL TRANSILVANIEI DE Dr. ȘTEFAN I. MATEESCU INTRODUCERE Cercetările geologice, al căror rezultat preliminar este cuprins în lu- crarea de față, au fost întreprinse în vara anului 1922, după ce făcusem cunoștință cu o parte a regiunii cu ocazia excursiei anuale cu studenții sub conducerea d-lui Prof. I. Popescu-Voitești. Deși partea nordvestică a Transilvaniei a fost studiată de mai mulți geologi, între cari Hauer și Stache, Hofmann, Koch, Matyasovsky, Sza- deczky, etc. precum și de geografi, între cari Sawicki, de Martonne, totuș problemele, ce le prezintă, sunt așa de variate, de complexe și în fond așa de atrăgătoare, încât nu e de mirare, că se mai fac incursiuni noui în re- giuni bine cunoscute. Poate tocmai bogăția variată și complexitatea problemelor, la prima vedere simple, permit fiecărui cercetător să privească regiunea dintr’un punct de vedere, de multeori prea subiectiv. Deaci și interpretările uneori felurite date de diferiți geologi acelorași probleme. Greutatea în cea mai mare parte, cred, că vine deacolo, că în regiunea aceasta avem contactul între două unități tectonice: Munții Apuseni și Ba- senul Transilvaniei. Și dacă s'nteza clasică a lui Koch aruncă o lumină clară și puternică asupra Basenului Transilvaniei, ea nu se acordă în totul cu rezultatele, la care de cui ând a ajuns d-1 Prof. J. v. Szâdeczky în sinteza sa asupra Munților Apuseni. Va fi deci nevoie, de a se coordona rezultatele obținute în cele două re- giuni, pentru a se ajunge la un acord perfect. In dorința de a contribui cu ceva la limpezirea unor probleme comune acestor două unități tectonice, am început studiul regiunii dela contactul lor, grație îndemnului și ajutorului material, din partea d-lui Prof. I. Po- pescu-Voitești, în calitate de director al Institutului de Geologie, căruia îi exprim mulțumirea și recunoștința mea. Institutul Geologic al României IC R/ 3 = 0 DR. ȘT I. MATEESCU CONSIDERAȚI UN I MORFOL0G1 CE In colțul nordvestic al Basenului Transilvaniei, regiunea cristalină se prezintă scufundată și ocupată de un golf, plin cu depozite terțiare, ce pătrunde în interiorul Munților Apuseni constituind o depresiune longitu- dinală la marginea internă a Culmei Zalăului ’). Astfel, din două părți, ea este limitată de rama cristalină dispusă în unghiu ascuțit: spre SE e marginea Munților Bihorului dela Panic-Mărgău cu direcția ENE-VSV, iar spre V între Mărgău—Valea Poicului—Moigrad este marginea eruptivului din Vlădeasa continuată cu marginea Munților Zalăului, cu direcția generală SSV-NNE. Spre partea Estică depresiunea este închisă de o culme de dealuri, ce desparte apele Someșului mijlociu din Est, de apele Crișului Repede și ale Almașului din Vest, și care se urmărește dela Pante spre NNE până la cotul cel mare al Someșului din dreptul Ileandei mari. Pe harta topografică a României, întocmită de d-nii General Teodorescu și Prof. Meruțiu (1919), în lungul acestei culmi stă scris numele de «Munții Crasnei» (?). Regiunea cuprinsă între aceste culmi, având o lungime de 60 km. și o lărgime între 17—25 km., este scufundată cu aproape 300 m. față de rama cristalină și cu cel puțin 100 m. față de Munții Crasnei, iar suprafața sa este înclinată din spre Călățele spre cotul Someșului cu vreo 3 m. la 1 km. După numele celei mai importante localități, ce sc află în interiorul ei, propun pentru această regiune numele de Depresiunea Huedinului. Pentru o înțelegere mai completă a fenomenelor geologice și morfolo- gice, ce se observă în depresiunea Huedinului, găsesc necesar să reamintesc pe scurt condițiunile tectonice generale din Ba enul Transilvaniei. După cum a arătat Prof. Voitești (1. pag. 5—9) Barenul Transilvaniei, cuprins în interiorul marelor masse de cristalin ale Carpaților Dacici, con- stitue o depresiune cu suprafața înaltă, de forma unui patrulater alungit SE-NV, ce separă treapta externă mai înaltă a Munților Getici și ai Bi- striței, de treapta internă mai scufundată a Munților Apuseni cu prelun- girile lor Munții Banatului, Munții Zalăului și ai Lăpușului. Separarea acestui basen se face după linii de fractură periferice, ce stau în strânsă dependență cauzală cu marea fractură Picineaga -Har- ghita-Bodrog. J) Denumirea de Culmea Zalăului o propun pentru creasta de șisturi cristaline, cu- prinsă între V. Ci ișului Repede (Poieni) și satul Moigrad. Pc hărți și în literatura depănă acum ca e cunoscută sub numele dc Culmea Meszeșului, denumire ce mi se parc impro- prie (mcszes=calcaros), deoarece în constituția ci domină șisturile cristaline nu calcarele, ce sunt reduse la foarte puține petece. Numele cel nou îl propun după orășelul Zalău, așezat imediat la Vestul ei. i Institutul Geologic al României ICR OBSERVAT1UNI GEOLOGICE IN DEFRESIUNFA HUEDINULUI 351 In lungul ei Munții Bistriței au fost separați de Munții Getici și de Munții Lăpușului și Zalăului prin scufundarea regiunilor intermediare încă din Cretacicul superior. In direcțiunea axului de alungire al basenului și în legătură cu fractura Picineaga—Harghita—Bodrog, d-sa a arătat că se desvoltă două depre- siuni externe treptelor cristaline: depresiunea dela Bodrog, în cotul Nordic al Tisei și depresiunea Câmpiei Române, cu maximul de scufundare în regiunea Galați. Influența acestei mari fracturi s’a făcut resimțită mai târziu prin des- voltarea și în interiorul Basenului Transilvaniei a două zone de depresiuni: Depresiunea Huedinului în partea Nordvestică și Depresiunile Făgărașului, a Bărsei și a Ciucului în partea Sudestică a Basenului Transilvaniei. Deoarece massa cristalină scufundată a fost dublată spre exterior de lanțul compact al Flișului Carpatic, singură depresiunea Făgărașului a rămas cu o poziție internă față de cristalinul Munților Getici și prin aceasta analoagă cu poziția ce o are depresiunea Huedinului față de cristalinul Munților Zalău—Bihor. Depresiunea Bârsei și depresiunea Ciucului au poziție externă massei cristaline și nu pct fi socotite ca depresiuni interne decât față de lanțul Flișului. Dacă geneza și evoluția depresiunilor interioare se confundă cu geneza și evoluția însăș a Basenului Transilvaniei în începuturile sale, individuali- zarea lor ca unități separate este de dată mai recentă, de când și-au în- ceput o evoluție proprie în cadrele evoluției marelui Basen al Transilvaniei. CONSTITUȚIA GEOLOGICĂ Din punct de vedere geologic regiunea aceasta s’a bucurat de o aten- țiune deosebită din partea geologilor, pentrucă ea prezintă o constituție petrografică și stratigrafică dintre cele mai variate și mai interesante, iar prin bogăția în fosile a celor mai multe din sedimentele sale a ajuns una din regiunile clasice. La locul de onoare se cuvine să cităm lucrările lui Koch [2], Hofmann [3] și ale d-lui Szâdeczky [4. 5. 6j, cari pe lângă numeroase publicațiuni cu schițe și profile geologice, cei dintâi ne-au mai dat și o hartă geologică 1:75.000 cu foile Huedin, Cluj, Zalău și Jibău. Pe baza rezultatelor cunoscute până acum și cu observațiunile, ce le-am putut face în vara anului 1922, în lucrarea de față voiu căută să scot în evi- dență unele caractere geologice, tectonice și morfologice, cari au fost re- marcate incomplet sau de loc. In tratarea acestui capitol vom urmări separat cele două unități mari tectonice din regiune și anume: A. Constituția geologică a ramei muntoase. C M Institutul Geologic al României \IC R/ 352 DR. ȘT. I. MATEESCU B. Constituția geologică a depresiunii Huedinului. A. Constituția geologică a Ramei Muntoase din jurul depresiunii. Huedinului. Rocile și formațiunile ce iau parte la alcătuirea ramei muntoase ce în- conjoară depresiunea în imediata sa vecinătate se repartizează la: Șisturi cristaline, roce paleozoico-mesozoice păstrate sub formă de petece pe massa cristalină, depozite paleogene și massa eruptivă dacitică. i. Șisturile cristaline, cari formează rama muntoasă a depresiunii Hue- dinului, țin de două masse compacte și neegale: de massa centrală a Mun- ților Apuseni, care e cea mai mare și constitue marginea Sudică a depre- siunii și de ramurile Nordice ale acestor munți mult mai reduse — Munții Plopișului și Munții Zalăului— ce constituesc marginea Vestică a depre- siunii.. Intre ambele masse cristaline se interpune massa eruptivă din Munții Vlădeasa. s Constituția geologică și petrografică a acestor două masse cristaline nu diferă, decât prin desvoltarea unui important ma siv de granit în partea centrală a Munților Apuseni (Muntele Mare). Celelalte roce, ce se găsesc într’o parte și alta, aparțin acelorași grupe, cu faciesurile asemenea, după cum au arătat Hofmann, Koch și Szâdeczky cu colaboratorii sau elevii lor1). Rocile întâlnite pe marginea dinspre depresiune a ramei muntoase sunt: granițe, pegmatite, aplite filoneane, gneis, micașiste cu sau fără gre- nați, amfibolite, apoi șisturi cloritoase, sericitoase și grafitoase ce trec în filite, și cuarțite cu origină net detritică, Ele se prezintă puternic cutate și faliate. In afară de aceste două masse de cristalin, se mai adaugă la Morlaca o mică insulă de cristalin cu gneis, micașist, amfibolite și intercalați uni subțiri de șisturi cloritoase, sericitoase și filite grafitoase. In special amfibolitele atrag atenția prin bogația lor în biotit, așa că devin uneori satinate. La microscop ele mai arată îngrămădiri de epidot și cloritisarea amfiboli lor. Ea se întinde la contactul cu dacitele pe ambele versante ale văii Călata, cu o desvoltare mai mare sub Vf. Măgura (malul drept) și reprezintă o in- sulă detașată din massa altădată continuă de șisturi cristaline, din care, prin scufundări, resorbțiuni magmatice și tot felul de fenomene în legătură cu punerea în loc a Dacogranitelor, a rămas singură ca o frumoasă măr- turie despre succesiunea fenomenelor de natură internă în rama cristalină. In două puncte — pe V. Mare și pe V. Băcioaia — în rocele acestei insule am putut observă pungi de caolin, în apropiere de massa eruptivă. 1) Numeroase lucrări asupra Munților Apuseni se găsesc în Eolchani Kdzloni, Mu- zeu mi Fuzetek, etc. O- Institutul Geologic al României VlGR/ SCHIȚĂ GEOLOGICĂ A DEPRESIUNII HUEDINULUI întocmită de DR. ȘTEFAN I. MATEESCU după cercetările lui A. Koch, K. Hofmann și ale sale proprii Scara LEGINOA Anunțul Inst. Geologic al României. Vel. XI. Institutul Geologic al României 354 DR. ȘT I. MATEESCU 2. Permianul. In legătură cu insula cristalină dela Morlaca s’a păstrat și un mic petec de conglomerate dure, alcătuite din bucăți de șisturi cir- staline de tot felul și de diferite mărimi, legate printr’un cement silicios feruginos, din care cauză au coloarea roșcată violacee. Lipsesc dintre fragmente calcarele și dolomitele care, mai spre vest în V. Drăganului și V. Iadului formează bancuri groase și unele cel puțin, aparțin la Jurasic și Cretacic inferior. Deasemenea lipsesc și rocele eruptive de tipul Dacogranitelor și al ro- celor, ce însoțesc acest massiv eruptiv. Conglomeratele acestea apar pe P. Băcioaia, Ia contactul între insula cristalină și eruptivul din Vf. Măgura. Ele se prezintă mai mult sub formă de blocuri rupte și numai în fundul pârâului apare și un banc mai gros, strivit între șisturile cristaline și Dacitele cu rhyolite verzui-cenușii. In Valea Drăganului, unde pe alocuri formează stânci de un pitoresc admirabil, conglomerate de acelaș facies sunt interpretate de Hauer și Stache ca reprezentând conglomeratele de Verrucano din Permian [7. pag. 172—178]. Astfel suntem conduși să admitem că, conglomeratele dure silicioase de pe Valea Băcioaia aparțin Permianului, întocmai ca și conglomeratele de acelaș fel de pe V. Drăganului. In Culmea Zalăului — în partea necercetată de mine — deasupra șistu- rilor cristaline se desvoltă gresii și conglomerate roșcate atribuite de Hof- mann [3. pag. 235] tot la Verrucano, dar trecute pe harta Zalău ca triasice. 3. Mesozoicul este sigur reprezentat prin stratele de Gosau cu calcare cu Hippuriți, dispuse în petece restrânse pe Cristalin, aproape de Zalău [3. pag. 236]. 4. Terțiarul ramei muntoase. Cele mai importante dintre sedimentele ramei muntoase sunt fără îndoeală depozitele terțiare, placate peste șistu- rile cristaline ale massei sudice pe o adâncime de câțiva chilometri între Panic și Mărgău. Ele sunt alcătuite la bază din argilă roșie inferioară și la partea supe- rioară din orizontul cu Nummulites perforatus. a) Orizontul argilei roșii inferioare începe prin blocuri de șisturi cristaline, cărora urmează o argilă roșie, bogată în conținut feros, care ajunge să dea deseori concrețiuni feruginoase, ori se depune în jurul blocurilor sub formă de crustă feruginoasă. Uneori cuprinde intercalațiuni subțiri de o argilă nisipoasă verzue, de unde și numele de «Untere bunte Tonschichten» dat de Koch acestei argile și stratelor vărgate din depre- siune, ce îi corespund. Grosimea acestui orizont variază între 20—60 m. măsurată de d-l Szâ- deczky [6. pag. 275 și 278]. Nicăeri nu a fost observată argila roșie direct peste massivul eruptiv al Vlădesii fie mai înăuntru, fie pe marginea lui dinspre depresiune. Institutul Geologic al României OBSERVATIUNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 355 b) Orizontul cu Nummulites perforatus urmează imediat deasupra argilei roșii uneori începând cu un calcar cu Ostree, alteori direct prin stratele calcaroase cu N. perforatus. Atât stratele cu argila roșie, cât și stratele cu Perforatus, sunt slab în- clinate (70-—10') spre N sau NNV (la Vălcău lângă Călățele) adică au acelaș fel de înclinare, cu care suprafața roasă a șisturilor cristaline se înclină spre depresiunea Huedinului. Cât privește vârsta acestor strate, cercetările fecunde ale lui Koch co- roborate cu observațiunile critice ale lui Haug [8. pag. 1418 și 1450] au sta- bilit, că orizontul cu N. perforatus constitue baza Lutețianului și deci în- ceputul Eocenului inferior, iar orizontul inferior cu argila roșie reprezintă în acest caz Paleocenul (Eonumuliticul, Haug). 5. Massa eruptivă dacitică. De o importanță deosebită pentru consti- tuția însăș a ramei muntoase sunt rocele eruptive, care dela Sud de Muerău până în D. Cornii formează marginea depresiunii, pe o lungime de 15 km. Partea aceasta studiată din punct de vedere al faciesului petrografic și al raporturilor cu rocile dela contact, mi-a permis să fac unele observa- țiuni, dintre cari voiu remarcă următoarele: Rocele eruptive, ce apar în tot lungul acestei margini, aparțin în cea mai mare parte la tipul Dacitului în care predomină uneori cuarțul și feld- spatul calcosodic și atunci avem dacitul de coloare cenușie, alteori amfi- bolul și chiar piroxenul și atunci trece către faciesul dacitului andesitic, de coloare negricioasă. Structura microscopică a acestor roce este una porfirică, la care cri- stale mari bine individualizate și adesea corodate sunt împlântate într’o massă microlitică, sau una bogată în massă sticloasă cu structură fluidală spre periferie (pe V. Răoasa, V. Târșorilor și D. Cornii). Alteori se poate observă o adevărată brecie eruptivă, în care bucăți consolidate de dacit au fost înglobate într’o lavă fluidală și cu massă amorfă (D. Cornii, Hodiș la izvorul de leac, V. Târșorilor). Deseori în massa dacitelor se găsesc inclusiuni negricioase de o rocă compactă, care sub microscop arată caracterul unui dacit rhyolitic. In Vf. Măgura, la contactul massei eruptive cu insula de șisturi cri- staline dela Morlaca, apar adevărate dykuri de un rhyolit verde-cenușiu, pe margini brecifiat și dur, în care ici colo se poate distinge cu ochiul liber cuarț și biotită. La microscop arată structura rhyolitică cu massă sticloasă abundentă. Ca fenomene de desagregare voiu aminti pungile de caolin, ce le-am observat pe scursura ce vine din D. Caprafoiul în partea superioară a V. Răoasa (Morlaca) și care stau în legătură cu un izvor mineralizat. Dacitul din jurul lui are aspectul unei pulberi de cristale caolinizate, ca o adevă- rată cenușă vulcanică. > 23* Institutul Geologic al României 356 DR. ȘT. I. MATEESCU F i 1 o a n eș i apofise. In afară de massa centrală, dacitele mai apar și sub formă de filoane și apofise, ce străbat rocele ramei muntoase sau sedimentele din depresiune. Un exemplu tipic în acest sens ni-1 prezintă contactul dacitelor cu in- sula cristalină și sedimentarul dela Morlaca, în V. Mare (versantul stâng al Văii Călata). Intre V. Mare și V. Târșorilor două apofise de dacite, mai exact două dykuri, ies din marginea dacitelor și unul pătrunde prin cristalin, iar altul la vreo 15—20 m. spre P. Târșorilor, pătrunde la contactul între cristalin și conglomeratele de bază terțiare, din seria vărgată inferioară. Aceasta se poate urmări spre NE peste Călata, unde constitue fundamentul pe care e așezată biserica din Morlaca, însă imediat în sus de biserică el părăsește contactul între cristalin și conglomerate și pătrunde deadreptul prin con- glomerate, în care se înfundă. Astfel conglomeratele terțiare rămân aici prinse și strivite între cristalinul de sub V. Măgura, în partea internă și dykul de dacit în spre exterior. (Fig. 1— 2) Fig. 1. Profil /' Evi Fc prin insula cristalină dela Morlaca, între V. Mare și P. Târșorilor. = șisturi cristaline. = stratele vărgate inferioare. Paleocene. = dacite. — falia de contact a massei dacitice. In afară de acestea hărțile geologice amintite fac cunoscut nenumărate filoane, ce străbat rocele ramei cristaline de Sud, la Panic—Agărbiciu și la Mărgău, sau prin rocele culmii Zalăului. De remarcat este că aceste filoane nu străbat numai șisturile cristaline ci și sedimentarul alcătuit din Eocen, Oligocen și uneori chiar prin stratele de bază ale Mediteranului (3. pag. 277—281) din depresiune. O altă observațiune demnă de remarcat este că, filoanele de dacite și de andesite din regiunea aceasta apar în general în legătură cu falia mar- ginală a ramei muntoase (exemple sunt filoanele dela Panic — Agărbici și cel dela Mărgău); sau sunt legate de falia transversală a Munților Za- lăului dela Ortelec—Moigrad (dacitul dela Ortelec și andesitele dela Moi- grad). 0BSERVATIUN1 GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 357 B. Constituția geologică a Depresiunii Huedinului. Sedimentele, ce alcătuesc depresiunea Huedinului, aparțin în cea mai mare parte Paleogenului, la care se adaugă și Mediteranul inferior în partea centrală și Nordică, unde depresiunea este mai accentuată. Deasupra tuturor Cuaternarul se așterne ca ultim depozit subțire și petecit. YF Hâtrii 4 125 oo 2. Profil prin insula cristalină dela Morlaca între Vf. Măgurci și V. Câlata. /z șisturi cristaline. 8 — dacite. n = rhyolite. Evi = stratele vărgate' inferioare. M'4. conglomerate oligocen superior —a quitanianc. tq — terasa inferioară a Călatci. F = falie. Depozitele paleogene sunt alcătuite din: i. Stratele vărgate inferioare. Paleocen. 2. Depozitele eocene. 3. Depozitele oligocene. 4. Depozitele miocene. 5. Quaternarul. 1. Stratele vărgate inferioare constitue sedimentele cele mai de bază, ce se cunosc în depresiune și sunt formate dintr’un complex de conglome- rate cu structura torențială, de coloare roșcată sau verzue în alternanță cu argile nisipoase și cu nisipuri, gresoase uneori, roșii ori verzi. Din cauza coloratiunii roșii si verzi si-au meritat numele dat de Koch și modificat de Szâdeczky de «Untere bunte Schichten». In conglomerate abundă șisturile cristaline în blocuri rulate de diferite mărimi, apoi granițe, roce bazice și rar de tot un rhyolit de coloare des- chisă, pe care îl întâlnim mai des în conglomeratele Oligocene și aquitaniane. Grosimea lor este socotită de Koch la 300—600 m. Din cauză că sunt stratele cele mai inferioare din depresiune, apariția lor la zi stă în strânsă legătură cu marginea acesteia dinspre rama mun- jA Institutul Geologic al României ICR/ 358 DR. ȘT. I. MATEESCU toasă. Deaceca le vom găsi mai în tot lungul acestei rame sub forma unei bande uneori groase, cum se observă la contactul cu massa cristalină su- dică; alteori reduse la o șuviță îngustă des întreruptă, cum se întâmplă pe marginea Vestică. Lipsa lor din loc în loc se datorește numai faptului că stratele superioare le-au acoperit complet, pe când mișcările tectonice le-au scos la zi totdeauna. In depresiune nu se cunoaște argila roșie cu faciesul său de pe rama cristalină, ci remaniată, ca argila roșie nisipoasă sau amestecată printre rocele seriei vărgate. Origina argilei roșii și a straielor •vărgate inferioare. Una din chestiunile, care a dat loc la discuțiuni este cea referitoare la modul de formare al argilei roșii. Koch, care a studiat amănunțit aceste depozite, spune în lucrarea fun- damentală asupra Bazenului Transilvaniei [2. pag. 24—25I, că stratele ar- giloase vărgate inferioare (Untere bunte Tonschichten) reprezintă un de- pozit de apă salmastră, dacă nu chiar de apă dulce, îngrămădit la coastă de torenții, cari aduceau de pe contirent materialul produs prin desagre- garea rocelor sub influența ploilor puternice și anume: materialul roșu produs pe socoteala amfibolitelor, cel verde pe socoteala granitului și gnei- sului. Cum vedem e! nu făcea deosebire între argila roșie de pe rama crista- lină și stratele vărgate, cu argilă roșie remaniată din bazen. Profesorul Szâdeczky, ocupându-se mai mult timp cu studiul cristali- nului din Munții Gilăului, a reluat chestiunea și se exprimă, că aceste de- pozite reprezintă o formațiune de pustie [6. pag. 276]. D-sa bazează această concluziune pe faptul, că a găsit blocuri de cuarț cu fațete, cu suprafața luciată, precum și unele blocuri acoperite cu o crustă de oxid de fer lucios, pe care o consideră lac de pustiit. In esență, ambii geologi sunt de acord în a atribui o origină continen- tală argilei roșii și stratelor vărgate corespunzătoare; diferența constă numai în aceea că Prof. Szâdeczky crede că stratele acestui orizont s’au format în pustiu, pe când Koch credea că s’au produs pe continent, sub un regim ploios, materialul acesta fiind transportat de torenți în depresiunea lacu- stră ori salmastră, ce luase naștere la marginea continentului cristalin. In această privință cred, că explicația lui Koch este mai conformă cu unele fenomene și aspecte, ce le-am observat și eu, ea însă trebuie des- voltată și completată. Mai întâiu vom deosebi în acest orizont două faciesuri heteropice, ușor de separat: a) Faciesul argilei roșii, uneori vărgată și ea, groasă de 20—60 m., desvoltată pe massa continentală a șisturilor cristaline dela Călățele și JA Institutul Geologic al României «GR/ OBSERVAȚIUNI GEO! OGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINUL! I 359 b) Faciesul st ratelor vărgate, ce cuprinde prundișuri torențiale, nisipuri și argile nisipoase roșii ori verzi alternativ, cu grosime între 300—600 m. și desvoltate în depresiunea Huedinului și pe marginile bazenului Transilvaniei dinspre Mu ții Gilăului. Ele aparțin unuia și aceluiaș orizont, pentrucă atât pe te argila roșie de pe rama cristalină cât și peste stratele vărgate din depresiune, transgre- sează stratele de bază cu N. perforatus ale Lutețianului (Eocen inferior). In consecință ele sunt de aceeaș vârstă și echivalente cu Antelutețianul — deci Paleocenul — (sau poate chiar cu Danian-Paleocen ?). Constituția lor petrografică, ca și grosimea și structura lor fiind deose- bite, necesar trebuie să fi avut o origină deosebită. Să încercăm o schițare a acestei origini. a) Origina argilei roșii de pe continent. După cum atestă pedologul rus Glinka, rocele argiloase roșii se for- mează astăzi pe continent numai în regiunile ecvatoriale cu regim pluvial optim și cu insolație puternică, unde iau naștere lateritele, în grosimi de 20—100 m. [9. pag. 46—66\ Umiditatea și insolația în aceste regiuni sunt așa de active, încât rocele de pe continent se transformă pe grosimi mari într’un sol roșu, în a cărui compoziție nu mai rămâne — la solurile tipice și complet formate — decât oxid de aluminiu hidratat, exid de fer (Gotit) și foarte puțin cuarț sau si- lice SiO2; pe când la solurile intermediare SiO2 se pă- strează chiar sub formă de argilă [9. pag. 58 și 62]. Concrețiunile feruginoase și manganifere nu sunt rare în aceste soluri bogate în I'e2 O3, întocmai după cum se găsesc și în argila roșie paleoccnă, de pe rama cristalină. In pustiuri, se cunoaște, că azi iau naștere rocele nisipoase —sub formă de dune de pustiu, și rocele bolovănoase, sub formă de hamade sau pu- stiuri petroase și numai accidental pot să se producă ici colo și roce argi- loase, sub formă de mici petece de argilă galbenă deschisă ori brună, nu roșie. Bazați pe observațiunile fenomenelor actuale, putem admite ca mai probabil, că argila roșie inferioară paleocenă, așe- zată pe suprafața roasă a m a s s i v u 1 u i Cristalin dela Călățele, s’a format pe continent în condițiuni a n a 1 o a g e late r ițelor de astăzi. E posibil deci să reprezinte un laterit fosil. Dealtfel întinderea și raporturile sale stratigrafice coincid cu desvol- tarea unei arii continentale în zona Munților Apuseni, supusă erosiunii continentale în tot timpul Danianului și Paleocenului până în Lutețian. In acel timp a luat naștere Penepltna Fărcașa (De Martonne) ca rezultat al puternicei erosiuni continentale, — și tot atunci s’a format și argila roșie lateritică pe suprafața nivelată, în condițiuni de umiditate optimă. Institutul Geologic al României 360 DR. ȘT. I. MATEESCU b) Origina straielor vărgate din depresiunea Bazenuhti Transilvaniei Concomitent cu formarea argilei roșii lateritice pe continentul cu și- sturi cristaline al Munților Apuseni, torenți nenumărați și activi luau ma- terialul mai fin ori mai grosier și-l transportau în Basenul Transilvaniei, căci pe acele timpuri avea caracterul de depresiune ocupată de ape salmestre sau chiar îndulcite. Materialul depus la piciorul pantei pe grosimi de 300—600 m. și cu stratificația torențială, constituia stratele vărgate infe ioare din depresiune. împotmolirea pe o scară foarte mare a depresiunii a oprit desvoltarea viețuitoarelor, de unde și lipsa de fosile a acestor depozite. Un fenomen analog și în proporții tot așa de mari — îl avem la sfârșitul Terțiarului, când în regiunea subcarpatică iau naștere depozitele toren- țial-lacustre ale formațiunii de Cândești (Levantin superior), cu strati- ficația torențială și lipsite de fosile, în timp ce suprafața zonei marginale a Flișului Carpatic eră supusă unei erosiuni active și nivelată prin supra- fața Musa—Monteoru—Frumoasele. , > Astfel cred, că am ajuns să demonstrez, că argila roșie cantonată numai pe marginea Nordestică a suprafeței nivelată a Munților Bihorului și stra- tele vărgate din depresiunea Huedinului, către care ea trece lateral, repre- zintă două faciesuri heteropice ale aceluiaș orizont dela baza Eocenului și anume: Argila roșie constitue un facies continental lateritic (regim pluvial optim, insolație intensă), pe când stratele vărgate reprezintă un facies to- rențial-lacustru, ori torențial-lagunar, cum îl credea și Koch, strâns legat de regimul pluvial de pe continent. 2. Depozitele Eocene Una din seriile cele mai complet desvoltate în depresiunea Huedinului este aceea a depozitelor eocene. Prin variația orizonturilor și bogăția lor în fosile, studiul acestei serii a permis lui Koch să pună regiunea din Nord- vestul Transilvaniei printre regiunile clasice ale Eocenului. Pentru aceste motive aici nu voiu remarcă decât unele aspecte ale de- pozitelor eocene, ce mi se par mai interesante din punct de vedere al ra- porturilor și desvoltării lor; cât pentru studiul lor mă voiu referi la lucrarea fundamentală a lui Koch (2) și la cercetările lui Szâdeczky (4). Depozitele eocene se repartizează în mod neegal în jurul celor două masse cristaline și anume: în jurul massei cristaline Sudice (Munții Biho- rului) ele formează o bandă largă până la 13 km. ajungând până la o linie nordică, ce trece prin Morlaca—Sfâraș—Petrindul mare, cu direcțiunea aproape paralelă cu marginea cristalinului; pe când în jurul masei cristaline Vestice (Munții Zalăului) Eocenul se efilează ca o dungă îngustă, uneori abia de 100—200 m., alteori sub formă de intrânde pătrunde în mașsa ÎX Institutul Geologic al României \ ICRZ OBSERVAȚI UNI geologice in depresiunea huedinului 361 muntoasă cu 1—2 km. (Hodișu, D. Cornii), și deabiâ din V. Agrișului, din dreptul satului Bucium, depozitele sale reapar ca o bandă lată de 4 km., învăluind cristalinul Munților Zalăului până la Moigrad, unde le întrerupe falia transversală Moigrad—Ortelec. O constatare, pe care am putut-o face în cercetările mele, este că depo- zitele eocene apar neîntrerupt — oricât de subțiate ar fi — și pe marginea vestică, cuprinsă între Morlaca și V. Poicului, astfel încât contactul de- presiunii cu rama muntoasă se face tot prin depozitele eocene. întinderea depozitelor aquitaniane de pe foaia Huedinului până la rama muntoasă vestică este de sigur exagerată; numai în puține locuri dacă ajunge Aquitanianul în contact direct cu Dacitele (între Hodiș și Valea Crișului, și între V. Crișului și Morlaca). O altă constatare este că orizonturile Eocenului se succed normal și complet în banda eocenică Sudică, pe când pe partea Vestică — dela Muerău la V. Poicului — nu toate orizonturile apar la zi, fie că nu s’au sedimentat ex. gispurile, fie că sunt laminate pe cale tectonică, ex. stratele cu N. per- foratus, fie că sunt acoperite de stratele superioare ale Eocenului, ori chiar de stratele Oligocene și Aquitaniane. In general depozitele eocene reprezintă un facies marin neritic (calcarul cu N. perforatus, calcarul grosier inferior și superior, calcarul cu Miliolide), cu treceri foarte repezi la facies lagunar (gipsuri, gresiile calcaroasc cu Potamides, Congeria, etc. și cu intercalațiuni cărbunoase), ori chiar la fa- ciesul continental de apă dulce (intercalațiunile cărbunoase, stratele văr- gate superioare, cu conglomerate torențiale, argile nisipoase și nisipuri roșcate și verzi). 3. Oligocenul Numai în jurul bordurei Sudice de Eocen sunt descrise și trecute de Koch pe harta geologică a Huedinului stratele inferioare ale Oligocenului pe când spre Filduri și Almașul mare, ele sunt acoperite de stratele oligo- cenului superior In afară de acestea, cred că un petec restrâns apare și pe marginea Vestică, în râpa de sub D. Cornii. Depozitele oligocene cunoscute aici sunt alcătuite din marne calcaroase, uneori conglomeratice, fosilifere din marne friabile, argile roșii, gresii și con- glomerate, care reprezintă stratele de Hoia precum și din stratele deTicu. Printre elementele conglomeratelor se citează de Hofmann [3] și Koch (2) și am găsit și eu în jos de Tetiș, blocuri rulate de un porfir rhyolitic gălbui, analog rhyolitului din conglomeratele stratelor vărgate paleocene. Cea mai mare parte a depresiunii spre Nord șiNordest de banda eocenă Sudică este ocupată de o serie de conglomerate, alternând cu gresii și argile roșcate și cu intercalațiuni cărbunoase, atribuite la oligocen superior și Aquitanian. Institutul Geologic al României 362 DR. ȘT. 1. MÂTEESCU 4. Miocenul Dela Jimbor spre Nordeșt deasupra acestora se aștern și nisipurile și gresiile conglomeratice, cu marne nisipoase fosilifere ale Burdigalianului. Acestea nu trec spre Vest de o linie, ce ar merge dela Moigrad — unde Hofmann a trecut pe harta geologică Zalău, un mic petic de Burdigalian — spre Jimbor, Coruș (Korod) și Cluj cu direcțiunea NV—SE. 5. Quaternarul Ultimele depozite, ce le găsim în regiune sunt depozitele quaternare reprezentate printr’un lehm roșcat, compact, gros de 5—20 m., alcătuit din argilă roșie remaniată, amestecată cu nisip și având intercalațiuni dese de șuvițe de petrișuri și de nisipuri grosiere de coloare albicioasă. El se găsește pe vârfurile mai tuturor dealurilor din jurul Huedinului spre V. Almașului ca și spre V. Călata, formând curonamentul depozitelor terțiare. In lungul Văii Călata, dar mai ales în lungul V. Fildu și V. Almașu se găsesc depozite de terasă, așezate după două nivele: terasa inferioară la 4—8 m., și cea superioară la 20—30 m. Hofmann trece pe harta Zalăului Ia marginea Estică a șist, cristaline câteva petece din o terasă superioară, așezată la aproape 280 m. deasupra V. Agrișului. Asupra ei nu mă pot pronunța, necunoscând-o. RAPORTURI STRATIGRAFICT Pentru a urinări mai deaproape desvoltarea ce o iau diferitele formațiuni cu orizonturile lor în alcătuirea geologică a depresiunii Huedinului și pentru a ne da scama despre raporturile stratigrafice și tectonice, ce există între ele și apoi raporturile și cu rama muntoasă, voiu utiliza câteva profite dela contactul depresiunii cu Cristalinul și dacitele și altele trecând prin de- presiune și marginea ei Estică. 1. Contactul depresiunii cu Cristalinul. Rama cristalină de Sud se prezintă cu stratele cutate și faliate, iar su- prafața e nivelată de erosiunea continentală daniană-paleoccnă și înclinată în general dela S spre N cu 50—70. Ea suprapoartă argila roșie lateritică și stratele cu Nummulites perfo- ratus, înclinate în acelaș sens. La un moment dat șisturile cristaline dispar în profunzime, scufundate după o falie marginală de direcțiune E 22^ N-W 22* S si care trece pe la Panic— Călățele. ICfU A Institutul Geologic al României OBSERVATWNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI La Nord de falia marginală Panic—Călățele se află depresiunea Hue- dinului, în care argila roșie lateritică nu se află, ci se continuă prin stratele vărgate, cu structura torențială și cu grosimi mari. Deasupra acestora, tot așa ca și deasupra argilei roșii lateri'ice, urmează stratele cu N. pcrfo- ratus cu aceeaș înclinare slabă ca și pe șisturile cristaline. Lor le urmează apoi seria eocenă completă până la stratele cu Briozoare inclusiv. (Fig. 3). V CâLL Fig. 3. Profil dus la contactul massei cristaline Sudice cu depresiunea Huedinului. Vest de Călățele. tq = terasa inf. a V. Călata. El — strate cu Num. perforatus etc., Lutețian. Evi = strate vărgate inferioare Paleocen. a/Evi = argila roșie lateritică. Paleocen. /t = șișturi cristaline, F.F. = falie. Din cele de mai sus reiese, pe lângă confirmarea i ncluziunii, că argila roșie lateritică și stratele vărgate din depresiune sunt două faciesuri hete- ropice, și concluzia că marginea șisturilor cristaline a fost faliată încă înainte de formarea argilei bazale și a stratelor vărgate corespunzătoare. Numai astfel putem înțelege, cum pe continentul șisturilor cristaline se formă ar- gila lateritică, în timp ce în depresiunea dela Nord, torenții cărau materialul grosier, din care s’au născut stratele vărgate inferioare. Pe marginea Vestică a depresiunii, raporturile între Cristalin și stratele eocene se fac, cele mai deseori, tranșant printr’o falie, fără a se mai ob- servă suprafața de nivelare cu argila roșie lateritică. Așă la Mărgău și V. Poicu marginea faliată a massei cristaline se pune în contact cu diferite orizonturi ale Eocenului, cele inferioare fiind ridicate până aproape de ve ticală, și chiar laminate, pe când cele superioare au o înclinare foarte slabă. Profilul dela fundul părâului Poicu este instructiv: (Fig. 4). Șisturile cristaline cu gneis, micașisturi, sericitoșisturi și cuarțite cu puțină mică, vizibil detritice, străbătute de filoane de aplit, cu poziția aproape verticală (ușor înclinate spre E). Rezemat de peretele vertical de cristalin — la cotul ce-1 face șoseaua Ciucea spre Zalău (foaia Huedin) apare Eocenul reprezentat la bază prin stratele vărgate superioare, alcătuite mai mult din argile nisipoase alternativ roșii și verzui, cu intercalațiuni de gresii la fel coleator. Institutul Geologic al României r>4 DR. ȘT. I. MATEESCU Ele sunt înclinate cu 6o°—700 spre ESE. Deasupra lor pe drumul Poicu—Nireș se desvoltă calcarele cu Miliolide dela baza orizontului stra- telor de Cluj (Bartonian), înaintând peste capetele laminate ale stratelor vărgate, cu o înclinare numai de io0-—150 spre ESE. Capul G.remUănului 4;Z5ooo Fig. 4. Profil dus pe malul drept al P. Poicu între Cristalinul din Culmea Zălăului și terțiarul depresiunii. /( — șișturi cristaline. Evs — stratc vărgate superioare. 1 j?ocen El = calcarul grosier superior. J M*a = conglomeratele oligocen superior — aquitaniane. F = falia marginală. Peste acestea apoi se aștern, cu o poziție aproape de orizontală, conglo- meratele socotite de Hofmann ca Aquitaniene, cari cuprind blocuri de șisturi cristaline, rhyolit și au intercalațiuni dc gresii și argile nisipoase ori argile cu blocuri, de coloare roșie. Acest raport ne pune în evidență pe lângă discordanța unghiulară între Cristalin și Eocen — falia marginală anterioară Eocenului — și mișcările tectonice posterioare Eocenului și chiar Aquitanianului. 2. Contactul depresiunii cu Dacitele In zona de contact a depresiunii cu marginea Dacitelor profilele ne prezintă raporturi încă nerelevate suficient până acum. Pe această mar- gine depozitele din depresiune deseori le întâlnim înclinate sub massa erup- tivă a dacitelor; din această cauză depozitele depresiunii pătrund adânc pe văi în interiorul massei eruptive (Morlaca, Hodiș, D. Cornii), pe când dacitele se lasă departe pe creasta dealurilor sub formă de eșinde sau re- vărsări. De sigur sunt destule cazuri, când contactul se face după fracturi verticale. PtL Institutul Geologic al României IGR/ OBSERVAȚIUNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 365 Pentrucă regiunea aceasta de contact am urmărit-o mai deaproape, voiu dâ mai multe profile, ce ne vor pune în evidență structura geologică a acestei margini cu problemele și soluțiile, ce se pot întrevedea. a) Profilul dela Dealul Cornii. (Fig. 5.) 4’. Z5oao Eig. 5- Profil prin Vf. Cornii și râpa dela Coasia rea. (Revărsarea dacitelor peste Paleogen). M’a — conglom. olig. sup.—aquitaniane. Oi = oligocen inferior. Es ~ Eocen superior (Str. cu N. intermedius). <5 — dacite. Extremitatea cea mai Nordică a rnassei dacitice se îngustează la Nord de valea Crișului repede și dispare prin efilare în D. Cornii, prinsă între șisturile cristaline la Vest și depozitele terțiare dela Est. Un profil interesant ne prezintă râpa dela «Coasta rea», sub dealul Cornii: La bază se află stratele vărgate superioare ale Eocenului cu marne roșii, groase 4—5 m.; peste ele un banc de calcar compact cu puține fosile, 1 m.; deasupra marne nisipoase trecând în conglomerate marnoase cu Nu- muliți de tipul lui N. intermedius și N. Fichteli, 2—3 m.; urmează con- glomerate cu elemente mari și mici, dispuse în formă de lentilă, peste care se aștern marne nisipoase vărgate, aproape 10 m. grosime în total. Se pare, că aici avem aface cu stratele Eocenului superior extrem de redus și poate și cu baza stratelor de Hoja Oligocene. Stratele sunt cutate sub forma unui anticlinal asimetric, la care aripa Estică are stratele înclinate cu 220 spre E, pe când pe aripa Vestică stratele se înclină cu 300 sub massa dacitelor din D. Cornii. Peste acest anticlinal dacitele se revarsă apoi până la o depărtare de 200 m. pe flancul Fstic, ca o pătură groasă de cel puțin 10 m. Institutul Geologic al României 366 DR. ȘT. I. MATEESCU E singurul exemplu, ce l-am observat în tot lungul marginei dacitelor spre depresiune, unde revărsarea dacitelor peste stratele paleogene să se păstreaze așa de evident. Deoarece vârsta stratelor acoperite de dacite poate fi atribuită Eoce- nului superior — Oligocenului inferior, vârsta dacitelor, nu mai încape în- doeală, este mai nouă decât Eocen superior — Oligocen inferior. b) Profilul din V. Târșorilor (Morlaca). Fig. 6. .-4* A’oocc Fig. 6. Profil în lungul Văii Târșorilor ii = dacite. Evi stratele vărgate inferioare. El stratele lutețiane. (N. Perforatus, etc.). ed ~ calcar de apă dulce. Evs ~ strate vărgate superioare. Fc — falia dc contact. Fg — falie dc alunecare. Din D. Caprafoiu se lasă spre V. Călata, cam prin mijlocul satului Mor- laca, pârâul Locioreasa alcătuit din două brațe, unul Estic — P. Malului și altul Vestic P. Târșorilor. Pe P. Târșorilor profilul este următorul: Dacitele ma sive prezintă la contactul cu sedimentarul un aspect fluidal și o bogată massă amorfă. Marginea lor se termină printr’o suprafață în- clinată spre Vest, astfel încât stratele terțiare sunt înclinate sub dacite. Sedimentarul e alcătuit precum urmează: La contact cu dacitele sunt stratele vărgate inferioare, alcătuite din con- glomerate cu stratificația torențială, alternând cu gresii, nisipuri și argile nisipoase roșii, ori verzi. Elementele conglomeratelor provin din șisturile cristaline, dar am găsit și un rhyolit galben-cenușiu, în care se disting bine cuarțul, feldspatul cu textura micropertitică și pasta amorfă. Ele au grosimea de peste ioo m. și au direcțiunea N 20° E, înclinân- du-se cu 55° spre NV, deci sub dacite. Dealtfel contactul între dacite și conglomerate ne arată clar, că da- citele au ridicat stratele terțiare, le-au răsturnat și le-au pătruns. Deasupra și în afara dacitelor urmează orizontul cu Nummidites Perfo- ratus, care începe prin bancuri calcaroase cu forme mari de Gryphaea Esterhazi la cari urmează calcarul grosier cu N. perforatus și alți numuliți. E un orizont redus ca grosime iar stratele sale sunt verticale. Institutul Geologic al României OBSERVATIUNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 367 Peste acestea se păstrează orizontul calcarului grosier inferior fosilifer, cu stratele deasemenea verticale și reduse de sigur prin laminare. Apoi un banc de calcar compact de apă dulce gros 1 %—3 m. vertical, urmat de gresii cu fosile salmastre, ce se continuă spre Sud în V. Răoasa la stratul de cărbuni. După acestea stratele vărgate superioare abia se pot distinge prin capetele lor, din cauza la- minajului și dispoziției în culise, pe când calcarul de apă dulce (mijlociu după Koch) constitue D. Pietrele, între V. Răoasa și V. Locioreasa în bancuri, ce se repetă până la o grosime totală de 20 m. înclinarea calcarului de apă dulce în D. Pietrele și V. Locio- reasa este de 350 spre E, pe când în V. Răoasa și spre V. Călata scade la 180—20° E. Din acest profil reținem, că numai orizonturile extreme — con- glomeratele stratelor vărgate inf. și calcarul de apă dulce (mijlociu, Koch) sunt bine desvoltate, pe când orizonturile intermediare sunt laminate, strivite și așezate în culisă. c) Profilul de pe Valea Răoasa. Fig. 7. In fundul V. Răoasa, anume la confluența cu P. dela Caprafoiu, massa dacitică se prezintă puter- nic desagregată, astfel că avem uneori aspectul unei cinerite. La microscop roca prezintă o bogată massă sticloasă și structura flui- da! ă. Marginea dacitelor este dată un perete vertical care constitue tot- odată și fractura marginală a ramei muntoase. In afara dacitelor urmează dinăuntru spre exterior: Institutul Geologic al României IGRZ 368 DR. ȘT. I. MÂTEESCU 1. Un banc de calcar de apă dulce, constituind probabil partea superioară a stratelor vărgate inferioare, cari aici sunt laminate în profunzime, dar cari puțin mai spre Nord apar pe deal, desvoltându-se tot mai mult spre P. Târșorilor, continuu înclinate sub dacite. 2. O serie de strate marine neritice formate din gresii calcaroase ori marnoase, groase de 150—200 m. de coloare cenușie-gălbue ori cenușie- verzue cu spărtura curbi-corticală (strzalka struktur) caracteristică gresiilor din Flișul carpatic și având la partea lor superioară fosilele caracteristice orizontului cu N. perforatus. 3. Lor urmează calcarele gresoase cu Rostellaria, Ostree, Campaniile giganteum, etc., etc., care constitue calcarul grosier inferior. întregul complex de strate de până acum are direcțiunea N 150 W verticale sau ușor deviate spre Est. 4. Acestora urmează altă serie de strate de apă dulce cu calcare, gresii calcaroase, cărbuni de pământ și marne gresoase. Grosimea ei este de 30 m. Calcarul dela baza acestei serii conține după d-1 Szâdeczky resturi de Planorbi, iar în celelalte strate am putut afla o faună salmastră repre- zentată prin Congerii și alte lamelibranchiate, apoi Potamides, Neritine, Natica, etc. Stratul cărbunos este lenticular, gros de 2—3 dm. și după fosilele sal- mastre, ce conține, pare a fi un strat de cărbuni allochtoni. Și aici direcțiunea este N 150 W, iar înclinarea 85° Estică. Aceste strate se urmăresc pe Ia Lazuri, iar de acolo spre Nord pe V. Malului până în profilul din P. Târșorilor. 5. Deasupra acestora urmează stratele vărgate superioare alcătuite din argile roșii și verzi, nisipuri vărgate, conglomerate mai mărunte sau mai grosiere, cu bucăți rotunjite de cuarț, acoperite de o pojghiță de oxizi de fir. In nisipurile verzui am putut află trei oase dintr’un vertebrat indeter- minabil, pe care nu am putut să le detașez din nisipul moale, fiind desagre- gate. Unul dintre ele părea a fi un os lung de felul humerusului, cu dia- metrul transversal de 7 cm., iar celelalte două lungi de 20 cm. se prezentau mai late Ia un capăt, pe când la capătul opus erau alungite. întreg materialul acestor strate este remaniat, până și argila roșie este alcătuită din fragmente fine și colțuroase uneori, de argilă roșie remaniată printre care se intercalează și fragmente de argilă verde. Deasemenea conglomeratele și aici prezintă stratificația torențială, ca la stratele vărgate inferioare. Grosimea totala a acestor strate poate fi socotită la 80—100 m. Direc- țiunea și înclinarea lor sunt cuprinse între: N i8ft W cu înclinarea 65° spre E 180 N și N 45° W cu înclinarea 200 spre NE. Aceasta ne arată, că între gresiile și marnele cărbunoase de mai jos și stratele vărgate de deasupra există o discordanță tectonică apreciabilă, JA Institutul Geologic al României 16 RZ OBSERVATI UN! GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 369 care poate să reprezinte chiar o falie, după care stratele vărgate superioare sunt alunecate în culisă spre E. 6. La partea superioară a stratelor vărgate se intercalează mai întâiu câte un banc de calcar de apă dulce, mai apoi devin mai dese până ce ajung să formeze o succesiune de aproape 20 m. de calcar de apă dulce, ce se în- tinde și în D. Pietrile. Koch consideră că acesta ar fi reprezentat al doilea orizont de calcar de apă dulce, de fapt în V. Răoasa, am văzut că repre- zintă a treia apariție importantă din acest fel de strate. Prin faptul că el se intercalează stratelor vărgate superioare, trebuie admis ca făcând o unitate stratigrafică cu acestea. Direcțiunea N 40°-—45 W, înclinarea 180—200 NE. Capetele estice ale acestor strate sunt retezate de terasa Văei Călata. Din profilul de pe V. Răoasa reținem: Că orizonturile paleogene sunt mai complet reprezentate și se observă alternatiuni foarte frecvente între faciesul continental lacustru si faciesul marin neritic; fenomenele de laminare ajung aici până la producerea de falie după care stratele alunecă schimbându-și brusc înclinarea. E probabil că această falie să se continue și în V. Locioreasa, acolo unde argila roșie su- perioară deabiâ apare printr’o șuviță îngustă. d) Profilul din Podul Munceilor. Fig. 8 și 9. p Coslit V. Muneeilor d; 2.5ooo Fig. 8. Profil prin Podul Munceilor spre Morlaca Intre V. Răoasa și satul Muerău se ridică suprafața înaltă a Podului Munceilor (cota 783) cu aproape 200 m. deasupra Văii Călata și cu o lăr- gime de cel puțin 1 y2 km. Spre Vest el este limitat de D. Coastei, care constitue un eșind al massei dacitice, ce înaintează cu cel puțin 500 m. spre Est peste stratele eocene. Suprafața Podului Munceilor, cum numele său arată, se prezintă cam la acelaș nivel: iar accidentele ce se observă sunt datorite numeroaselor do- line mici, ce-i scobesc suprafața, și care trec în jos spre mici peșteri. Profilul este următorul: 2/ Anuarul Inst Geologie al României. Voi. XI. IJkV Institutul Geologic al României IGR/ 37° DR. ȘT. I. MATEESCU La contactul cu dacitele din D. Coastei și prinse sub ele apar stratele vărgate superioare, ce se urmăresc din V. Răoasa, pe când orizonturile inferioare rămân laminate în profunzime. Spre partea superioară a stratelor vărgate se intercalează și bancuri de calcar de apă dulce, pe care îl cunoa- ștem din D. Pietrilor. V. Coclii P Fâqațelul E i5ooo Fie;. 9. Profil <5 Evs cd Eb F prin Podul Munceilor peste pârâul Făgețelu!. =■ dacite. = stratele vărgate superioare. = calcar de apă dulce. = calcar grasier superior. — falia de contact. E interesant de remarcat, că argila roșie care sub D. Coastei se înclină sub dacite, la Vf. Munceilor (783 m.) se înclină spre est și poartă deasupra lor: Calcarul grosier superior (Stratele de Cluj) cu o mare bogăție de fosile: Miliolide, Polipieri, Echinoderme, Lamelibranchiate, Gasteropode și dinți de vertebrate. Grosimea acestor calcare atinge 60—80 m. și formează un mare sinclinal din Podul Munceilor peste P. Făgețelu și până în P. Zanda, spre Muerău. Stratele din flancul său Estic se înclină cu 450 WSW. El este urmat imediat de un anticlanal, vizibil în P. Făgețelu și P. Zanda, în bolta căruia apar sus calcare de apă dulce, iar sub ele argile verzi și roși ale orizontului stratelor- vărgate superioare. Spre șesul Călatei flancul Estic al acestui anticlinal este alcătuit tot din calcarele grosiere ale stratelor de Cluj, cu direcțiunea N 300 W și în- clinarea 200 ENE. Dacă la profilele acestea am mai adăugă și profilele pe care le dă Koch [2. fig. 2, pag. 21, fig. 3, pag. 41] dela Hodiș și Muerău, precum și profilele dela Morlaca, ce trec prin insula cristalină (fig. 1 și 2) străbătută de filoane de dacite, ne dăm seama destul de bine, cred, de raporturile ce există între depresiune și marginea massei eruptive dacitice, a cărei legătură cu Vlă- deasa este bine cunoscută.. [Szâdeczky, 10, 11]. OBSERVATUM GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 371 Concluziunea, ce ni se impune în primul rând, este că contactul între depozitele depresiunii și massa eruptivă se face printr’o zonă de fracturi marginale, în jurul căreia stratele paleogene sunt rupte, răsturnate și cu- tate, pe o lărgime maximă de 1 % km., iar uneori străbătute și chiar aco- perite de dacite. Deranjarea acestor strate se poate observa și la contactul cu massa și- sturilor cristaline — ex. la V. Poicu — însă numai în vecinătatea marginei eruptivului. In general contactul cu cristalinul se face după tipul observat la cristalinul din Sud. De altă parte, deranjarea stratelor având loc pe o lărgime foarte redusă în jurul massei eruptive, se impune a doua concluzie anume: fenomenele tectonice complexe, ce se observă la contactul massei eruptive cu depre- siunea sunt consecința erupțiunii dacitelor și în legătură numai cu aceasta. Dacă ele ar fi atribuite mișcărilor tectonice generale din regiune, atunci astfel de deranjeri s’ar repetă pe toată marginea cristalinului, ceeace nu se observă, decât în limitele amintite. Coroborând aceste rezultate cu constatările deja făcute, că dacitele dela contact prezintă o structură fluidală, cu bogată pastă amorfă și brecii erup- tive; iar filoane din dacite străpung atât șisturile cristaline cât și conglo- meratele stratelor vărgate inferioare, sau ca pânză de lavă se revarsă peste stratele Eocenului superior — Oligocenului inferior, atunci cred că, este locul să ne întrebăm: Dacitele dela marginea depresiunii Huedinului nu ar putea fi inter- pretate ca reprezentând manifestațiuni eruptive efusive ale massei centrale daco-granitice, ce se consolida sub formă de laccolith (Szâdeczky) ? Și atunci, erupțiunea lor nu ar fi avut loc pcsterior Eocenului superior — Oligocenului inferior, poate chiar în Miocen, cum credea Koch ? Indicațiuni serioase în această direcțiune ni le mai prezintă faptul că, la contactul eruptivului cu sedimentarul lipsesc în general fenomenele de contact, ceeace se acordă cu modul de prezentare al contactului rocelor efusive. De altă parte blocuri rulate de dacite nu se cunosc nici în conglomera- tele Paleocen-Eocene și nici în cele Oligocen-Aquitaniane, cu toate că ero- siunea continentală a fost foarte activă în aceste părți. Ele se cunosc bine desvoltate abia în conglomeratele sarmațiane (Hof- mann), ce se întind la Est de Culmea Zalăului până la Jegeriște și Poieni, în V. Crișului Repede. In schimb, dacă ținem seamă de prezența rhyolitelor rulate atât în conglomeratele paleocene dela Morlaca, cât și în cele Oligocene (Hof- mann le citează în stratele de Mera ale Oligocenului din V. Agrișului [3- pag- 264]) dela Tetiș, Fildu; ori ca inclusiuni de dimensiuni felurite în massa dacitelor, atunci putem întrevedea complexitatea fenomenelor, 24’ Institutul Geologic al României DR. ȘT. I. MATEESCU legate de consolidarea massei eruptive din Vlădeasa, precum și problemele, ce ni le pune această complexitate și succesiune a fenomenelor eruptive. cu direcția spre NNE. In Se înțelege că soluțiunea satisfăcătoare nu o putem avea, decât dela cercetarea întreg i probleme a eruptivului din Munții Vlădeasa; problemele ce mi-am permis să le pun sub formă de întrebări, ne arată însă că, raporturile massei eruptive cu rocele înconjurătoare poate totdeauna, să ofere in- dicii prețioase pentru găsirea tocmai a acestei soluții, ce o căutăm. Interiorul depresiunii Huedin și marginea sa Estică. Fig. 10. Eocenul si Oligocenul. Marginea Estică a depresiunii Huedi- nului este alcătuită de banda eocenă, ce mulează Cristalinul massei Sudice, consti- tuind un eșind spre NE, ce ajunge până la satul Petrindul Mare. In spre interior petece din acest Eocen mai apar la Molosâg, Huedin (sub cimitir) și la Tetiș, alcătuite din stratele superioare ale Eocenului — marnele cu Bryozoare. Ele sunt acoperite concordant de Oligocenul in- ferior, cu marne calcaroase fosilifere, gresii calcaroase ori conglomeratice și marne nisi- poase. La Huedin ele au direcțiunea N 220 W și înclinarea 90 NNE; tot spre NNE se în- clină și la Tetiș, ceeace înseamnă că avem aface cu o mică boltă anticlinală de Eocen — Oligocen inferior, ce se întinde dela Tetiș pe la Huedin spre Molcsâg. La Bicălate apar și calcarele grosiere ale Bartcnianului și sunt înclinate cu 70—io0 spre NV. Astfel Eocenul dela Bicălate se ri- dică încet spre Est formând eșindul dela Petrindul Mare, sub forma unui anticlinal cu bolta largă, al cărui ax trece pe la Stana adevăr la Stana, Koch a măsurat la calcarul grosier înclinarea de 70—8° spre Nord. [2. pag. 93]. OBSERVAT1UNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 373 Oligocenul superior și Depozitele Aquitaniane. Acestea sunt alcătuite din o succesiune groasă de conglomerate în al- ternanță cu gresii și marne argilo-nisipoase de coloare roșie și verzue. In conglomerate domină elenentele șisturilor cristaline, dar și un rhyolit analog celui din conglomeratele stratelor vărgate inferioare. Deasemenea și la aceste conglomerate se observă stratificația torențială destul de des, iar printre stra- tele acestei serii sunt și intercalațiuni de cărbuni de pământ exploatabili. Hofmann și Koch, pe baza fosilelor ce au găsit în aceste strate, au admis că reprezintă un facies salmastru al oligocenului superior și al Aquita- nianului (Mediteranianul I). Depozitele acestea se întind ca o manta acoperitoare a depozitelor eocene începând dela Morlaca—Molosâg spre Nord până la cotul cel mare al So- meșului. Probabil însă că ele ajungeau până la Muerău, sub forma unui intrând ascuțit, astăzi ros de Valea Călata. Intre Valea Poicului la V și Jimbor și Dolu la E ele alcătuesc singurele depozite, ce se cunosc la zi în această regiune largă de peste 30 km. Mai spre Nord însă zona ocupată cu aceste deposite se îngustează foarte mult, din cauză mai ales că deasupra lor se așterne stratele burdigaliane. In general, stratele oligocen aquitaniane se înclină dinspre SSV—NNE cu 70—120, adică în sensul înclinării depresiunii până aproape de Romița pe V. Agrișului. Deaici ele se înclină în sens invers formând astfel un sin- clinal cu direcția VNV—ESE transversal direcțiunii depresiunii. In afară de aceasta stratele oligocen aquitaniane sunt cutate în cute secundare foarte slabe, dirijate în lungul depresiunii și vizibile pe V. Peș- terii, V. Fildului și V. Crișului Repede (Henzul). Burdigalianul. După cercetările lui Koch și Hofmann, Burdigalianul este reprezentat prin gresii conglomeratice, gresii calcaroase ori nisipoase și marne nisipoase, în general bogate în fosile. Ca întindere stratele burdigaliane nu se găsesc spre Sudvest de o linie, ce începe dela Coruș (Korod) lângă Cluj, trece pe la Sân-Craiu, Jimbor pe V. Almas, pe la Est de Ungurașu pe V. Agrișului și se termină la petecul redus dela Sudest de Moigrad. In schimb ele constitue toată partea Nordestică a depresiunii, acoperind complet depozitele aquitaniane și luând parte la toate cutele acestora. Răspândirea lor stă în legătură cu mișcările de ridicare în massă, la care a fost supusă partea Sudvestică a depresiunii, după o linie axială, ce se dirijează dela Moigrad spre Cluj, și care în regiunea Moigrad—Ortelec ea coincide cu o fractură transversală lanțului de cristalin din culmea Za- lăului, marcată prin erupțiunile de dacite și andesite din jurul acestor lo- calități și prin dispariția în profunzime a cristalinului. Pe valea Almașului între Gâlgău la Nord și Hida (Hidâlmâs) la Sud, 374 DR. ȘT. 1. MÂTEESCU stratele burdigaliane iau parte la formarea sinclinalului transversal, alcă- tuit la bază din Aquitanian, și cu axul trecând între Chendrea și Răchișu. CONSIDERAȚI UNI TECTONICE Depresiunea Huedinului, făcând parte din marea depresiune a Base- nului Transilvaniei, în ea vom putea distinge caracterele mari tectonice generale întregului basen, precum și acele caractere speciale, care o indi- vidualizează ca o unitate aparte. Printre caracterele tectonice principale vom distinge: i. Fracturile marginale. 2. Sinclinalul longitudinal al depresiunii. 3. Anticlinalul marginal Stana-Topa. 4. Fractura transversală Ortelec-Moigrad. 5. Sinclinalul transversal Romița-Răchișu. 1. Fracturile marginale. Produsă prin scufundarea părții Nordestice a massei cristaline a Mun- ților Apuseni, depresiunea Huedinului este separată de zona muntoasă prin fracturi marginale și anume -.fractura Panic-Mârgău, cu direcția E 22° N—V 220 S; fractura Mârgău-Valea Poicu, cu direcția N—S și fractura Valea Poicu-Moigrad, cu direcția aproximativ NE—SV. Deseori ele nu sunt simple, ci formează o serie, ceeace face ca tectonica marginei depresiunii să fie în general mai complicată, decât pare la prima vedere. In special contactul cu massa eruptivă este marcat prin fracturi seriate, după care sedimentarul este prins adesea ori sub masa eruptivă (Morlaca, D. Corni), sau numai alunecat în culise. In legătură cu acest contact menționez și cutările accentuate ale depo- zitelor depresiunii, observate și de Koch și de Szâdeckzy. Ținând seamă de răspândirea celor două faciesuri heteropice paleo- cene — argila roșie continentală și stratele vărgate din depresiune — peste care transgresează deopotrivă stratele marine ale Lutețianului inferior (Eocen inferior, Haug) deducem că, producerea depresiunii Huedinului prin scufundarea părții Nordestice a Munților Apuseni, după fracturi mar- ginale, a avut loc încă din Cretacicul superior, odată cu producerea și a Basenului Transilvaniei (Voitești, [1.]. Loczy pune fenomenul de scufun- dare în Cenomanian [14. pag. 495]. 2. Sinclinalul longitudinal al depresiunii Huedinului. Cu toate că depresiunea Huedinului este separată de rama muntoasă pi in fracturi marginale, dispoziția stratelor în interiorul său îi dă mai mult caracterul unui sinclinal alungit dela SSV-—-NNE. Axul său trece între Morlaca—Molosâg spre Fildu de Mijloc și Bretcu, scufundându-se spre linia Moi grad—Romița—Răchișu. OBSERVAȚILNi GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 375 Flancul său Vestic fracturat și uneori puternic deranjat se înclină în general cu 150—200 spre depresiune, iar flancul Estic se înclină numai cu 50—io0 tot spre depresiune (ex. Eocenul dela Bicălăte înclinat cu 70—io0 spre NV; Aquitanianul din fundul Văii Topa Sân-Craiuînclinat cu 70—8° spre NNV). La rândul său fundul sinclinalului este recutat în cute secun- dare longitudinale. Astfel avem aface cu o depresiune sub formă de sinclinal asimetric și recutat longitudinal, ce mulează la partea internă lanțul Munților Zalăului. 3. Anticlinalul longitudinal Stana—Topa (Ileanda mare?). In partea Estică sinclinalul Huedinului este mărginit de o boltă anti- clinală largă de 4—10 km., ce se dirijează dela Stana pe la fundul P. Sân- Craiu și est de Dolu. La Stana bolta sa este formată din stratele eocene, la fundul P. Sân- Craiu stratele aquitaniane le iau locul, iar spre Nord de Topa se adaugă și stratele burdigaliane. Aceasta înseamnă că axul său se înclină spre linia Moigrad—Răchișu, ca și axul sinclinalului depresiunii. 4. Fractura transversală Ortelec—Moigrad. Unul din accidentele tectonice, care turbură regularitatea liniilor de- presiunii Huedinului, este fractura transversală Ortelec—Moigrad, a cărei direcțiune este dela NV—SE. Importanța acestei fracturi transversale se poate judecă după urmă- toarele fenomene: a) Cristalinul Culmii Zalăului se întrerupe brusc la falia Moigradului, fiind scufundat în profunzime pe o lungime de aproape 30 km., până la insula Nordică de cristalin dela Cheud și Benefalău (în lungul Someșului inferior). Scufundarea aceasta constitue marea «Porta Meszesiana» a lui Hofmann. b) Prin poarta deschisă între Moigrad—Cheud apele Basenului Tran- silvaniei comunicau cu apele Basenului Panonic, foarte probabil, încă din Cretacicul superior, sigur însă din timpul Paleocenului-Eocenului; de- oarece sedimentele acestora constituesc azi creasta anticlinală, ce separă Basenul Transilvaniei de depresiunea Sălajului, pe locul și în direcțiunea cristalinului scufundat. c) Un alt fenomen legat de falia Moigrad—Ortelec este apariția an- desitelor și dacitelor exact la capătul scufundat al cristalinului, în dreptul acestor localități. 5. Sinclinalul transversal Romița—Răchișiu. Ca un ecou al scufundării cristalinului Culmii Zalăului, după frac- tura Moigradului, se desvoltă un sinclinal larg și deschis, ce taie transversal depresiunea Huedinului. El este alcătuit din stratele aquitaniane și burdiga- liane, și are axul dirijat dela Moigrad pe la Romița, pe V. Agrișului, spre Nord de Răchișu, pe V. Almașului sau aproape paralel cu falia Moigradului. _M Institutul Geologic al României IGR/ 376 DR. ȘT. I. MATEESCU Recapitulând cele de mai sus și punându-le în legătură cu marile as- pecte și fenomene tectonice din Basenul Transilvaniei, ajungem la con- cluzia că, falia Moigradului cu direcțiunea NV-—SE paralelă fracturii Pi- cineaga—Harghita—Bodrog (Voitești), reprezintă una din fracturile trans- versale inițiale și principale, după care massa cristalină de NV s’a scufundat și prin aceasta s’a format însăș Basenul Transilvaniei. Vârsta ei, dedusă și din aceste considerațiuni și din răspândirea depozitelor Paleocen-eocene în zona Moigrad—Cheud nu poate fi decât cel puțin din Cretacicul su- perior. Ea influențează, mult mai târziu, orientarea sinclinalului Romița—Ră- chișu, care dirijându-se aproape paralel acestei fracturi, urmărește vechile linii directrice ale Basenului Transilvaniei. La lumina acestor idei, depresiunea Huedinului apare ca un accident secundar. Ea este un golf, ce pătrunde în lungul massei cristaline din Culmea Zalăului, antrenată în mișcarea de scufundare în trepte odată cu scufun- darea însăș a Basenului Transilvaniei. Aspectul de sinclinal, mărginit spre Est de creasta anticlinală Stana— Topa, ce-1 observăm azi la depresiunea Huedinului, este de dată mai re- centă, deși cauzele par a fi profunde și vechi. Pentru a ne dă seama mai bine despre aceasta, să încercăm o schițare a evoluției geomorfologice a regiunii. Evoluția geologică a Depresiunii Huedinului. Date precise despre existența depresiunii Huedinului avem abia dela stratele vărgate inferioare heteropice cu argila roșie lateritică, a căror vârstă Koch o socotea echivalentă Londinianului, dar nu este exclus, ca ele să reprezinte singurele sedimente Danian—Paleocene din aceste părți. Cu începutul Eocenului inferior (Lutețian) depresiunea este invadată de marea de tip mediteranean (cu Velates, Campaniile, N. perforatus, etc.). Cu mai multe oscilațiuni pe verticală — dintre care cea corespunză- toare faciesului lacustru-lagunar al stratelor vărgate superioare e cea mai importantă — depresiunea a continuat să fie sub mare până la sfârșitul Oli- gocenului inferior. Din Oligocenul mediu partea Sudică încearcă o mișcare mai importantă de ridicare, în urma căreia se stabilește un facies salmastru și de apă dulce (facies carbunos), iar temporar și pe alocuri, probabil, a fost chiar continent. Aspectul acesta durează până la sfârșitul Aquitanianului (Miocen in- ferior), când o nouă ridicare transformă în continent întreaga regiune dela Sudvest de linia Moigrad—Cluj (?) Se recunoaște că, mișcarea de ridicare a părții Sudvestice a depresiunii se prezintă cu calitățile unei mișcări de basculă în jurul axului Moigrad— OBSERV ATtUNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 377 Cluj (?), pentrucă în regiunea dela Nord de acest ax — spre Jibău și Ileanda Mare ■— Oligocenul mediu în întregime este marin. Mișcărilor dela sfârșitul Aquitanianului se datorește scufundarea re- giunii Nordice după linia Moigrad—Romița—Răchisiu și reapariția sincli- nalului transversal, de astădată, cu strate aquitaniane, a cărui axă de alun- gite urmărește fidel vechea direcțiune de alungire a sinclinalului Basenului Transilvaniei. Ca urmare a acestor mișcări depozitele burdigaliene nu se întind la Sud- vestul liniei Moigrad—Cluj, ci se cantonează în lungul sinclinalului Moi- grad—Romița—Răchișiu. Cu începutul Mediteranului II se accentuiază ridicarea crestei paleo- gene din lungul porții meszesiane — Moigrad — Cheud. Fenomenul este pus în evidență prin desvoltarea spre Sălaj a conglo- meratelor de coastă la baza mediteranului II, iar în basenul Transilvaniei prin retragerea spre centrul basenului a stratelor de Mezdszeg (marne gip- soase). Este interesant că anticlinalul Moigrad—Cheud, în continuarea Culmii Zalăului, se dirijează perpendicular pe axul vechiu de alungire al Basenului Transilvaniei, în jurul căruia am observat toate mișcările de basculă ale depresiunii Huedinului. Deaceea accentuarea lui face ca axul de alungire al Basenului Tran- silvaniei iă înceteze de a mai juca rolul primordial în evoluția depresiunii Huedinului. Astfel, mișcările intense ale Basenului Transilvaniei, din timpul Me- diteranului II, redeșteaptă vechile cute ale cristalinului scufundat din partea sa Nord-vestică. Acestor mișcări se datoresc și primele începuturi de încrețire slabă a întregii suprafețe Nordvestice, cuprinsă între cristalinul Munților Zalăului și linia Cluj—Dej (?). 'fot grație acestor mișcări partea Nordvestică a Basenulu transilvan a fost transformată în continent, cu suprafața înclinată de astădată spre SE, adică spre centrul Basenului. Consecința a fost mai întâiu o retragere sim- țitoare a apelor tortoniane spre Est, și apoi retragerea completă a apelor Sarmato-pliocene spre Sud-Est de axul de oscilație basculară Cluj—Dej (?), a cărui direcțiune este perpendiculară pe axul de alungire al basenului Transilvaniei și paralelă vechilor cute ale Cristalinului scufundat. Deasemenea, în timpul mișcărilor din Mediteranul II, sunt de părere, că a avut loc și erupțiunea Dacitelor, ce mărginesc depresiunea Huedinului în partea ei Vestică (Muerău—D. Corni) și care străbat prin apofisele lor depozitele paleogene, sau le acoperă prin revărsări de lave, fără ca blocuri de dacite să se găsească rulate în depozitele mai vechi decât Medite- ranul II. Institutul Geologic al României IGRZ 37» DR. ȘT. I. MATEESCU In legătură cu erupțiunea dacitelor s’a produs cutarea intensă a mar- ginei Vestice a depresiunii, la contactul cu massa eruptivă. Ecoul acestor cutări nu a trecut însă mult departe de marginile massei dacitice; astfel încât contactul șisturilor cristaline cu depozitele depresiunii se păstrează numai la fracturi cu alunecări în culise. Cutările sunt locale și strâns legate de erupțiunea dacitelor. Iată deci un nou argument important în favoarea părerii că, erupțiunea dacitelor dela marginea depresiunii Huedinului este posterioare Paleo- genului și nu anterioară lui. In sfârșit, tot în timpul mișcărilor din această epocă s’a produs o nouă și puternică activitate în lungul faliei Ortelec—Moigrad, prin apariția massei dacitice dela Ortelec [3], căreia a urmat mai târziu, în Sarmațian— baza Pliocenului, erupțiunea andesitelor dela Moigrad, ca o nouă mărturie de- spre importanța și vechea ei direcțiune. După mișcări tectonice așă de intense și cu efecte variate pentru regiunea Nordvestică a Basenului Transilvaniei, este locul să ne întrebăm, dacă de- presiunea Huedinului nu a putut luă naștere în acel timp ? Ținând seamă de cele de mai sus, cred, că un astfel de fenomen tec- tonic nu poate fi pus pe socoteala mișcărilor miocenice. Aceasta ar reieși din faptul că stratele miocenice de Mezbszeg (Hel- vețian Tortoniane) se mai păstrează încă în partea Estică a depresiunii Hue- dinului, în lungul sinclinalului Romița—Răchișiu, ceeace nu s’ar acordă cu scufundarea depresiunii Huedinului încă din acel timp. Dacă fenomenul s’ar fi produs de atunci depresiunea ar fi fost acope- rită de apele tortoniene și Sarmato-pliocene, care ar fi invadat-o fie dinspre Est, fie chiar din Vest, unde ele se întindeau până la cristalin. Dar mai probabil producerea depresiunii Huedinului este un fenomen postpliocenic, ce a urmat cutării intense a întregului Basen al Transilvaniei în cute aproape paralele cu direcția lui de alungire și posterior ridicării în massă a basenului. Astfel ea coincide cu formarea depresiunii subcarpatice, din partea externă a lanțului Carpatic, a cărei origină postpliocenică a fost definitiv demonstrată de Prof. Mrazec [15] și tot ca aceasta din urmă depresiunea Huedinului a rezultat printr’un fenomen de așezare — de tassare — al se- dimentelor sale spre marginea muntoasă, de unde a reieșit aspectul de sin- clinal scufundat, analog în bună parte depresiunii dela Câmpulung și dela Tg.-Jiu. Evoluția morfologică a Depresiunii Huedinului In evoluția morfologică a depresiunii Huedinului putem deosebi urmă- toarele faze principale: Institutul Geologic al României OBSERV ATlt'NI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA 1IUED1NI l.t 1 i. Formarea Peneplenei Fărcașa—Câlățele. Este cea mai veche fază continentală, ce se cunoaște sub forma unei suprafețe de erosiune în regiunile Carpatice. Ea se caracterizează prin nivelarea ramei cristaline Sudice a Munților Apuseni printr’o erosiune con- tinentală intensă, care a dus la formarea unei Peneplene. Numele i-a fost dat de prof. De Martonne, care a observat-o și definit-o cel dintâiu [13]. In ce privește vârsta formării ei, lucrurile par astăzi destul de clare. Argila roșie lateritică — această mărturie evidentă despre perioada con- tinentală, ce a domnit în regiune cristalină a Munților Apuseni—fiind acoperită de stratele cu N. perforatus trebuie atribuită cel mai târziu la vârsta Paleocenului superior (Londinian) așa cum o credea și Koch. In cazul acesta fenomenul de peneplenație al Munților Apuseni a în- ceput încă din Danian și a continuat și în Paleocen, când a fost desăvârșit prin formarea argilei roșii lateritice. Aceasta pare destul de verosimil, de- oarece regiunea Munților Apuseni a fost transformată în continent în to- talitatea sa abia în Danian și Paleocen, pe când în Senonian faciesul marin avea o întindere mare în aceste părți. Prof. de Martonne reluând problema vârstei peneplenei Fărcașa, în o lucrare apărută în Maiu a. c.1) o consideră cuprinsă între Cretacicul mediu și Eocenul mediu (str. cu N.. perforatus, Koch). In timpul formării peneplenei Fărcașa—Călățcle în regiunea continen- tală, depresiunea Huedinului eră scufundată sub apă. 2. Formarea suprafeței de eroziune miopliocenă a Feleacului. Primele începuturi ale unei erosiuni continentale în interiorul depre- siunii Huedinului trebuesc puse la finele Aquitanianului, când partea ei Sudvestică — până la linia Moigrad—Cluj — este exondată. De atunci, deci cu începutul Burdigalianului, în depresiune se fixează o rețea hidrografică, ce se scurgea, cu siguranță, spre sinclinalul transversal Romița—Răchișiu, ce deabiâ luase naștere. Suprafața continentală crescând prin mișcările scoarței în timpul Me- diteranului, la sfârșitul acestei epoce întreg colțul Nordveștic al Basenului Transilvaniei (până la linia Cluj—Dej (?) eră exondat și supus celui de al doilea ciclu de erosiune continentală. Apele curgătoare, ce s’au fixat pe toată această suprafață încă din Tortonian, dar mai ales din Sarmațian, se scurgeau spre SE, spre centrul Basenului Transilvaniei, și au nivelat suprafața continentală în Sarmațian și Pliocen. *) Em. de Martonne: Excursions geographiques de I’Institut de Geographie de l’Uni- versite de Cluj en 1921. Resultats scientifiques; în Travaux de I’Institut de Geographie de l’Universit^ de Cluj. Voi. I 1922. Cluj 1924, pag. 107. Institutul Geologic al României \ IGRZ 380 DR. ȘT. I. MATEESCU In regiunea de care ne ocupăm, nu cunoaștem încă o suprafață de ero- siune miocenică; în schimb însă noi cunoaștem suprafața de erosiune a Feleacului, observată de Prof. de Martonne [13]. Ea nivelează întreaga su- prafață Nordvestică a Basenului Transilvaniei, cuprinsă între Anticlinalul Stana-—Topa (Ileanda Mare?) și linia Cluj—-Dej, alcătuită atât din depo- zite paleogene, cât și din cele miocene cu sarmațianul. Nivelarea însăș a depozitelor sarmațiane ne arată că avem a face cu o erosiune pliocenă, care se continuă încă din timpul Burdigalianului. Deaceea suprafața de erosiune a Feleacului, cu întinderea amintită, o socotesc de vârstă mio-pliocenă. Desăvârșirea ei a fost în Pliocenul superior. In interiorul depresiunii Huedinului, la Vest de anticlinalul Stana— Topa, până acum nu cunosc urmele acestei erosiuni mio-pliocenă. 3. Erosiunea cuaternară. mai nouă dintre erosiunile continentale și care a lăsat urme neîn- doioase în interiorul depresiunii Huedinului este erosiunea cuaternară. Ea începe imediat după individualizarea tectonică a depresiunii și ține până azi. Deoarece mișcările de basculă ale scoarței din această parte, se continuă și în timpul Quaternarului, erosiunea fluviatilă ne arată diferite stadii de evoluția în depresiune, ce se pot schiță astfel: a) Nivelarea depresiunii Huedinului reprezintă primul stadiu al erosiunii cuaternare. Apele curgătoare de pe rama muntoasă se adunau în depre- siune și se scurgeau în lungul ei dela SSV—NNE, urmărind direcțiunea V. Călatei și în continuare Valea Almașului spre Jibău—-Turbuța. In acel timp apele depresiunii erau complet izolate și de apele din Vest — ale Cri- șului Repede — și de cele din Est — ale Someșului Mic. Erosiunea, produsă de această vale longitudinală primitivă a depresiunii Huedinului, a lăsat ca mărturie un lehm roșcat, compact cu intercalațiuni fine și dese de petrișuri mărunte ori nisipuri albicioase. El se găsește con- stant acoperind mai toate dealurile din partea centrală a depresiunii atât în lungul Călatei, cât și în lungul Almașului la înălțimi ce variază la Că- lata între 80—100 m. iar la Almașu între 150—200 m. deasupra văii. Partea mai importantă este că, el se găsește deopotrivă și pe culmea dealurilor din jurul Huedinului, cari despart apele Crișului cu ale Călatei, de apele Almașului. (A se veder Fig. 10). Astfel Fam putut observă deoparte și alta așoselei Huedin—-Fildu de Jos, la cota 599 m., cota 578 m. și 591; apoi la râpa de lângă cimitirul evreesc, pe șoseaua Huedin—Bicălatele cotele 597 (Est și Vest dc șosea), unde în- cepe prin prundișuri torențiale, iar deasupra urmează lehmul. Suprafața depresiunii înclinându-se din spre SSV-—NNE, nu mai în- cape nici o îndoeală, că prezența acestui lehm este mărturia evidentă a erosiunii fluviatile longitudinale, ce a nivelat depresiunea Huedinului de pA Institutul Geologic al României icr/ OBSERVAT1UNI GEOLOGICE IN DEPRESIUNEA HUEDINULUI 381 curând formată, așa după cum cursurile de apă longitudinale nivelau de- presiunea subcarpatică, din partea externă a lanțului Carpatic. Analogia între aceste două depresiuni și fenomenele de erosiune, ce au urmat în interiorul lor, imediat ce s’au individualizat, mi se pare așa de puternică, încât deși probele paleontologice îmi lipsesc, cred că nivelarea depresiunii și depunerea lehmului au avut loc în Quaternarul inferior, ime- diat după formarea depresiunii Huedinului; tot asâ cum s’au succedat fenomenele și în depresiunea subcarpatică externă. b) Captările. Când fenomenul de nivelare fluviatilă a depresiunii a ajuns la un stadiu înaintat, Câmpia Tisei din Vestul Munților Apuseni a suferit o nouă și im- portantă scufundare, din care cauză văile ce se scurg spre Vest și-au activat erosiunea și au ajuns cu izvoarele lor până departe spre Est de cumpăna despărțitoare a apelor. Astfel Crișul Repede a ros întreg massivul Bihorului și a ajuns cu izvoa- rele sale până în depresiunea Huedinului, unde a întâlnit valea longitu- dinală, căreia i-a captat partea superioară. In adevăr, Valea Călata, care dela Molosâg își schimbă brusc cursul său spre Vest, părăsind stratele moi ale conglomeratelor oligocen aquitaniane din depresiune, pentru a-și croi drumul anevoios prin massa dacitelor dure dela Morlaca, ale massivului muntos, constitue cel mai frumos exemplu de captare, ce a executat Valea Crișului asupra apelor din Basenul Transilvaniei. Henzul (Crișul repede între Bologa și Huedin) a străbătut și el ma- sivul muntos până în depresiune, dar cu mai puțin noroc, căci apele toate se împărțise între Călata și Almaș, pe când lui nu i-au rămas decât apele de șiroere de pe o porțiune restrânsă. Cam tot așă de puțin norocos a fost și P. Polcului, care după ce a stră- bătut Culmea Zalăului delaNord de legeriște, cu înălțimi de aproape 1000 m. își duce bazenul superior din depresiune, în mijlocul unor coline, ce nu ating 650 m. Prin această captare valea longitudinală primitivă a depresiunii Huedinului a fost împărțită în două părți: partea superioară — Călata — tributară Crișului și deviată deci spre Vest; și partea inferioară—Almașul și Agri- șul— având direcția vechii văi longitudinale, tributare Someșului inferior. c) Terasele posterioare captărilor. In lungul văii Almașului se pot observă două terase, una superioară, pe care am observat-o șl eu la Fildul de Jos la vreo 30—40 m. deasupra văii, și alta inferioară la 4—12 m. ce se poate observă ici colo pe valea Fildului. Pe Valea Călata n’am observat până acum decât terase inferioare la Mor- laca cu 8—12 m. deasupra văii. Vârsta acestor terase se înțelege că nu poate fi decât posterioară fenomenelor de captare descrise. Institutul Geologic al României IGR/ 382 DR. ȘT. I. MATEESCU d) Fenomene de captare în preparație. Astăzi erosiunea Văii Almașului s’a accentuat din nou și amenință să distrugă culmea joasă, ce o desparte de Călata, prin toți afluenții săi. In felul acesta se pregătește în viitor captarea apelor Călatei de către ale Al- mașului și conducerea lor pe vechea direcțiune, parcursă în Quaternarul inferior de valea longitudinală, care a nivelat depresiunea Huedinului. Aceste fenomene denotă, de sigur, noui mișcări pe verticală, foarte pro- babil o scufundare a nivelului de bază al Văii Almașului, sau numai al zonei sinclinale Romița—Răchișiu; deoarece pe când apele Almașului, prin erosiunea regresivă, înaintează constant spre Sud, Valea Călata și Henzul (porțiunea din Crișul Repede, ce parcurge depresiunea) și-au atins aproape profilul lor de echilibru. Numai dela marginea muntoasă spre Vest, apele Crișului au o activi- tate erosivă accentuată, pe când în depresiune ele par îmbătrânite. Astfel se constată că, condițiunile tectonice, care au determinat individualizarea depresiunii Huedinului, ca o unitate geomorfologică aparte, influențează și astăzi regimul său hidrografic, cu toate că scufundările regiunii din Vest (Câmpia Tisei) au știrbit, pentru un timp unitatea rețelii sale hidrografice. Institutul Geologic al României OBSERV ATIONS GEOLOGIQUES ET MORPHO- LOGIQUES DANS LA DEPRESSION DE HUEDIN (N—W DE LA TRANSYLVANIE) PAR Dr. ST. I. MATEESCU (RESUME) II existe, dans la pârtie la plus avancee du bassin transylvain au nord- ouest de Cluj, une zone d’affaissement, allongee suivant une direction NNE- SSO, que j’ai nommee depression de Huedin. C’est une region d’effondrement liinitee au sud et â l’ouest par les monts du Bihor et la crete de Zalău (ou crete de Meszes) lesquels sont formes de schistes cristallins et de dacites. Vers l’est cette depression est separee du bassin transylvain par une serie de collines qui de Panic, par Stana-Topa, s’alignent vers le NNE. En somme on a affaire â une depression peripherique situee â l’interieur des cretes cristallines et â l’extremite NO de l’axe d’allongement du bassin transylvain, formant ainsi le pendant de la depression de Fogaras â l’autre extremite du bassin. LA CONSTITUTION GEOLOGIQUE II y a lieu de distinguer: i. La constitution geologique de la bordure montagneuse; 2. La constitution geologique de la depression. I. La bordure montagneuse est formee de deux masses compactes et inegales de schistes cristallins: celle des monts Apuseni et celle des monts de Plopisu et de Zalău, separees par la grande masse eruptive de Vladeasa. De plus il existe â Morlaca, â l’ouest de Huedin, une petite île cristal- line que traverse le Calata. Les schistes cristallins sont constitues par des gneiss, des amphibolithes, des schistes â chlorite, â sericite et â graphite, ainsi que par des phyllites et des quartzites detritiques auxquels viennent s’ajouter les roches granitiques telles que le granițe, la pegmatite et l’aplite filonienne. Sur les masses cristallines on voit encore des lamheaux de roches sedi- mentaires echappes â l’erosion; ce sont: Institutul Geologic al României 3^4 DR ȘT. I. MATEESCl Les conglomerată du permien qu’on aperțoit en blocs ou en bancs lami- nes dans le torrent de Bacioai (â Morlaca) entre les schistes cristallins et les formations eruptives du sommet (Măgură). Ils sont tres analogues aux con- glomerată de verrucano de la vallee du Dragan. Le cretace, represente par les couches de Gosau (calcaires a Hippurites) reduites â l’etat de blocs poses sur Ies schistes cristallins des monts de Zalău. Le tertiaire, enfin, mieux represente et constitue: a) Par l’horizon de l’argile rouge inferieure: â la base, des blocs de schi- stes cristallins; au-dessus de l’argile rouge â elements ferrugineux; parfois on observe dans l’argile des taches vertes dues au sabie qu’elle contient; b) Par l’horizon â Nummulites perforatus qui surmonte l’argile rouge; il est forme par des calcaires â Ostrea et autres fossiles, parmi lesquels la Nummulites perforatus nous permet de fixer l’âge de ces formations au Lu- tetien. Les dacites: Entre Margau et Dealul Cornii la bordure de la depression est formee par les roches eruptives de Vladeasa, de type dacitique. Ces ro- ches ont une structure porphyrique, â masse fundamentale constituee par des microlithes ou par du verre parfois fluide. A la peripherie de la masse eruptive on trouve meme des breches volcaniques formees des memes ma- tieres. II. Constitution geologique de la depression: Ies sediments qu’on trouve accumules dans la depression sont representes par les couches bariolees in- ferieures, par des depots eocenes et oligocenes, par des formations miocenes, enfin par les terrasses ou alluvions modernes du Quaternaire: a) Les couches bariolees inferieures sont formees de conglomerată ou de gravieră rouges et verts, â structure torrentielle, alternant avec des argiles sableuses ou des sables de meme couleur. On y voit en grande abondance des fragmentă de schistes cristallins, de roches eruptives qui leur sont as- sociees, enfin de porphyre blanc comme on en trouve dans les depots oli- gocenes. L’etude des couches bariolees de Ia depression de Huedin et de l’argile rouge etalee sur le massif cristallin de Calățele, etc., nous conduit â Ia conclusion qu’il existe deux facies heteropiques d’un memehorizon. L’ar- gile rouge s’est formee sur le continent cristallin dans des conditions d’hu- midite et d’insolation analogues â celles dans lesquelles se forment aujourd’hui les laterites. II est meme probable qu’elle represente une laterite fossile, car son etendue est ețroitement liee â la peneplaine de Fărcaș-Calățele (De Mar- tonne), ou on la trouve dans les parties echappees â l’erosion. Dans ce cas les couches bariolees de la depression de Huedin representent 1'enorme quan- tite d’alluvions que les torrents ont charriees du continent au fond de la de- pression lagunaire ou lacustre (Koch) pendant la formation de l’argile rouge. Institutul Geologic al României IG RZ OBSERVATIONS GEOLOGIQUES DANS LA DftPRESSION DE HUEDIN 385 II y a donc deux facies differents: un facies lateritique et un facies tor- rentiel et lagunaire (ou lacustre) appartenant au meme horizon. Quant â l’âge de ces couches, il est certainement danien-paleocene, car on Ies trouve par endroits au-dessus des couches mari nes du cretace supe- rieur (et partout concordantes) et â la hase des couches du lutetien â Num- mulites perforatus; b) Les depots eocenes sont assez bien connus apres Ies etudes de Koch, de Hofmann et de Szadeczki; nous les avons suivis sur une bande large de 13 km sur la bordure des montagnes. 11 est utile de remarquer que sur le bord onest de la depression de Huedin, au nord de Morlaca, l’eocene existe toujours, inais reduit ă une bande ctroite, aussi bien au contact des dacites qu’au contact des schistes cristallins; en meme temps ces couches sont la- minees et fortement plissees, tandis que, â i—2 km plus â l’est, elles plon- gent lentement sous la couverture des couches oligocenes largement plissees; c) L’oligocene inferieur (couches de Hoja) forme une bande tres reduite le long de la bordure sud de la depression. Sur le versant ouest je l’ai trouve â D. Cornii; par contre l’oligocene superieur est bien represente par les cou- ches bariolees, par les bancs de greș et de conglomerats de Ticu-Cetatuia et de Jimbor (formations d’eau saumâtre ayant par endroits une structure torrentielle) et par des intercalations de charbon; d) Le miocene s’etend au nord du Jimbor-Moigrad dans la region que je n’ai pas encore etudiee; e) Enfin le quaternaire est representee par des depots alluviaux quifor- ment la haute terrasse sur les collines entre l’Almaș et le Calata, ainsi que deux autres terrasses le long des rivieres actuelles. Une serie de profils que nous avons menes â Ia fois de la region cristal- line ou de la zone dacitique jusque dans la depression de Huedin montrent bien les rapports existant entre ces differentes formations: i. Vers le sud une grande faille marginale, de direction E 22° N—O 22° S, marque le contact entre le cristallin et la depression de Huedin; d’un cote s’etend la masse cristalline des monts du Bihor nivelee en une peneplaine plongeant de 50— 7°N, surmontee par l’argile lateritique et supportant en concordance les couches â Nummulites perforatus. De l’autre cote c’est la depression de Huedin avec les couches bariolees inferieures que surmon- tent les couches â Nummulites perforatus plongeant de la meme fațon (fig. 3). La faille s’est donc produite avant la formation de l’argile lateritique et des couches bariolees correspondantes. Sur la bordure occidentale le contact est marque par un derangement plus accentue des couches, du aux mouvements tectoniques tertiaires, pos- terieurs â la formation des depots eocenes. Le profil dela vallee Po'ta (fig. a.) nous montre le contact du cristallin et de l’eocene moyen, redresse jusqu’â 25 Anuarul hiat. Geologic al României. Voi. XI. 386 DR. ȘT. I. MATEESCU 60"—70" ESE; Ies couches inferieures sont laminees en profondeur et Ies couches superieures sont tres peu derangees de l’horizontale. 2. Le contact avec Ies dacites est d’une importance capitale, â peine en- trevue jusqu’ă present. Tout d’abord Ies couches de la depression sont tres souvent inclinees sous Ies dacites, au point que Ies dacites sont deverses sur Ies depots avoisinants et forment la crete des collines; de plus Ies couches de contact sont fortement plissees contrairement ă l’allure tectonique ge- nerale de la region. Le profil 5 de D. Corni nous montre l’epanchement des dacites sur Ies depots oligocenes inferieures; Ies profils 6 et 7 de Mqrlaca, 8 et 9 de Podul Munceilor font ressortir le derangement profond subi par Ies couches paleogenes par suite de la mise en place des dacites et l’epanchement de ces dacites sur le bord de la depression. Enfin Ies profils 1 et 2 de Mor- laca nous montrent Ies dycks dacitiques penetrant dans Ies couches bario- lees inferieures du bassin de Huedin. On doit donc conclure qu’une grande fracture marque la zone de con- tact avec Ies dacites, que la mise en place de ces roches eruptives a derange Ies couches paleogenes de la ddpression de Huedin et que ces dacites se sont epanchees apres l’oligocene inferieur-tres probablement au miocene, comme l’avait deja assure Koch. 3. La structure de la depression: Elle a la forme d’un grand synclinal constitue par Ies couches paleogenes et miocenes, en concordance Ies unes sur Ies autres et inclinees generalement vers le NNE (fig. 10), suivant l’in- clinaison de la depression elle-meme. Mais des que nous depassons la ligne Moîgrad—Romița—Rachișu, vers le nord, nous voyons Ies couches plonger vers le SO en formant un grand synclinal transversal â l’axe de la de- pression de Huedin mais dans le sens de rallongement du bassin tran- sylvain. Donc au point de vue tectonique il y a b'eu de noter l’existence: De fractures marginales qui limitent la depression vers le sud et â l’ouest; c’est le long de ces fractures que s’est effondree la depression de Huedin et avec elle le bassin transylvain. D’un synclinal replisse dans la depression de Huedin, oriente SSO—NNE, ayant le flanc Ouest fracture et fortement plisse et le flanc Est passant lente- ment ă une voute anticlinale. D’un anticlinal Stâna-Topa-Ileanda Mare dont l’axe s’incline vers le NNE et qui ă mesure qu’on s’avance dans cette direction est forme de cou- ches de plus en plus recentes. D’une fracture Ortelec-Moîgrad, NO—SE, le long de laquelle s’est pro- duit l’effondrement de la crete cristalline de Zalău et par suite l’arrivce â la surface des dacites et des andesites. D’un synclinal transversal Romița-Rachișu, SO—NE, c. â. d. perpendi- culaire â la faille Ortelec-Maîgrad et allonge vers le bassin transylvain.; il < Institutul Geologic al României XjGRZ OBSERVATI ONS GEOLOGIQLES DANS LA DEPRESSION DE HUEDIN 387 est constituie par des depots aquitaniens que surmontent des couches mio- cenes. Les conclusions reiatives ă l’âge de Ia depression de Huedin sont les sui- vantes: La depression de Huedin faisant pârtie du bassin transylvain date commc celui-ci des temps cretaces. Mais les vicissitudes par les quelles cile a passe au cours des epoques gcologiques suivantes lui ont donne un aspect parti- culier et en ont fait une unite geologique bien individualisee. Ce sont les mouvements de tassement post-pliocenes qui lui ont imprime en dernier lieu et de la fațon la plus forte ce caractere de depression effondree au pied des montagnes que nous lui voyons aujourd’hui. A la meme epoque prenait naissance, dans la pârtie externe des Carpathes roumaines, la depression subcarpathique (Mrazec). L’etude morphologique nous a permis d’aboutir aux conclusions sui- vantes : a) Une premiere periode d’erosion continentale a donne naissance â la peneplainc Farcaș-Cal ațele (de Martonne) nivelant le massif cristallin des monts Apuseni; cile date du danien-paleocene et est contemporaine de ia formation de l’argile lateritique; b) Une seconde periode d’erosion continentale a abouti â la crcation de la surface d’erosion de Feleacqui a nivele tonte la bordurc du bassin trans- sylvain au nord-ouest de Cluj. Cette periode a dure du miocenc au pliocenc superieur. L’extension de cette surface d’erosion n’est pas encorc connue dans la depression de Huedin; c) Le quaternaire marque une troisieme periode d’erosion continentale au cours de laquelle se sont formces: Une haute terrasse suivant une ancicnne vallee longitudinale qui a ni- vele la depression du sud (Calatele) au nord (region Someș-Turbucza) au quaternaire moyen. Cette haute terrasse couronne les collines au nord de Huedin, entre le Criș repede et l’Almaș. Le reseau hydrographique actuel avec ses deux terrasses; il est ne d’unc seric de captures aux depens du Calata et du Henzu operees par le Criș re- pede penetrant dans la depression de Huedin; ces captures ne remontent pas au-delâ du quaternaire moyen. Aujourd’hui l’Almaș se prepare ă capter Ies eaux du Henzu et du Calata qui reprendront ainsi l’ancienne route longitudinale. Institutul Geologic al României BIBLIOGRAFIA Numerile puse în text între parentese cu cârlige se referă la numărul de ordine al lucrării citate, și al cărui titlu e cuprins în lista de mai jos: i. Dr. POPESCU-VOITEȘTI: Privire generală asupra geologiei României, în Annales des Mines de Roumanie, voi. IV, 1921, București. 2. A. KOCH:Die Tertiârbildungen des Beckens der Siebenburgischen Landestheile. I. u II Theil. 1894-1900. Budapest. 3. Dr. K. HOFMANN: Bericht iiber die im bstlichen Theile des Szilagyer Comitates wăhrend der Scmmer Campagne 1888 vollfiihrten geologischen Specialaufnahme Fold. Kdz- lony IX, 1879. Budapest. 4. Dr. JULIUS V. SZÂDECZKY: Die geologischen Verhăltnisse Von Kissebes, Hodosfalva, Se- besvar, Morotlaka und Magyarokereke. Muzeum Fiizetek III. 1. 1915. Cluj. 5. DR. JULIUS V. SzÂDECZY: Kritische Ubersicht der neuren Literatur iiber die Eruptiv- gestcine des Vlagyasza-Bihargebirges. Muz. Fiiz. III . 1915. Cluj. 6 Dr. JULIUS V SZÂDECZKY: Ueber die Kontinenlale Enstahung des auf den Kalotaszeger und Kapuser Theil des Gyaluer Kristalinen Massivs Gelagerten euntern bumen Ton Muz. Fiiz., IV2. 1918, Cluj. 7. FR. R. V. HAVER UND Dr. GUIDO STACHE: Geologie Siebenburgens. Wien 1863. 8. E. HAUG: Trăite de Geologie, Voi. II . Paris 1911. 9. K. GLINKA: Die Typen der Bodenbildung. Berlin 1914. 10. I. V. SZÂDECZKY: Beitrăge zur Geologie des Vlagyasa—Bihargebirges. Foidtani Kozlony. XXXIV 1904. Budapest. 11. I. V. SZÂDECZKY: Vber die petrographischen und tektonischcn charaklere des nultlercn Theiles des Bihargebieges. Fold. Kozlony. XXXVII 1907. Budapest. 12. I. V. SZÂDECZKY: Asupra originei fi vârstei șisturilor cristaline din ținutul Arieșului (Munții Gilău). Dări de seamă ale ședințelor Inst. Geologic al României. 1923 București. 13. EMM. DE MARTONNE: Le massif du Bihor (Roumanie). Etudc morphologique. Annales de Geographie. XXXI. 1921. Paris. 14. DR. L. V. LOCZY: Uber die Petroleumgebiete Roumanie ns in Vergleich mit den neogenen Bechen Siebenburgens. Fold. Kozldny. 41. 1911. Budapest. 15. PROF. L. MRAZEC: Contribution ă l’etude de la depression subcarpalhique. Bull. de la Soc. des Sciences de Bucarest. IX. 1900. 16. J. V. MATYASOVSKY: Bericht iiber geologische Detailaufnahmen im Comitate Szilagy im Jahre 1878. Fdld. Kozlony. IX. 1879. Budapest. 17. L. SAWICKI: Beitrăge zur Morphologie Siebenburgens. Bull. internațional de l’Aca- demie des Sciences de Cracovie. 1912. Cracovie. Hărțile geologice 1:75.000 ale Institutului Geologic Ungar. Foile: Banffy-Hunyad, Zilah Kulosvar, Zsibo. Institutul Geologic al României SUMARUL GENERAL A L ANUARULUI INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI SUMARUL VOLUMELOR I — XI (i9o7-1925) VOL. I. 1907 G. MURGOCI. Terțiarul din Oltenia cu privire la sare, petrol și ape minerale. Das Terțiar Olteniens mit Riicksicht auf das Vorkommen von Salz, Pe- troleum und Mineralwasser. SAVA ATHANASIU. Contribuțiuni la studiul faunei terțiare de mamifere din România. Beitrăge zur Kenntniss der tertiaren Săugetierfauna Rumaniens. W. TEISSEYRE. Beitrăge zur neogenen Molluskenfauna Rumăniens, mit besonderer Be- riicksichtigung der Erddlgebiete der Subkarpathen. Contribuțiuni la fauna moluscă neogenă a României cu privire specială asupra regiunilor petrolifere din regiunea subcarpatică. R. SEVASTOS. Raporturile tectonice între câmpia, română și regiunea colinelor din Mol- dova. Les relations tectoniques de la plaine roumaine avec la region des collines de la Moldavie. I. SlMIONESCU și D. CĂDERE. Notă preliminară asupra stratelor fosilifere devonice din Dobrogea. Note preliminaire sur les couches devoniennes de Dobrogea. L. EDELEANU și G. GANE. Hidrocarburi extrase din gudroanele acide de petrol. Hydrocarburcs cxtratais des goudrons acides du pătrole. VOL. II. 1908 L. EDELEANU. Das rumănische Erdol. I. SlMIONESCU. Asupra calcarelor sarmatice din Nordul Moldovei.. Sur les calcaires sarmatiques (Myodobory ou Toltry) de Moldavie. R. SEVASTOS. Descrierea geologică a regiunii Codăești și Răducăneni din Moldova de Nord. Description geologique de la răgion Codăești et Răducăneni. G. BOTEZ. Comunicare preliminară asupra Bartonianului din județul Prahova. Comunication preliminaire sur Ie Bartonien du district Prahova. I. POPESCU-VOITEȘTI. Contribuțiuni la studiul geologic și paleontologic al regiunii Musce- lelor dintre râurile Dâmbovița și Olt. Contributions ă l’etude geologique de la region des collines comprise entre la Vallee de la Dambovitza et la Vallee de l’Olt. 25 Anuarul Inst. Geologic al României. Voi. XL. — Institutul Geologic al României IGR, 392 SUMARUL W. TEISSEYRE. Ueber die maeotische, pontische und dacische Stufe in den Subkarpathen der ostlichen Muntenia. Asupra etajelor meotic, pontic și dacic din regiunea subcarpatică a Munte- niei de Răsărit. MAX REINHARD. Cercetări în Munții Făgărașului. Vorlăufiger Bericht aus dem Fogaraser-Gebirge. SAVA AthaNASIU. Contribuțiuni la studiul faunei terțiare de mamifere din România. III. Mastodon Arvernensis. Beitrăge Zur Kenntniss der tertiăren Săugetierfauna Rumăniens. III. Mastodon Arvernensis. L. EDELEANU și G. GANE. Comparația din punct de vedere chimic între petrolul românesc și petrolurile străine. Comparaison entre les pătrolcs roumains et les pătroles ătrangăres. VOL. III. 1909 I. SIMIONESCU. Stratele jurasice dintre Hârșova și Boasgic (Dobrogea). Sur le systăme jurasisque de Hârșova-Boasgic (Dobrogea). TH. NlCOLAU. Asupra minereurilor de mangan dela Șarul Dornei. Ueber die Manganerze von Șarul Dornei im Distrikte Suceava (Nord- Moldau). R. SEVASTOS. Contribuțiuni la studiul Gasteropodelor pleistocene din România. G. MaCOVEI.’ Basenul terțiar dela Bahna. Le Bassin tertiaire de Bahna. MAX REINHARD. Șisturile cristaline din Munții Făgărașului. Die kristallinen Schiefer des Fogaraser-Gebirges in den rumănischen Kar- pathen. I. SIMIONESCU. Asupra cretacicului superior din împrejurimile satului Bașchioi. Note sur le Neocretacăe de environs des Bașchioi (Dobrogea). I. POPESCU-VOITEȘTI. Contributions ă l’ătude stratigraphique du Nummulitique de la dăpresion gătique. (Roumanie occidentale). Contribuțiuni la studiul stratigrafie al Numuliticului depresiunii getice (România apusană). RADU PASCU. Asupra prezenței Pliocenului în Dobrogea. Ueber das Vorkommen des Pliocăn (dacische Stufe) in der Dobrogea. L. EDELEANU, D. G. MaNY, GR. PfEIEER și G. GANE. Studiu asupra lampantelor ob- ținute din principalele țițeiuri românești. Etude sur les lampants obtenus des principaux p^troies bruts roumains. — și G. GANE. Studiu comparativ între țițeiuri de origine diferite. Etude comparative sur les petroles bruts d’origines diffărentes. — și SILVIA DULUGEA. Determinarea viscozității uleiurilor de uns cu visco- simetrul Engler. Determination de la Viscocită des huiles de graissage avec Ie viscosimfetre Engler. L EDELEANU și SILVIA DULUGEA. O metodă de separațiune a hidrocarburilor aroma- tice și a produselor reșinoase din petrolurile brute. Separation des hydrocarbures aromatiques et des produits răsineux du pătrole brut par 1'acide sulfurique. C. TlI. PETRONI. Coeficenții de dilatație a petrolurilor brute din România și a derivatelor lor. Institutul Geologic al României SUMARUL 393 C. TH. 1 ETRONI. Les coefficientes de dilatation des petroles bruts de Roumanie et de leur derives. Studiu comparativ între punctele de inflamabilitate a petrolurilor lampante determinate cu aparatele Abel-Pensky și Granier. Rtude comparative entre Ies points d’inflamabilitd des pdtroles lampants- ddtermincs â l’aide des appareils Abel-Pensky et Granier. V. DUMITRIU. Compozițiunea gazului obținut prin destilațiunea uscată a Lignitului din România. Note prdliminaire sur la composition du Gaz qui resulte de la distillation seche du lignite roumain. VOL. IV. 1910 G. MURGOCI. Zonele naturale de soluri în România. Die Bodenzonen Rumăniens. D. ROTMAN. Comunicare preliminară asupra masivului eruptiv dela Greci. Vorlăufige Mitteilung iiber das Eruptivmassiv von Greci. ST. CANTUNIARI. Notă preliminară asupra Granitului cu Riebeckit și Egirin dela Mun- tele Carol și Piatra Roșie. Vorlăufige Mitteilung iiber den Riebeckit und Aegyringranit des Muntele Carol. RADU PASCU. Cercetări preliminare asupra lacului Techirghiol. Vorlăufiger Bericht iiber den Techirghiolsee. R. SEVASTOS. Geologia regiunii Mogoșești din Nordul Moldovei. Description geologique de la region Mogoșești (N. de la Moldavie). MAX REINHARD. Cercetări în partea orientală a Munților Făgărașului. Geologische Beobachtungen aus dem ostlichen Theil des Fogarasergebirges. Cercetări în regiunile șisturilor cristaline ale Carpaților meridionali și orientali. Bericht iiber die geologischen Aufnahmen im Gebiete der krystalinen- Schiefer der Sud- und Ostkarpathen. I. POPESCU-VOITEȘTL Contribuțiuni la studiul faunei calcarului numulitic dela Albești (Muscel). Contribuțions â l’etude de la faune du Calcaire nummilutique d’Albești (Muscel). I. SlMIONESCU. Jurasicul dela Cârjelar (Dobrogea). Note sur le jurassique de Cârjelar (Dobrogea). D. M. CĂDERE. Notă asupra granitului dela Măcin. Note sur le Granit de Măcin (Dobrogea). AUREL Pană. Cursul inferior al Calmățuiului. £tude morphologique de la vallee inferieure de Calmațui. GR. ANTIPA. Das Ueberschwemmungsgebiet der unteren Donau. G. PAMFIL et G. BAUME. Contributions ă l’etude des gaz des roches. VOL. V. 1911 FR. BARON NOPCSA. Zur Geologie und Petrographie des Vilajets Skutari in Nord-Albanien. L. EDELEANU. La dissociation des produits de distillation du pdtrole. Disociația produselor de distilație a petrolului. 25' Ja Institutul Geologic al României IGR/ 394 SUMARUL SILVIA DULUGEA. L’action pyrogenique sur Ies acides naphtdniques. Acțiunea pirogenică asupra acizilor naftenici. MAX REINHARD. Die granitisch-kornigen Gesteine der transylvanischen Decke (Sud- und Ostkarpathen). Rocele granitice-granulare ale pânzei transilvanice din Carpații de Sud și Est. I. TĂNĂSESCU. Studii preliminare asupra regimului termic în regiunile petrolifere din România. Etudes prdliminaires sur le regime thermique dans Ies rdgions p6troliferes de la Roumanie. — Statistique de la production miniere en Roumanie. R. SEVASTOS. Descrierea geologică a împrejurimilor orașului Iași. Description gtologique des environs de la viile d’Iassy. G. MURGOCI. Cercetări geologice în Dobrogea Nordică. L. MRAZEC et I. POPESCU-VOITEȘTI. Contribution ă la connaissance’des nappes du flysch carpatique en Roumanie. Contribuțiuni la cunoașterea pânzelor flișului carpatic în România. VOL. VI. 1912 ST. N. CANTUNIARI. Masivul eruptiv Muntele Carol-Piatra Roșie (Județul Tulcea). Das Eruptiv-massiv Muntele Carol-Piatra Roșie (Distrikt Tulcea, Dobrogea). N. DÂNĂILĂ. Studiul ligniților românești. Zur Kenntniss der rumanischen Braunkohlen. C. PETRONI. Recherches sur Ies produits obtenus par Ia pyrogenation du petrol brut de Buștenari (Roumanie) et des ses derivds. I. TĂNĂSESCU. Considerațiuni asupra variațiunii de temperatură a petrolului brut în con- ducta Băicoi-Constanța. Considerations sur la variation de temperature du petrole brut dans la con- duite de Baîcoi-Constantza. A. OSTROGOVICH. Etude chimique d’un petrole brut de Hârja, district de Bacău (Mol- davie). I. POPESCU-VOITEȘTI. Date noui asupra prezenței Tortonianului fosilifer în zona flișului Subcarpaților meridionali cu considerațiuni asupra vechimii saliferului în general. Nouvelles donnees sur Ia prdsence du Tortonien fossilifere dans la zone du flysch des Subcarpathes meridionales avec quelques considerations sur l’âge de Ia formations salifere en general. SAVA ATHANASIU. Resturile de mamifere cuartenare dela Mălușteni, în districtul Covurlui. Mammifăres quaternaires de Mălușteni, district de Covurlui, Moldavie. — Resturile de mamifere pliocene superioare dela Tulucești în districtul Co- vurlui. Mammifăres pliocenes de Tulucești, district de Covurlui, preș de Galatz. — Fauna de mamifere cuaternare dela satul Drăghici, distr. Mușcel. Mammiftres quaternaires de Drăghici, district de Muscel. — Gapreolus cfr. Cusanus CROIZET din Jignitele daciane dela Aninoasa, Dâm- bovița. Capreolus cfr. Cusanus CROIZET du Dacien d’Aninoasa, district de Dam- bovitza. SUMARUL 395 SAVA ATHANASIU. Cervus (Elaphus) cfr. Perrieri CROIZET din terasa veche a Dunării dela Frățești lângă Giurgiu. Cervus cfr. Perrier CROIZET de la terasse ancienne du Danube preș de Giurgiu. G. MURGOCI. litudes g&>logiques dans la Dobrogea de Nord. La tectonique de l’aire cimm&'iene. V. DUMITRIU, SILVIA DuLUGEA, G. GANE, C. PETRONI. Analize executate în laboratorul de chimie. VOL. VII. 1913 Dr. Gr. ANTIPA. Wissenschaftliche und wirtschaftliche Probleme des Donaudeltas. Dr. DaVID ROTMAN. Masivul eruptiv dela Greci (jud. Tulcea, Dobrogea). Das Eruptivmassiv von Greci (Distrikt Tulcea, Dobrogea). Dr. DAVID M. PREDA. Geologia regiunii subcarpatice din partea de Sud a districtului Bacău. Geologie de la region subcarpatique de la pârtie meridionale du district de Bacău. V. DlMITRIU, G. GANEA, C. PETRONI, SILVIA DULUGEA. Analize executate în laboratorul de chimie. VOL. VIII. 1914 POPESCU-VOITEȘTI. Pânza conglomeratului de Bucegi în Valea Oltului cu date noui asupra structurii acestei văi în regiunea Carpaților Meridionali. — La nappe du conglomerat des Buccgi dans la Vallec de l’Oltu avec de nou- velles donnees sur la structure de cette vallee dans la rdgion des Carpathes Mdridionales. I-IORIA G. GROZESCU. Geologia regiunii subcarpatice din partea de Nord a districtului Bacău. — Geologie de la region subcarpatique de la pârtie septentrionale du district de Bacău. I. P. lONESCU-ARGETOAIA. Pliocenul din Oltenia. — Le Pliocene de l’Oltenie. — Contribuțiuni la studiul faunei molusce pliocene din Oltenia. Beitrăge zur Kenntniss der pliocănen Molluskenfauna Olteniens. OTTO PROTESCU. Câteva date asupra Paleogenului din regiunea Șotrile-Brebu-Breaza (Jud. Prahova). — Quelque donnees sur le Paleogene de la region Șotrile-Brebu-Breaza (District de Prahova). RADU PASCU. Zăcământul de minereuri dela Altân Tepe-Ciamurli de sus, districtul Tulcea. V. DlMITRIU, C. PETRONI, G. GaNE. Analize executate în laboratorul de Chimie. VOL. IX. 1915—1920 I. TĂNĂSESCU. Condițiunile fizice de acumulare ale hydrocarburelor și normele pentru evaluarea zăcămintelor de petrol. — Les conditions physiques d’accumulation des hydrocarbures et les normes d’dvaluation des gisements de pdtrole. M. DAVID. Cercetări geologice în podișul moldovenesc. — Recherches geologiques dans le plateau Moldave. Institutul Geologic al României 396 SUMARUL OTTO PROTESCU. Contribuțiuni la studiul faunei de foraminifere terțiare din România. Contributions ă l’ătude de la faune des foraminiferes tertiaires de Roumanie. R. SEVASTOS. Limita Sarmatianului, Meotianului și Pontianului între Șiret și Prut. — Depozitele cuaternare din șesul Prutului și al Jijiei. N. L COSMOVICI. Proidotea Haugi, izopod din oligocenul mediu din România. — Proidotea Haugi, isopode de l’Oligocene de Roumanie. I. SlMIONESCU. Fauna vertebrată dela Mălușteni. — Leș vertebrăs fossiles de Malusteni. Moldavie. VOL. X. 1921—1924 D. M. PREDA. Geologia și tectonica părții de Răsărit a județului Prahova. Geologie et tcctonique de la pârtie orientale du district de Prahova. NlCOLAS METTA. Application de l’analyse microchimique des gaz â l’analyse des gaz des roches. D. M. CĂDERE. Rocile eruptive de la Camena, Dobrogea, jud. Tulcea. Studiu geologic, petrografie și chimic. Les roches cruptives de Camena. F. LaUFER. Contribuțiuni la studiul geologic ai împrejurimilor orașului Hațeg. Beitrag zur Kenntniss der Geologie der Umgebung von Hatzeg. D. M. PREDA și I. ATANASIU. Structura geologică a părții superioare a văii Trotusului. La structure gdologique de la pârtie superieure de la valide du Trotush. VOL. XI. 1925—1926 PROF. N. Florov. Degradarea cernoziomului în antestepă. — Ueber die Degradierung des Tschernosioms in den Waldsteppen. Dr. THEODOR SAIDEL. Contributions ă la connaissance des Solutions aqueuses de sol. INGINER Radu PASCU. Zăcămintele de minereuri feromanganiferc din regiunea Broșteni, jud. Neamț. — Mangan-Erzlagerstătten in der Region Broșteni, Bezirk Neamț. SAVA ATANASIU. Elephas planifrons dans le pliocene superieur de Roumanie. Dr. ENCULESCU, Dr. Saidel și EM. PROTOPESCU-PAKE. Privire generală asupra solului din Ardeal, Bucovina și Basarabia. DAVID ROMAN. Studii petrografice în Yemen (Regiunea Hodeida-Saava). — Petrographical studies in Yemen (Arabia) (R&umd). DR. ȘTEFAN I. MATEESCU. Observațiuni geologice și morfologice asupra depresiunii Hue- dinului din Nordvestul Transilvaniei. Observations gdologiques et morfologiques dans Ia depression de Huedin (N-W de la Transylvanie). i . Institutul Geologic al României PUBLICAȚIUNILE INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI 1907 — 1925 A) Anuarul Institutului geologic. Voi. I, 1907—Voi. XI, 1925—1926. B) Dările de seamă ale ședințelor Institutului geologic. Voi. I, 1910—Voi. IX, 1920—1921. Voi. XI, 1923. C) Comptes-Rendus des săances de l’Institut găologique de Roumanie. Voi. I, 1910—Voi. V, 1914- D) Rapoarte asupra activității Institutului geologic pe anii 1909—1915. E) Memoriile Institutului geologic al României Voi. I, 1924. P. ENCULESCU: Zonele de vegetație lemnoasă din România. Les zones de vigătation ligneuse de Rou- manie. F) Studii tehnice și economice: Voi. I. G. N. LEON. Politica minieră în diferitele State și raporturile ci cu politica minieră din România, 1915. Voi. II. I. TĂNĂSESCU. Sistemul de organizare a proprietății miniere și politica minieră în diferitele state, 1916. Voi. III. Zăcămintele de cărbuni din România. Fasc. 1. ERICH JEKELIUS. Cărbunii liasici din împrejurimile Brașovului, 1923. Fasc. 2. ERICH JEKELIUS. Zăcămintele de Lignit din basenul pliocenic din Valea superioară a Oltului (Transilvania), 1924. Fasc. 3. I. ATANASIU. Zăcămintele de Lignit din basinul pliocenic dela Borsec (Transilvania), 1924. Fasc. 4. HORIA GROZESCU. Zăcămintele de Lignit din pliocenul Olteniei, 1925. G) Hărți geologice. Din harta geologică a României 1:50.000 a apărut foaia: Seria XVIII. Col. P. Văleni de Munte. Sub auspiciile Institutului geologic al României s’au publicat: 1. Compte-Rendu du Congres internațional du pdtrole. 3-e Session. București 8 —13 Septemvrie, 1097. Tom. I. Preparatifs et dăbats par sections. Tom. II. Mămoires. 2. Etat de l’Etude et de la Cartographie du sol dans divers pays de l’Europe, Amerique, Africa et Asie. Congres internațional de pădologie. Roma, 1924. Institutul Geologic al României IGR, Institutul Geologic al României Institutul Geologic al României