ANUARUL I N STITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOLUMUL XVII 1932 ANNUAIRE DE L’INSTITUT GEOLOGIQUE DE ROUMANIE TOME XVII 1932 MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI 1936 Institutul Geologic al României Institutul Geological României 01911 ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOLUMUL XVII l932 A ■/ ___ r ANNUAIRE DE LTNSTITUT GEOLOGIQUE DE ROUMANIE TONE XVII 1932 MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI >9.16 Institutul Geological României CUPRINSUL - CONTENU Pagina Page E. JEKELIUS. Der weisse Triaskalk von Brașov................................ t O. KUHN. Die Anthozoen, Hydrozoen, Tabulaten und Bryozoen der Trias von Brașov...................................................................... 109 M. PAUCĂ. 1 e bassin neogene de Beiuș...................................... 133 P. PETRESCU. Etude geochimique des eaux des limans du SE de la Bessarabie 225 E. JEKELIUS. Die Parallelisierung pliozănen Ablagerungen Siidosteuropas . . . 265 N. PETRULIAN. Le gisement aurifere de la Valea lui Stan .......................... 309 — Les minerais de cobalt de la Valea lui Neguleț (Bădeni-Ungureni) 319 M. ILIE. Recherches geologiques dans les Monts du Trăscău et dans le bassin de l’Arieș................................................’...................... 329 R. MAYER- Graz. Bericht iiber morphologische Studien in den Ostkarpathen . 467 D. PREDA. Le probleme des schistes noirs dans les Carpates orientales ... 481 M. STAMATIU. Quelques proprietes physico-mecaniques du sel gemme de Slănic 501 O. PROTESCU. Recherches geologiques et paleontologiques dans la bordure orien- tale des Monts Bucegi............................................................ 527 M. F1LIPESCU. Recherches geologiques entre la vallee du Teleajen et la vallee de la Doftana (district de Prahova).............................................. 545 Institutul Geological României PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI IN ANUL 1932 Membru de onoare: Mathei M. Drăghiceanu, inginer de Mine. Director: Gheorghe Macovei, profesor la Școala Politehnică. Subdirector: David M. Preda, conferențiar universitar. I. SERVICIUL GEOLOGIC Secția de geologie Ștefan Cantuniari, geolog șef cl. I. Otto Protescu, geolog șef cl. III. Erich Jekelius, geolog șef cl. III. Dumitru Ștefănescu, geolog cl. I. Theodor Krâutner, geolog cl. I. Gheorghe Murgeanu, geolog cl. I. Alexandru Codarcea, geolog cl. II. Mircea Savul, geolog cl. III. Miltiade Filipescu, geolog cl. III. Mircea Paucă, geolog cl. III. Mircea Ilie, geolog asistent. Dan Giușcă, geolog asistent. Ștefan Ghika-Budești, geolog asistent. Nicolae Petrulian, geolog asistent. Secția de geologie economică și secția de prospecțiuni Eugen Balasinovici, ing. insp. general cl. I. Toma Petre N. Ghițulescu, ing. ord. cl. I. Iulian Gavăt, ing. ord. cl. I. Mircea Socolescu, inginer ord. cl. II. Sabba S. Ștefănescu, inginer ord. cl. I. xJGR, A Institutul Geologic al României VI PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI IN ANUL 1932 Gheorghe Russo, inginer ord. ci. II. Theodor Bărbat, inginer ord. cl. III. Vasile Lăpușan, conductor tehnic minier. Biroul Cartografic Fredi R. Wahnig, cartograf șef. Anton D. Hagiu, desenator cartograf. Octav Stoian, desenator cartograf. Ion Petrescu, desenator. Pamfil Polonic, desenator. Dumitru Țoiu, litograf. Paul Boltres, fotograf. Biblioteca și Biroul Publicațiilor Maria Constantinescu, bibliotecar. Constantin Olteanu, șef de secție cl. II. II. SERVICIUL AGROGEOLOGIC Teodor Saidel, chimist șef cl. I. Petre Enculescu, geolog șef cl. I. Emanoil Protopopescu-Pache, geolog șef cl. II. Nicolae C. Cernescu, chimist cl. II. Mircea Popovăț, geolog asistent. III. SERVICIUL LABORATORULUI DE CHIMIE Emil Casimir, chimist șef cl. I. ; Eliza L. Zamfirescu, chimist șef cl. III. Petre Petrescu, chimist cl. I. Constantin Creangă, chimist cl. I. Alexandrina Popescu, chimist cl. III. Mihail Dimitriu, chimist cl. III. Victoria Pașca, chimist asistent. IV. SERVICIUL ADMINISTRATIV Secretariat Theodor Gherman, șef de serviciu cl. I. Christache Nastea, șef de secție cl. III. Elena Kish, șef de birou cl. I. Sylvia AlExandrescu, impiegată cl. I. Institutul Geologic al României PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI IN ANUL 1932 VII Intendența Ștefan Popovici. Atelierul mecanic și de tâmplărie Ilie Negulescu, șef mecanic ci. III. Constantin Stan, preparator cl. II. Ștefan Drăghici, ajutor mecanic cl. I. Țopan Ion, laborant cl. II. Atelierul de secțiuni subțiri Petre Sovati, preparator cl. I. Martin Enedi, laborant cl. I. Preparatori și laboranți Dumitru Voicu, preparator cl. I. Constantin Gh. Iliescu, preparator cl. I. Theodor Theodorescu, laborant cl. I. Gheorghe PotOR, laborant cl. II. Ilie Viezure, laborant cl. II. Ion Mareș, laborant cl. II. Nicolae Voinea, laborant cl. II. David Bardaș laborant cl. III. Dumitru Barbonea, laborant cl. III. Alexandru Iordan, laborant cl. III. David Murariu, laborant cl. III. Petre Vecserdi, laborant cl. III. Dumitru Pintilie, laborant cl. II. GEOLOGI COLABORATORI Ion Simionescu, profesor de Paleontologie, Univ. București. Ion. P. Voitești, profesor de Geologie și Paleontologie, Univ. Cluj. I. Atanasiu, profesor de Geologie și Paleontologie, Univ. Iași. Albert Streckeisen, profesor de Mineralogie, Șc. Politehnică, București. Th. Văscăuțanu, asistent, Lab. de Geologie și Paleontologie, Univ. Iași. Nicolae Macarovici, asistent, Lab. de Geologie și Paleontologie, Univ. Iași. Ion Băncilă, asistent, Lab. de Geologie, Univ. București. 4 /A Institutui Geological României ■ iCR VIII PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI IN ANUL 1932 Nicolae Moroșanu, profesor de liceu, Chișinău. Gheorghe Manolescu, asistent, Lab. de Mineralogie, Șc. Politehnică, Buc. Nicolae Gherasi, licențiat în stiinte, București. Nicolae Oncescu, preparator, Lab. de Geologie, Univ. București. Gheorghe Paliuc, preparator, Lab. de Mineralogie, Șc. Politehnică, București. Constantin Olteanu, licențiat în științe, București. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA (Mit einer Karte und 9 Tafeln) VON ERICH JEKELIUS I N H A L T Seite Vorivort........................................................................... 1 I. Die geologischen Verhâltnisse des Schneckenberges bei Brașov................... 3 II. Allgemeiner palaeontologisch-stratigraphischer Teii............................ 9 Das Gestein des Triaskalkriffes von Brașov und seine Zersetzungsrinde 9 Die Zusammensetzung und Entwicklung der Triasfauna von Brașov . 13 Die stratigraphische Stellung des weissen Triaskalkes von Brașov . . 18 Geographische Verbreitung der Fauna vom St. Cassianer Typus in Rumănien........................................................... 18 Die Stellung des Triaskalkes von Brașov zu den Triasbildungen der Siidost-Karpathen.................................................. 29 III. Palaeontologische Beschreibung der Triasfauna von Brașov..................... 39 Dasycladaceae...................................................................... 39 Colospongia dubia.................................................................. 39 Echinodermata...................................................................... 40 Brachiopoda........................................................................ 51 Lamellibranchiata.................................................................. 70 Gastropoda......................................................................... 83 Cephalopoda ...................................................................... 102 Nachtrag ........................................................................ 107 VORWORT Der weisse, mitteltriasische Riffkalk von Brașov bereichert die Trias der Karpathen mit einem ganz neuen, hier bisher unbekannten Glied. Manche der weissen Riffkalke der Karpathen, die bisher allgemein als Tithon galten, werden nunmehr revidiert werden miissen. In einer kurzen vorlăufigen Mitteilung (Buletinul Societății Române de Geologie I. 1932) hatte ich liber die Entdeckung einer Fauna der mittleren Trias im weissen Kalk des Schneckenberges bei Brașov berichtet. Die Bear- beitung der Fauna musste ich auf einen spăteren Termin verschieben. 1 Institutul Geological României 2 ERICH JEKELIUS Nachdem mir durch das Entgegenkommen des Herrn Prof. F. X. Schaffer die Moglichkeit geboten war, die palaeontologische Bearbeitung der Fauna in der Geologisch-palaeontologischen Abteilung des Naturhistorischen Mu- seums in Wien durchzufiihren, kann ich nunmehr die Bearbeitung des Trias- kalkes von Brașov und seiner Fauna geben. Die Bearbeitung der Korallen hatte in liebenswiirdiger Weise Herr Dr. O. Kuhn iibernommen. Seine Ar- beit erscheint gleichzeitig mit der vorliegenden. Ermoglicht wurde diese Arbeit aber in erster Linie durch das Entgegen- kommen der Direktion des Institutul Geologic al României. Institutul Geological României I. DIE GEOLOGISCHEN VERHALTNISSE DES SCHNECKEN- BERGES BEI BRAȘOV Der Schneckenberg bildet die NO-liche Fortsetzung der Tâmpa (Zinne), die mit ihrer Hohe von 961 m den Schneckenberg (713 m) weit iiberragt. Getrennt wird der Schneckenberg von der Tâmpa (Zinne) durch den Sattel der Curmătura (Burghals). Uber die geologischen Verhaltnisse des Schneckenberges ist bisnoch nicht viei geschrieben worden. Wir finden nur verstreute, einzelne Angaben bei Bielz, Meschendorfer, Koch iiber den Liasmergel und den Trachyt der Curmătura. Andererseits wurde der Schneckenberg immer wieder als aus Tithonkalk bestehend angefiihrt. Uber das Vorkommen und die Verbreitung der Lias- und Doggerbildungen des Schneckenberges hatte ich dann kurze Angaben gemacht und ein schematisiertes geologisches Kărtchen des Cri- stian Mare (Schuler) veroffentlicht 1), auf dem auch der Schneckenberg noch darauf war. Den Kalk des Schneckenberges fasste ich damals auch noch als Tithon auf. An dem Aufbau des Schneckenberges sind folgende Formationen be- teiligt: 1. Weisser Kalk der mittlcren Trias. 2. Liasmergel und Sandsteine in Grestener Fazies und Trachyt. 3. Doggersandsteine. 4. Weisser Tithonkalk. 5. Pleistozăner Gehăngelehm. TRIAS Der weisse Kalk des Schneckenberges, dessen mitteltriasische Fauna in vorliegender Arbeit beschrieben wird, wurde friiher als oberjurassisch auf- gefasst. In unmittelbarer nordbstlicher Fortsetzung des oberjurassischen Zin- nenkalkes liegend, bei der fast identischen faziellen Ausbildung mit dem im Gebirge von Brașov weit verbreiteten Tithonkalk war eine andere Deu- tung des Kalkes des Schneckenberges in Ermangelung von palaeontologi- schen Funden gar nicht moglich. Die geringen Unterschiede dieses Kalkes ') JEKELIUS, Die mesozoischen Bildungen des Keresztenyhavas 1913. 1» Institutul Geological României 4 ERICH JEKELIUS in der petrographischen Ausbildung, makroskopisch und auch mikroskopisch, im Vergleich mit dem Tithonkalk wurden friiher iibersehen. Fur einen Zweifel, dass wir es hier vielleicht nicht mit Tithonkalk zu tun hătten, lag damals kein Grund vor. Bohrungen, die die Zementfabrik von Brașov in den letzten Jahren hier durchfiihren liess, um die Măchtigkeit liasischer.Mergel, die auf dem Schnek- kenberg in grdsserer Ausdehnung auftreten, festzustellen, fanden jedoch den weissen Kalk hier im Liegenden des Grestener Lias. Das palaeontologische Material, das ich dann aus der friiher nicht zugănglichen verwitterten Kalk- rinde, die erst durch Abdecken des iiberlagernden pleistozănen Lehrnes durch die Zementfabrik freigelegt worden war, sammeln konnte, brachte eine unerwartete Losung der Frage. Der Kalk stellte sich als mitteltriasi- scher Riffkalk heraus. Er ist in seiner ganzen Masse ungeschichtet und er- reicht eine sichtbare Măchtigkeit von rund 100 m. Das Liegende des Kalkes ist nirgends aufgeschlossen. Uberlagert wird er von liasischen Bildungen. Mit der mikroskopischen Struktur und der chemischen Zusammensetzung des Kalkes beschăftige ich mich in demKapitel: DasGestein des Triaskalk- riffes von Brașov und seine Verwitterungsrinde. LIAS Die oberliasischen gelbbraunen sandigen Mergel von der Curmătură (Burg- hals) sind seit lange bekannt. Ich konnte in diesem Mergel hier folgende Formen feststellen: Belemnites zieteni Wern. » hreviformis VOLTZ var. B. » milleri Phill. » paxillosus Schl. var. A. » sp. div. Coeloceras commune Sow. Meschendorfer x) gibt von hier ausserdem noch: Plicattda spinosa und Rhynchonella tetraedra ? Sow. an. Vor Jahrzehnten wurden hier bei grosseren Grabungen (Wasserleitung etc.) Belemniten in ungeheueren Mengen zu Tage gefordert und von Schulbuben u. a. gesammelt. Dieser Belemnitenfundort hatte seinerzeit lokal eine gewisse Beriihmtheit erlangt. Fast das ganze damals gesammelte Material ist aber wieder verloren gegangen. Bei den gegenwărtig schlechten Aufschliissen ’) MESCHENDORFER, Die Gebirgsartcn des Burzenlandes. Verh. u. Mitt. d. siebenb. Ver. f. Naturto. XI. 1860. MESCHENDORFER, Der geol. Bau der Stadt Kronstadt und ihres Gebietes. In: Bei- trâge zu einer Monographie d. kgl. freien Stadt Kronstadt. 1892. DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 5 lăsst sich hier nicht mehr viei sammeln. Gegen Siiden wird dieser Lias- mergel durch den senkrechten Abbruch des Tithonkalkes der Tâmpa be- grenzt, nach Norden entspricht seine Grenze gegen denTriaskalk des Schnek- kenberges auch einer Bruchlinie. Der Boden der kleinen Gărten und Hofe, die sich hier im Sattel zwischen Schneckenberg und Tâmpa dicht drăngen, wird aus diesem sandigen Mergel und seinem Verwitterungsprodukt gebildet. Uber den Sattel streicht ein schmaler Trachytgang, den Liasmergeln eingelagert. Es ist derselbe Trachyt, der auch im Tal von B a ci u ') dem Grestener Lias eingelagert vorkommt. Im Nordosten legen sich uber den Triaskalk Liasbildungen. Der feuer- feste Ton, der bei Cristian zwischen den dortigen Triasschichten und dem unteren Lias vorkommt, wurde auch hier in dem nach Nordwesten abfallenden Tal auf dem Abhang des Schneckenberges im Hangenden des weissen Triaskalkes vor bald hundert Jahren in zahlreichen oberflâchlichen Gruben gewonnen und als Tbpferton verwendet (« Kronstădter Porzellan »). Im gleichen Gebiet wurden bei Grundaushebungen gelegentlich des Baues der Villa Schmutzler die Grestener Liasschichten mit Kohlenschmitzen frei- gelegt. Auf dem Sudosthange des Schneckenberges, im Gebiet der hier mulden- formig den Triaskalk iiberlagernden Liasbildungen, hat die Zementfabrik in einer ganzen Anzahl Bohrungen das Profil der Liasschichten aufgeschlossen. Es sind iiberwiegend graue Mergel, sandige Mergel, Sandsteine, an der Basis dunkele Schiefer mit Kohlenschmitzen. Darunter folgt der weisse Triaskalk. Die Bildungen des Lias erscheinen hier sehr stark reduziert, ohne Kontinuitat in der stratigraphischen Schichtenfolge, wie sie bei Cristian so schbn festgestellt werden konnte. Die reduzierte und diskontinuierliche Ablagerung des Grestener Lias auf dem Schneckenberg ist jedenfalls darauf zuriickzu- fiihren, dass wir hier zur Zeit des Lias ausgesprochenes Strandgebiet hatten mit hăufigem Wechsel zwischen Meeresbedeckung und Trockenlegung, Se- dimentation und Erosion. DOGGER Feuerfester heller Quarzsandstein des unteren Dogger, Sandstein des mitt- leren Dogger, sowie Jaspise des oberen Dogger sind anstehend nicht auf- geschlossen. Als Gerblle im Verwitterungsboden finden sie sich aber ent- lang der Grenzen Tithon-Lias als Anzeichen dafiir, dass sie im Liegen- den des Tithonkalkes auch hier vorhanden sind, entlang der Bruchlinien aber nur in kleinen Schollen hăngen blieben. *) M. BlELZ, Uber den Trachytporfir von Bacsfalu bei Kronstadt. Blătter filr Geist, Gemilt und Vaterlandskunde. Brașov, 1847. A. KOCH, A brassoi hegyseg foldtani szerkezeterbl es talajviz viszonyairol. Brt. a termeszett. korebâl. XVII. 3. 1887, p. 16—18. Institutul Geological României 6 ERICH JEKELIUS T I T H O N Der weisse Kalk, der in grosser Măchtigkeit die Tâmpa aufbaut, war durch Rhynchonella lacunosa J) einwandfrei als Tithonkalk bestiinmt. Auch die petrographische Ubereinstimmung dieses Kalkes mit den iibrigen teils strati- graphisch, teils auch palaeontologisch absolut sicher als Tithon erwiesenen grossen Kalkmassiven ist eine vollkommene. Dem Triaskalk des Schneckenberges sind nach Nordosten zwei weisse Kalkklippen vorgelagert, deren Kalk mit dem Tithonkalk ubereinstimmt. Ausserdem wurden in dem Kalk des grossen Steinbruches der Zementfabrik, nordostlich an das Fossilvorkommen im Triaskalk unmittelbar anstossend, zahlreiche Exemplare von Diceras, Nerinea, Itieria, Formen aus der Gruppe der Ptygmatis bruntnitana, etc. gefunden, von denen ich einiges Material durch Herrn Ing. H. Albert, dem technischen Leiter der Zementfabrik, der diese Versteinerungen aus dem Tithonkalk mit besonderem Interesse sammelte, erhielt. Der Tithonkalk sieht auch makroskopisch schon dichter aus als der aus- gesprochen kristalline Triaskalk. Im Diinnschliff haben wir gewohnlich gros- sere fast dicht wirkende Flăchen, deren kryptokristalline Struktur erst bei stărkerer Vergrosserung aufgelost werden kann. Sie werden von scharf be- grenzten hellen, grobkornigen Calcitadern, die stellenweise zu grbsseren Ausfullungen anschwellen, und von kristallinen, scharf begrenzten calciti- schen Fossilschalen durchschnitten. Ausserdem zeigt fast jeder Diinnschliff Oolithbildung. Die Unterschiede gegen den Triaskalk sind bei typischer Ausbildung sehr charakteristisch. In manchen Dunnschliffen sind allerdings die Unterschiede weniger scharf fassbar. Auch der Tithonkalk kann stellen- weise stărker kristallin werden. In solchen Făllen ist die Diagnose auf Grund eines Diinnschliffes oft schwieriger und wir werden eine ganze Reihe von Dunnschliffen aus verschiedenen Teilen des Kalkmassives brauchen, um in Ermangelung von Fossilien oder anderer sicherer Anhaltspunkte entscheiden zu konnen, ob wir es mit Tithonkalk oder Triaskalk zu tun haben. Oft wird das makroskopische Aussehen der Kalke sicherere Schliisse zu ziehen gestatten als Diinnschliffe. Der Tithonkalk des Schneckenberges bildet zwei grossere Klippen, die gegen die Lias- und Doggerbildungen durch steile Briiche begrenzt werden. PLEISTOZĂN Vor aliem auf der sudostlichen Lehne des Schneckenberges, der Curmă- tura (Burghals) und der Tâmpa (Zinne) sind in grosser Ausdehnung plei- x) JEKELIUS, Die mesozoischen Faunen der Berge von Brassd. VIII. Jahrhuch d. kgl. ung. Geol. A. XXIV. MESCHENDORFER (1892) erwăhnt auch Ter. biplicata SOW, von der Zinne. Institutul Geological României Xjgr/ DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 7 stozăne rotbraune Gehăngelehme entwickelt, die gegen das Racadăutal zu grosser Măchtigkeit anschwellen. Bohrungen der Zementfabrik haben hier Măchtigkeiten von uber 30 m festgestellt. Einesteil.s die Ablagerung dieses Lehines auf steilem Gehănge uber tonig- mergelige Liasbildungen, anderenteils das Ausheben von grossen Lehm- gruben am Fusse des Abhanges und die gleichzeitige Uberlastung des Ge- hăngelehms und der Liasmergel weiter oberhalb auf dem Hang durch den Bau zahlreicher Hăuser fiihrte zur Entstehung von Rutschungen, die infolge der weiter fortschreitenden Durchfeuchtung des Untergrundes entlang der entstandenen Risse grbssere Dimensionen anzunehmen drohen. T E K T O N I K Uber die lokale Tektonik dieses kleinen Gebietes lasst sich nicht viei aussagen. Weder im Triaskalk noch im Tithonkalk lasst sich Schichtung feststellen. Die Lias- und Doggerbildungen aber sind nicht so aufgeschlossen, dass uber deren Lagerung sichere Anhaltspunkte gewonnen werden kbnnten. Was wir feststellen kbnnen, ist eine ausgesprochene Bruchtektonik. Alle Grenzen bis auf die zwischen dem Triaskalk und Lias im Nordosten des Triaskalkes entsprechen steilen Bruchlinien. Selbst im letzteren Fall ist es nicht ausgeschlossen, dass eine wenn auch schwăchere Bruchstufe vorliegt. Die Verwerfung zwischen Tithonkalk und Lias westlich vom Steinbruch der Zementfabrik fălit steil unter den Tithonkalk ein. DIE BOHRUNGEN DER ZEMENTFABRIK Um die Măchtigkeiten und die chemische Zusammensetzung der Lias- mergel und Liastone hier zu kontrollieren, liess die Zementfabrik eine Anzahl Bohrungen durchfuhren. Die Bohrpunkte sind auf beiliegender Karte ver- zeichnet. Die Bohrung Nr. 100 hat zuerst 8 m Schotter durchfahren und darunter 1 m Lelnn uber dem Triaskalk. Diese oberen Schotterablagerungen ziehen sich von hier nach Osten unter der siidlichen Hălfte der Zementfabriksge- băude durch, deren Untergrund bildend. Ein Brunnen bei der Trambahn- station der Zementfabrik hat diese Schotter schon in einer Măchtigkeit von ca 30 m erschlossen. Die Bohrungen Nr. 101—103 auf dem Hang gegen die Curmătura haben den pleistozănen Lehm aus dem Liegenden der Schotter in grosser Măchtig- keit aufgeschlossen uber feuerfestem Sandstein (unterer Dogger), bezw. uber unterliasischem Ton. Die Bohrungen Nr. 104 und 105 fanden im Liegenden der Liasbildungen weissen Triaskalk. Institutul Geological României 8 ERICH JEKELIUS B. 100. 0—8 m Schotter 8—9 m Lchm 9 m — Weisser Triaskalk B. 101. 0,—29,5 m Lehm 29,5 m — Feucrfester Sandstein (unterer Dogger) B. 102. 0—20,5 m Lehm 20,5 m— Feuerfestcr Sandstein (untcier Dogger) B. 103. 0—39 m Lehm 39 m — Dunkelgrauer Ton mit Kohlc (unterer Lias) B. 104. 0—5,8m ' Liasmergel 5,8—9,75 m Tonschiefer dunkel mit Pyrit 9,75 m — Weisser Kalk (Trias) B. 105. 0—1,25 m Lehm 1,25—14,40 m Liasmergel 14,40—17,60 m Tonsehiefer 17,60—19,45 m Ton-Kalkgemisch 19,45 m — Weisser Kalk (Trias) B. 106. 0—47,8 m Liasmergel. Die Bohrung Nr. 107 wurde bis in eine Tiefe von 10 in, bis etwas unter das Talniveau abgeteuft stets im Liasmergel, die Bohrung Nr. 108 bis in eine Tiefe von 60,3 m (ca 30 m unter das Talniveau) ebenfalls stets im Liasmergel. Die Bohrung Nr. 109 erreichte gegenwartig (7.IV.1934) eine Tiefe von 34 m, bohrte somit ebenfalls schon unter dem Talniveau und war die ganze Strecke iiber in Liasmergel geblieben. Wenn wir nun in Betracht ziehen, dass die Tithonkalkklippe im-Steinbruch der Zementfabrik bis ins Talniveau abgebaut wurde und dass der Abbau bereits nahe bis an den Rând gegen die Liasmergel zu vorgeschritten ist, muss die Grenze der Tithonkalkklippe gegen den Liasmergel durch annăhernd senkrecht abfallende Verwerfungen gebildet werden. In der NE-Ecke des Steinbruches ist sie auch aufgeschlossen senkrecht abfallend. Die Lias-Tithongrenze westlich von der SW-Ecke des Steinbruches dagegen fălit steil unter den Tithonkalk ein. nstitutul Geologic al României II. ALLGEMEINER PALAEONTOLOGISCH - STRATIGRA- PHISCHER TEIL DAS GESTEIN DES TRIASKALKRIFFES VON BRAȘOV UND SEINE ZERSETZUNGSRINDE Der Triaskalk von Brașov ist nicht geschichtet, sondern kompakt. Auf frischem Bruch ist er weiss, gewbhnlich mit einem leichten Stich ins Graue bis hellgrau. Infolge seiner ausgesprochenen Kristallinitat hat er schwachen Fettglanz und erweckt den Anschein, als ob er etwas durchscheinend wăre, im Gegensatz zu dem weissen Tithonkalk, dessen Oberflăche stumpf und voll- kommen dicht wirkt. Die den Athmosphărilien ausgesetzte Oberflăche des Triaskalkes ist durch Flechten etc. dunkler grâu gefărbt. Wo die Zersetzung des Kalkes unter Lehmbedeckung vor sich ging, blieb eine durch die Zerset- zung aufgelockerte obere Rinde erhalten und stellt eine bis mehrere Zenti- meter dicke, schneeweisse, schwammig porbse Rinde iiber dem kompakten Kalk dar, deren Masse bis auf den grossten Teii der Versțeinerungen, die in ihr stecken, und auf die Calcitadern, die den Kalk durchsetzen, zwischen den Fingern leicht zu feinem, weissem Mehl zerrieben werden kann. Die Entstehung dieser Verwitterungsrinde, die Auflbsung des Kalkes unter der Lehmbedeckung, wobei die Fossilien als gegen chemische Auflb- sung widerstandsfăhiger zuriickbleiben und sich anreichern, gleicht in ge- wissem Sinne dem, was W epfer t) als Auslaugungsdiagenese bei gewissen Kalken beschreibt. Als Ursache der geringeren Lbslichkeit des die Fossilien zusammensetzen- den Kalkes2) kbnnte an einen Unterschied in der chemischen Zusammen- setzung gedacht werden, vor aliem an verschiedenen Magnesiumgehalt. Der Triaskalk von Brașov ist chemisch fast reines CaCO3. Nach Analysen, die im Chemischen Laboratorium des Institutul Geologic von V. Pașca *) WEPFER, Auslaugungsdiagenese. Neue Jahrbuch f. Mineralogie. Beilage, Bd. LIV. Abt. B. 1926, p. 23, 41. '-) Nach A. KELLY solite das CaCO3 der Kalkschalen der Organismen in der Form des C o n c h i t eine von C a 1 c i t und A r a g o n i t verschiedene hărtere und wider- standsfăhigere Form des Calciumcarbonates darstellen. Untersuchungen BRAUNS, VATERS und BUTSCHLIS haben jedoch ergeben, dass eine solche Abart nicht existiere, dass es sich vielmehr um A r a g o n i t handle. (LINCK, Uber die Bildung d. Carbonate, in DOELTER, Handbuch d. Mineralchemie, I, p. 113). Institutul Geological României IO ERICH JEKELIUS durchgefiihrt wurden, hat der weisse Triaskalk von Brașov einen durch- schnittlichen MgO-Gehalt von nur 0,38%. Von 250 gr des Triaskalkes, die ich in Salzsăure aufloste, bliebals kbrniger Riickstand nur ein minimaler Rest — insgesamt bloss 0,008 gr — von feinen iiberwiegend gerundeten, selten eckigen Quarzkornchen. Die im chemischen Laboratorium der agrogeologischen Abteilung des Geologischen Institutes in București unter Leitung des Herrn Protopopescu- Pake von Herrn O. Alexandrescu durchgefuhrten Analysen des Kalkes und einer Reihe herausgewitterter Fossilreste aus dem Kalk ergaben folgende Werte: N u m m e r Analysierte P r 0 b e n in HC1 nicht losliche Teile (Fe, AI, SiO2 etc.) % in HC1 losliche Teile CO3Ca % CO3Mg °/ /o Rest bis 100 Alkalien und nicht bestimmte Substanzen 1 Frischcr, kompaktcr Triaskalk . o>23 99.25 0,27 0,25 2 Zerreiblicher Verwitterungsriick- stand 0,67 98.75 0,37 0,21 3 Lamellibranchiaten- und Gastro- podenbruchstiicke (aus dem Triaskalk herausgewittert) . . 1,19 97,75 0,30 0,76 4 Aus dem Triaskalk herausgewit- terte Colospongia dubia . . . 2,00 97,75 0,21 0,04 5 Aus dem Triaskalk herausgewit- terte Cidarisradiole °>45 99,25 0,23 0,07 6 Aus dem Triaskalk herausgewit- tertes Crinoidenstielglied . . 0,20 99,5° 0,24 0,06 Herr Protopopescu-Pake schreibt dazu: Das Magnesiumcarbonat zeigt eine sehr geringe Anreicherung im zerreib- lichen Verwitterungsriickstand (Nr. 2) und in den Lamellibranchiaten- und Gastropodenbruchstiicken (Nr. 3). Die Ursache des grosseren Wider- standes gegen die Verwitterung bei den Fossilschalen kann jedenfalls nicht diesem geringen Magnesiumgehalt zugeschrieben werden. Die Gesamtsumme der nicht bestimmten Substanzen (Alkalien, etc.) der in HC1 loslichen Teile ist am grossten in den Lamellibranchiaten- und Gastropodenbruchstiicken und ist ganz unbedeutend bei Colospongia, Ci- daris und dem Crinoidenstielglied. Die relativ hohen Werte der in HC1 nicht loslichen Teile fur die Lamelli- branchiaten- und Gastropodenbruchstiicke, vor aliem aber bei Colospongia ist darauf zuriickzufuhren, dass von dem den Kalk iiberlagernden Lehm geringe Mengen auf den Schalen, besonders aber in den Poren der Colospongia haften blieben. * * $ Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 11 Aus diesen Analysen ergibt sich somit, dass ein chemischer Unterschied fur die schwerere Loslichkeit des Kalkes der Fossilien in unserem Falie nicht verantwortlich gemacht werden kann. In der Literatur finden wir nur ganz allgemeine Andeutungen liber even- tuell mogliche Ursachen grosserer oder geringerer Loslichkeit verschiedener Kalke (dass sie zum Teii aus schwerer loslichen Stoffen bestehen, dass sie manchmal auch durch ein diinnes Hăutchen organischen Ursprungs geschiitzt werden, dass sie meist ein grosseres Kristallkorn hătten), exakte Angaben uber spezielle Untersuchungen diesbeziiglich fehlen 1). Im Dunnschliff unter dem Mikroskop zeigt der Triaskalk von Brașov eine hellere, durch und durch kristallisierte Grundmasse, die von einem bald dichteren, bald lockereren Netz dunklerer, kleinerer und grosserer Flecken von ganz unregelmăssigem Umriss durchsetzt wird. Diese dunkleren Flecken erwecken oft den Eindruck, als ob sie den ausgefullten Poren eines schwammigen Korpers entsprăchen, zum Teii riihren sie aber wohl auch von organogenem Kalksand her. Bei schwacher Vergrosserung sehen sie dicht aus, erweisen sich bei stărkerer Vergrosserung aber als mikrokristallin. Oft begleiten diffus dunkler pigmentierte Zonen grossere, helle Kristallkomplexe, die von Kalkskeletten oder Kalkschalen irgendwelcher Organismen her- riihren, aber zu unscharfe, zu undeutliche Konturen zeigen, um mit Sicherheit erkannt werden zu konnen. Und zwar bestehen die Partieen, die als Schnitte durch Kalkschalen oder Kalkskelette von Organismen angesehen werden konnen, durchwegs aus grober kristallinem, hellerem Calcit und werden allseitig von mikrokristallinem dunklerem Calcit begrenzt, wobei beim Trias- kalk von Brașov scharfe, klare Grenzlinien fehlen. Diinnschliffe durch den Tithonkalk zeigen viei deutlicher, dass die hellen grobkristallinen Kalkskelette bezw. Kalkschalen der Organismen von einer schmalen Zone dunkelpigmentierten Kalkes umgeben werden. So z. B. die Lăngsschnitte durch Gastropodenschalen, die nach aussen von so einer dun- keln Haut umgeben erscheinen, ebenso innen zwischen Schale und dem von hellem Calcit ausgefullten Lumen der Windungen. Ăhnliches beschreibt Leuchs 2) aus dem Hauptdolomit der Lechtaler Alpen. Das Gestein ist kristallisiert, um die Foraminiferenreste legt sich ein diinnes Hăutchen von dunklerem, wahrscheinlich bituminosem Material, das ebenfalls kristallinisch ist, aber aus noch kleineren Einzelteilen besteht. Beim Triaskalk von Brașov sahen wir, dass diese dunklere Pigmentierung nicht in Form eines scharf begrenzten Hăutchens auftritt, sondern diffus verteilt ist auf eine Zone, die die Fossilreste umgibt. Daher ist es auch nicht B WAGNER, Stylolithen und Drucksuturen. Geol. u. Pal. Abhandlungen N. F. XI, p. 25. WEPFER, 1. c., p. 74. 2) LEUCHS, Beitrăge zur Lithogenesis kalkalpiner Sedimente. Neues Jahrbuch f. Mine- ralogie, LIX. Beilage Bd. Abt. B, 1928, p. 422. A Institutul Geological României IGR/ 12 ERICH JEKELIUS wahrscheinlich, dass diese dunklere Pigmentierung von eventuell organi- schem Ursprung die Rolle eines Schutzes gegen Auflosung durch CO -hâl- tiges Wasser hier gespielt hat, wie dies in anderen Făllen oft vielleicht mit Recht angenommen wurde x). Da in der Zersetzungsrinde des Triaskalkes in erster Linie die Calcit- a d e r n, die Cidarisradiolen und Crinoidenstielglie- d e r vollstăndig intakt, unzersetzt geblieben sind, diese aber aus grob kri- stallisiertem, hellem Calcit, die Cidarisradiolen und Crinoidenstielglieder sogar aus grossen einzelnen Kristallindividuen bestehen, liegt, nachdem ein chemischer Unterschied nicht nachgewiesen werden kann, nachdem ferner auch organisches Material in Form einer Schutzhaut nicht erhalten zu sein scheint, die Annahme nahe, dass ihre schwerere Loslichkeit im Vergleich zur mikrokristallinen, dunkleren Grundmasse durch ihre grobkristalline Struktur bedingt wird. So finden wir auch die Schalen der Brachiopoden und Mollusken, die zwar viei grober kristallisiert sind als die mikrokristallinen Partieen, aber leinkdrniger bleiben als die Cidarisradiolen und Crinoidenstielglieder, in der Zersetzungsrinde des Triaskalkes zum Teii auch schon von der Zersetzung angegriffen und zwar jedenfalls je nach Intensităt und Dauer der Einwirkung in ganz verschiedenen Stadien: von ganz zersetzten, zu feinem Mehl zerreib- lichen Schalen bis zu solchen aus ganz frischem hartem Kalk finden wir alle Ubergănge. Ja diese Unterschiede finden wir oft an ein und demselben Individuum, wie ich z. B. an einem Exemplar der Laubclla delicata schmerzlich erfahren musste, desseir Miindung in frischem Zustand ideal schon erhalten war, trotz sorgfaltigster Verpackung in Watte und Glasphiole aber auf dem Wege bis nach Hause vollkommen zu Staub zerfiel, wăhrend der iibrige Teii des Gehăuses gut erhalten blieb und aus festem Kalk besteht. Somit bleiben nur die grossen Unterschiede in der kristallinen Struktur der verschiedenen Kalkpartien, die in unserem Fall die verschiedene Lbslich- keit bedingen mussen. Nach Butschli sollen Kalkskelette und Kalkschalen rezenter Orga- nismen mit erheblichen Mengen von Magnesiumcarbonat meist Calcit, die an Magnesiumcarbonat armen meist Aragonit sein. In nachfolgender Tabelle sind Butschli’s Angaben zusammengefasst. Beim Fossilisierungsprozess lagert sich auch der Aragonit in die stabile Modifikation des kohlensauren Kalkes, in Calcit um. Bei dieser Umlagerung geht meist alle Struktur verloren, wie z. B. bei den Riffkorallen. Bezuglich des weissen Triaskalkes von Brașov konnen wir somit die Ergebnisșe dbiger Uberlegungen folgendermassen kurz zusammenfassen. ’) Wepfer, 1. c., p. 29. Wagner, 1. C., p. 25. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 13 Gehalt an Magnesiumcarbonat Kalkalgen Protozoen Spongien Coelenteraten Anthozoen Echinodermen Vermes Mollusken 0 — 16,90% (meist hoch) 0 — 12,52% (selten hoch) 6,84% (eine Bestimmung) 0 — 0,97% 0 — 9,38% (.nur bei Octokorallen hoch) 0 — 9>36% 0 — ">64% (Brachiopoden bis 3,4%) 0 — 1,00% (nur bei Argonauta argo 5,08%) zum grossten Teii Calcit meist Calcit Calcit Aragonit Aragonit (nur die Octo- korallen Calcit) Calcit Calcit Aragonit (Argonauta argo Calcit) Die mikrokristalline Grundmasse entstand aus feinkornigem organogenem Kalkschlamm, der teils schon urspriinglich aus Calcit bestand, teils aber aus Aragonit, der aber infolge der leichten Lbslichkeit feinkorniger Massen gleich in die stabile Form des Calcites mit feinem Korn umkristallisierte. Die grbs- seren organischen Kalkskelette und Schalen der Coelenteraten und Mollusken wurden noch als Aragonit in diese feinkdrnige Calcitmasse eingeschlossen und kristallisierten nachtrăglich als leichter loslich im Vergleich mit dem Calcit der kleinkbrnigen Grundmasse zu grobkornigem Calcit um. Die Schalen der Kalkalgen, Spongien, Echinodermen bestanden schon urspriinglich aus Calcit. Als Resultat ergeben sich grobkristalline Calcitschalen und -skeletteile eingebettet in eine feinkdrnige Calcitmasse. Wenn die Oberflăche solcher Kalke der Einwirkung CO2-hăltigen Wassers oder verdunnter Humussăuren ausgesetzt wird, wird die feinkdrnige Grund- masse als leichter loslich schneller und stărker angegriffen und die Quer- schnitte durch die Versteinerungen, deren Schalen aus grober kristallinem Calcit bestehen, bei denen daher der Lbsungsprozess langsamer vor sich geht, erscheinen in Relief. Bei der Zersetzung des Triaskalkes von Brașov spielte die iiberlagernde pleistozăne Lehmdecke einerseits die Rolle eines Schutzes gegen vollstăndige Zerstbrung und Abrasion der aufgelockerten Masse, andererseits bewirkte sie durch Zuriickhalten der Bodenfeuchtigkeit eine viei lănger andauernde und daher tiefer wirkende Ibsende Tătigkeit der CO2- und humussăurehăltigen Wăsser. DIE ZUSAMMENSETZUNG UND ENTWICKLUNG DER TRIASFAUNA VON BRAȘOV Die im Triaskalk von Brașov gefundene Faunengesellschaft, sowie das vollkommen isolierte Auftreten des ungeschichteten Kalkmassivs sprechen 14 ERICH JEKELIUS ganz eindeutig dafiir, dass wir hier ein fossiles Korallenriff vor uns haben. Die Lebensbedingungen, die Milieuverhăltnisse auf fossilen und rezenten Korallenriffen sind im allgemeinen bekannt und oft dargestellt worden. Alle Beobachtungen an unserem Kalk und seiner Fauna ordnen sich in dies ge- schlossene Bild schon ein. Wenn ich zur Charakterisierung dessen im folgenden die Entwicklungsbe- dingungen eines Korallenriffes und die Lebensbedingungen auf ihm ganz kurz schildere, folge ich in der Hauptsache der Darstellung bei Walther x) und verweise im iibrigen auf die neuere Bearbeitung bei Pia 2) und dessen Literaturangaben. Wăhrend zoogene und phytogene Kalke, Anhăufungen von Kalksand etc. als ebene Schichten in weiter horizontaler Ausdehnung oft auch in kălteren Meeren zwischen klastischen Sedimenten zur Ablagerung gelangen, sind die Korallenriffe auf die tropischen Meere beschrănkt und fiigen sich als s t e i 1 b o s c h i g e Kalklinsen klastischen, heteropischen Sedimenten ein. Und zwar sind es die an eine Minimaltemperatur von 200 C gebundenen Riffkorallen der tropischen Meeren, die mit ihren ăstigen, viel- verzweigten Stocken in die Hbhe wachsen und in ihrem liickenreichen Ge- fiige einen grossen Teii des zoogenen und phytogenen Kalksandes fangen und verhinderen, dass der gesamte Kalksand und Kalkschlamm wie im Ge- biete kâlterer Meere durch die stăndige Wasserbewegung in ebene Schichten von weiter horizontaler Ausdehnung ausgebreitet werde. Das Hauptentfaltungsgebiet der Riffkorallen liegt in einer Tiefe von 3—io m. Ein Korallenriff kann daher nur in den oberen Wasserschichten wachsen und Korallenriffe, die eine grossere Măchtigkeit als 50 m aufweisen, konnten sich nur in Gebieten entwickeln, in denen sich der Abstand zwischen Meeresboden und Meeresoberflăche vergrosserte. «Das Lebenselement des Korallenstockes ist die bewegte Flachsee » und wir konnen mit Walther die Korallenriffe als «tropische Kalkfazies der Flachsee » bezeichnen. « Die Fauna der Korallenriffe, die korallophile Tierwelt ist eine der reich- sten bionomischen Genossenschaften » (1. c., p. 915). « Wenn man aber glaubte, dass die reiche korallophile Fauna der lebenden Riffe auch in den Ablage- rungen eines fossilen Riffes zu finden sei, so irrt man gewaltig. Wir wollen einmal ganz absehen von den Veranderungen, die das Riffgestein durch nachtrăgliche Diagenese erleidet, Veranderungen, die oftmals alle organi- schen Spuren vollkommen vernichten. Schon bei dem blossen Absterben eines Riffes beobachten wir nicht nur ein Unkenntlichwerden vieler Korallen, sondern nicht minder eine Zerstorung der korallophilen Fauna. Der weisse grobkbrnige Kalksand besteht ja nur aus zerstorten Seeigelkronen, zerbroche- *) WALTHER, Einleitung in die Geologie als historische Wissenschaft. 1893/1894. 2) PIA, Die rezenten Kalksteine. 1933, p. 252—290. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 15 nen Muschelschalen, zerriebenen Schneckengehăusen, zerfallenen Seesternen, zertrummerten Korallen, kurzum aus den unkenntlich gewordenen Resten einer friiher formenreichen Fauna » (1. c., p. 926). Beim Fossilwerden eines Korallenriffes ăndert sich infolge diagenetischer Vorgănge das Zahlenverhăltnis der einzelnen Formen oft vollstăndig. Formen, die auf dem lebenden Riff vorherrschen, werden oft bis auf undeutliche, unbestimmbare Reste zerstort, wăhrend andererseits Formen, die auf dem lebenden Riff vollkommen zuriicktreten, im fossilen Riff infolge guter Erhal- tung auf einmal als sehr hăufig erscheinen konnen. Infolgedessen uberwiegen auf den fossilen Riffen ălterer Formationen oft viele Geschlechter, die zum Riffbilden und Sandfangen wenig geeignet erscheinen (1. c., p. 913). * * * Der Fundort, an dem ich die hier bearbeitete Fauna sammelte, ist răumlich sehr beschrănkt. In einer Flăchenausdehnung von kaum 500 m2 wurde die pleistozăne Lehmdecke des Triaskalkes abgedeckt und dadurch die durch die Lehmdecke vor dervollkommenenZerstdrunggeschutzte obere Zersetzungs- rinde des Kalkes freigelegt. Die Fauna kann aber nur aus dieser Zersetzungs- rinde prăpariert und gesammelt werden. Wir kennen daher nur die Fauna dieses kleinen Teiles des triasischen Kalkriffes des Schneckenberges. In der ganzen iibrigen Ausdehnung (rund 800 m X 300 m bei einer sichtbaren Măch- tigkeit von rund 100 m) des ehemaligen Kalkriffes zeigt die glattgewaschene Oberflăche des Kalkes sozusagen keine bestimmbaren Versteinerungsspuren. Nur nach sehr griindlichem Absuchen konnte ich auch in der Gipfelregion auf angewitterten Flăchen Spuren von Colospongia und Korallen finden. Da aber in Korallenriffen die Fazies und die Faunenzusammensetzung oft auf geringe Entfernung schon sehr stark wechselt, kann das hier gebotene Faunenbild nur einen kleinen Ausschnitt aus dem friiheren Leben auf diesem Korallenriffe bieten. Die Hauptmasse der eigentlichen Riffkorallen, die wohl den grossten Teii dieses Kalkriffes aufbauten, kann nicht mehr nachgewiesen werden. Die Kalkalgen, die in ăhnlichen Faunengesellschaften der alpinen Korallenriffe in grossen Massen aufzutreten pflegen, haben bisnoch nur geringfiigige Spuren geliefert. Von Foraminiferen ist keine Spur erhalten geblieben, ebensowenig von Rbhrenwurmern, Krebsen, Fischen etc., ganz abgesehen von der ungeheueren Zahl all der Formen, die keine versteine- rungsfăhigen Hartteile besassen. Alle diese nehmen aber an der Zusammen- setzung des Faunenbildes eines rezenten Korallenriffes hervorragend An teii. * * * Bei năherer Untersuchung des Fossilvorkommens an Ort und Stelle und beim Einsammeln der Fauna kann ein absolutes Uberwiegen der Spongien, Korallen, Echinodermen und Brachiopoden festgestellt werden, wăhrend die . 'A Institutul Geologic al României X igr7 l6 ERICH JEKELIUS anderen Formen stark zuriicktreten und nur vereinzelt gefunden werden. In der weiter unten gegebenen Tabelle verschiebt sich das Hăufigkeitsver- hăltnis zugunsten der selteneren Formen, da ich von diesen beim Einsammeln alles mitnahm, was ich finden konnte, wăhrend ich von den in riesigen Mengen vorkommenden Colospongia dubia, Korallen, Cidaris dorsata, Cidaris trigona einen grossen Teii liegen liess. Die Korallen, Spongien, Echinodermen und Brachiopoden machen zu- sammen in Wirklichkeit sicher rund 95% der Gesamtfauna aus, obwohl es sich bei der fur die Echinodermen angegebenen Zahl nicht um ganze Indi- viduen, sondern meistens um zahlreiche Einzelteile (Stacheln, Stielglieder, etc.) einer geringeren Anzahl von Individuen handelt. Stiickzahl % der Ge- samtfauna Anzahl der Arten % der Ge- samtzahl der Arten Spongien 218 9% 9 4.2% Korallen u. Bryozoen. . . . 35° 14,4% 25 u>6% Echinodermen 979 4°>4% 3i 14,4% Brachiopoden 618 25,5% 48 22,3% Lamellibranchiaten 40 1,6% 29 13.5% Gastropoden 170 7% 61 28,4% Ammoniten 52 3% 12 5,6% 2.419 — 215 — Auffallend ist das fast vollkommene Fehlen der Kalkalgen, von denen nur spărliche Reste gefunden wurden. Dies hăngt wahrscheinlich mit einer geringe- ren Erhaltungsfăhigkeit ihrer Kalkskelette zusammen. Sie wurden entweder schon friiher durch diagenetische Vorgănge oder wahrscheinlich spăter durch Auflosung in der Verwitterrungsrinde des Triaskalkes grosstenteils zerstort. * * * Das auffallende Uberwiegen ganz kleiner Formen ist im allgemeinen charakteristisch fiir die alpinen Triasfaunen von St. Cassianer Typus. Die Ursachen der Entwicklung dieser Pygmaeenfaunen sind viei diskutiert worden und zahlreiche Theorien wurden zu ihrer Deutung aufgestellt. Ich verweise hier vor aliem auf die ausfiihrliche Diskussion dieser Frage bei Hăberle x). In unserem Fall liegt allerdings noch eine ganz spezielle Ursache vor, die ein so starkes Hervortreten auffallend kleiner Formen bewirkt. Wăhrend die Versteinerungen in der eigenartigen Verwitterungsrinde des Triaskalkes auf natiirlichem Wege sehr schon herausprâpariert wurden, sind sie im unzer- setzten, festen Kalk nicht mehr sichtbar. Ein Versuch, solche aus dem unzer- setzten Kalk zu prăparieren, ist vollkommen aussichtslos. Versteinerungen, ') HABERLE, Palaeontologische Untersuchung triadischer Gastropoden aus dem Gebiet von Predazzo. Verh. d. Naturh. Med. Vereins z. Heidelberg, IX. 1909. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 17 die aus der Verwitterungsrinde in den festen Kalk hineinragen, erwecken den Anschein, als ob sie im unzersetzten Gestein plotzlich aufhorten. Nun erreicht aber diese Verwitterungsrinde keine grosse Dicke, weshalb wir in ihr nur kleine Formen vollkommen herausprăpariert finden. Daneben sicht man, wenn auch nicht gar zu hăufig, angewitterte Teile grosserer Formen, die noch fast ganz im kompakten Kalk stecken und jedem Versuch einer weiteren Prăparation aus dem kompakten Kalk widerstehen. Die, wenn auch selteneren, so doch immerhin vorhandenen grosseren Exemplare entziehen sich daher meistenteils einer năheren Untersuchung. Selbst bei Beriicksichtigung dieser Umstănde bleibt aber doch ein Uberwiegen kleiner Formen bestehen, beson- ders bei den Gastropoden, Brachiopoden und Ammoniten. Dass diese triasischen Pygmaeenfaunen faziell bedingt sein miissen, wurde von den meisten Autoren angenommen, sei es dass ein zu hoher Salz- gehalt seichter, durch Korallenbănke vom Meer getrennter Buchten hiefur verantwortlich gemacht wurde oder ein zu geringer Salzgehalt oder andere ungiinstige Lebensbedingungen (z. B. Nahrungsmangel bewirkt durch Ab- sterben der pflanzlichen Meeresorganismen infolge Sinken des Meeresbodens) die Formen in der Entwicklung gehindert haben, sei es dass dichte Algenan- hăufungen in seichten Buchten oder andere Ursachen die Ansiedlung von Larven nur kleiner Arten gestatteten, jedenfalls formten ăhnliche Faziesver- hâltnisse zur Zeit der mittleren Trias in weit auseinander liegenden Gebieten aus einem gleichen Faunengrundstock auffallend einheitlich wirkende, faziell bedingte Faunenbilder, die wir eben als Faunen vom Typus der St. Cassianer Fauna bezeichnen. Dabei liefert aber jedes der zahlreichen Vorkommen solcher Faunen trotz des gleichen allgemeinen Geprăges neben gleichen auch eine auffallend grosse Anzahl neuer Formen, die anderen Arten ăhnlicher Faunen zwar gewohnlich sehr nahe stehen, aber doch eigenartige neue Typen darstellen. Dabei scheint diese Umbildung keineswegs immer gleichzeitig erfolgt zu sein, da wir in verschiedenen Gebieten Faunen vom St. Cassianer Typus teils in Schichten der unteren bis oberen ladinischen Stufe, teils gar in solchen der karnischen bis unteren norischen Stufe antreifen. Es liegen hier ganz ăhnliche Verhâltnisse vor wie bei den pliozănen Siiss- wasserfaunen Sudosteuropas, bei denen ein gleicher Faunengrundstock in getrennten, oft weit von einander entfernten Stisswasserbecken, unabhăngig von einander, oft auch zu verschiedenen Zeiten durch gleiche Milieubedin- gungen zu charakteristischen Faunen von sehr ăhnlichem Geprăge umgebildet wurde. Die Faunen der einzelnen Becken aber lassen ihre von einander unabhăngige Entwicklung durch das starke Hervortreten, oft sogar Uber- wiegen von ausgesprochen endemischen Formen deutlich erkennen x). *) JEKELIUS, Die Molluskenfauna der dazischen Stufe des Bcckens von Brașov. Memoriile Institutului Geologic. Voi. II. 1932, p. 44—46. 2 Institutul Geological României 18 ERICH JEKEEIUS Es liegt hier in gewissem Sinne .eine ahnliche Erscheinung vor, wie die von Koken ’) als «iterative Artbildung» bezeichnete. Doch ist der Begriff der «iterativen Artbildung» in Koken’s Auffassung ausgesprochen zeitlich orientiert. Von einer langlebigen Stammform sollen zeitweilig Formgruppen ausstrahlen, die einander sehr ăhnlich werden konnen, ohne direkt gene- tisch verbunden zu sein. « Ahnliche Formen wiederholen sich, indem sie zu verschiedenen Zeiten aus dem konservativen Stammhalter hervorgehen, aber nicht, indem sie eine der anderen die Existenz gaben ». In vorliegendem Fall der Faunen von St. Cassianer Typus jedoch tritt, so wie bei den pliozănen Susswasserfaunen Sudosteuropas an Stelle der rein zeitlichen eine iiberwiegend geographische Orientierung dieses Begriffes, in- soferne als gleichzeitig oder mit relativ geringen Altersdifferenzen aus einem einheitlichen Faunengrundstock in mehr oder weniger weit auseinanderlie- genden Gebieten durch ahnliche Faziesverhăltnisse unabhăngig von einander Faunen von sehr ăhnlichem Geprăge geformt werden, die aber nicht wie bei der iterativen Artbildung stockwerkfbrmig iibereinander sondern mehr oder weniger gleichzeitig nebeneinander liegen. DIE STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DES WEISSEN TRIASKALKES VON BRAȘOV Aus der ladinischen und der karnischen Stufe der alpinen Trias kennen wir eine ganze Reihe von Faunen, die ein auffallend ăhnliches Geprăge zeigen wie die Fauna der Schichten von St. Cassian. Alle diese Faunen brachten neben vielen neuen, lokal beschrănkten Formen, die stratigraphisch nicht ausgewertet werden konnen, in der Hauptsache stratigraphisch ziemlich indifferente Formen, die durch verschiedene Stufen durchgehen. Auf enge Horizonte beschrănkte Leitfossilien sind in diesen Faunen selten. Daher die grossen Schwierigkeiten, die sich liberali einer genauen Horizontierung dieser Faunen und einem stratigraphischen Vergleich derselben mit verwandten Faunen entgegenstellten. Um trotzdem zu moglichst exakten Resultaten zu gelangen, wurden vor aliem statistische Methoden angewendet, scheinbar in gewisser Anlehnung an die friiher bei tertiăren Faunen iibliche Methode zur Bestimmung ihres relativen Alters, nach der die Faunen nach ihrem Prozent- satz rezenter Formen stratigraphisch klassifiziert wurden. Das Verfahren Hăberle’s 2) zur statistischen Erfassung der stratigraphi- schen Beziehungen eines untersuchten Fundortes zu anderen bekannten Faunen wurde nachher auch von Wilken’s 3) angewendet. Es besteht darin, *) KOKEN, Die Gastropoden der Trias um Hallstatt. Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A., p. 40. 2) HÂBERLE, Palaeontol. Unters. triad. Gastr. a. d. Gebiet v. Predazzo. Verh. d. Naturh. Med. Ver. z. Heidelberg, IX. 1909. 3) WlLKENS, Palaentol. Unters. triad. Faunen a. d. Umgebung von Predazzo. Verh. d. Naturh. Med. Ver. z. Heidelberg, X. 1910. DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 19 dass jede Form z. B. des Viezzenafundortes, die mit einer an einer anderen Lokalităt vorkommenden Form vollig identisch ist, in der Rubrik der betref- fenden Lokalităt mit 1 vermerkt wird, wăhrend nicht sicher identische, mit cfr. bezeichnete Formen den Zahlenwert 1/2 erhalten. Die aus der Addition dieser Zahlenwerte der mit einer bestimmten anderen Fauna gemeinsamen Formen sich ergebende Summe wurde nicht zur Gesamtsumme der vorlie- genden Arten, sondern nur zur Anzahl der verglichenen (mit 1/2 oder 1 bezeich- neten) Formen in Beziehung gesetzt und dieses Verhăltnis prozentual aus- gedriickt. Wie wenig zuverlâssig aber diese Methode ist, folgt schon aus der Tatsache, dass die Latemarkalke, die als gleichalt mit den Viezzenakalkcn festgestellt wurden, nur 22% gleiche Formen mit letzteren ergaben, mit den ălteren Marmolatakalken dagegen 50% und mit den jungeren Unteren Cassianer Schichten 32%. Ausserdem kommt nach dieser Methode z. B. einem Pecten discites, der durch die ganze Trias durchgeht, die gleiche Bedeutung zu wie etwa dem Trachyceras reitzi. Beide hătten den Zahlenwert 1 in der Statistik, obwohl in Wirklichkeit 100 Formen vom stratigraphischen Wert eines Pecten discites einen Trachyceras reitzi allein bei der Horizontbestimmung nicht aufwiegen konnen. Die gleiche Methode verwendete nachher auch Bubnoff 1), doch betonte er (p. 343), dass es ihm nicht richtig erscheine, die neuen Arten von dem prozentuellen Vergleiche auszuschliessen. Ausserdem ist nach Bubnoff auch die Hăufigkeit der einzelnen Arten fur die Altersbestimmung wichtig. Er fiihrte daher in seine Statistik noch eine neue Zahl ein, die ausdriickt, welcher Prozentsatz der bearbeiteten I n d i v i d u e n Arten angehort, die an an- deren Fundorten wiederkehren. Ausserdem fiihrte Bubnoff noch eine weitere Berechnungsart in die statistische Methode ein. « Vergleichen wir eine neu beschriebene Fauna mit einer friiher bekannten, so ist es zweifellos von Wichtigkeit, iiber die ver- hăltnismăssige Reichhaltigkeit der letzteren eine unmittelbare Anschauung zu haben, denn es ist ja natiirlich nicht gleich, ob z. B. die 50%, die unsere Fauna a mit einer anderen b gemeinsam hat, innerhalb dieser Fauna b 10% oder 70% ausmachen; ist die Fauna b im Vergleich zu a sehr reich, so wird sogar ein hoher Prozentsatz von a weniger aussagen, als wenn sie sehr arm ist. Diese Beziehung kann so ausgedriickt werden, dass die Arten beider Fundorte addiert werden (die gemeinsamen natiirlich nicht doppelt) und dann in Prozenten ausgedriickt wird, wieviel Prozent nur auf einen der beiden Fundpunkte entfallen, wie viele gemeinsam sind und wie viele nur mit Vor- behalt identifiziert werden konnen. ') BUBNOFF, Die ladinische Fauna von Forno. Verh. d. Naturh. Med. Ver. z. Heidelberg, XIV. 1921. 2* JA |n s ti tutui Geological României . 16 R 7 20 ERICH JEKELIUS Die Zahlenreihe Marmolata: Forno 42%: 44%: 9%: 5% hătte also zu bedeuten, dass von allen Arten beider Fundpunkte 42% nur der Marmolata, 44% nur Forno, 9% beiden sicher gemeinsam, 5% beiden mit Vorbehalt gemeinsam angehoren ». Doch kommt Bubnoff schliesslich zu dem Resultat, « dass die nackten Zahlen fur sich allein nichts entscheiden konnen ». Ich habe diesen Erorterungen einen grdsseren Platz eingerăumt, haupt- săchlich um damit die Verlegenheit zu charakterisieren, in die wir bei dem Versuch einer genauen stratigraphischen Fixierung selbst reicher ăhnlicher Faunen leicht versetzt werden. * ❖ * Sehen wir uns nun die Fauna von Brașov năher an. Abgesehen von den Spongien, Korallen, Bryozoen und Algen enthălt vorliegende Fauna 181 ver- schiedene Formen, von denen 20 nur generisch, bezw. cfr. bestimmt werden konnten, 82 Formen aber als neu beschrieben werden mussten. Die iibrigen 79 stimmen mit Formen iiberein, die aus anderen Gebieten schon bekannt waren. Von diesen 79 Formen sind 4 bisher nur aus Raibler Schichten erwăhnt worden, 53 dagegen sind mit Formen von St. Cassian identisch, von denen 19 bisher nur aus dem Niveau der Schichten von St. Cassian erwăhnt wurden, 21 aus dem Niveau der Schicht von St. Cassian und aus den hoheren Raibler Schichten, 3 ausser von St. Cassian auch aus tieferem Niveau, 11 aber steigen aus dem Wengener Niveau bis in die Raibler Schichten hinauf, aus dem Lan- gobard bis ins Obercordevol, von denen eine Art aber bei St. Cassian selber bis noch nicht festgestellt wurde. 20 wurden aber bisher nur aus einem Niveau erwăhnt, das den Wengener Schichten entspricht. Eine Form (Waldheimia zugmayeri) war bisher nur aus den norischen Kalken der Raxalpe und des Kodrugebirges bekannt, sowie mit cfr. aus der weissen Kalkfazies des Muschelkalkes und der Buchensteiner Schichten des Balaton. Den Formen, die bisher nur aus Raibler Schichten erwăhnt wurden [Cidaris alata poculiformis Bather; C. dorsata marginata Bather; Anauloci- daris testudo Bather; Pachycardia plieningeri Broili) mbchte ich keine stra- tigraphische Bedeutung zuschreiben. Fur Cidaris alata stellt Bather eine genetische Reihe auf: Der Typus stammt aus dem Wengener Niveau; C. alata subalata soli fur St. Cassian charakteristisch sein und C. alata poculiformis fur die Raibler Schichten. Letztere Form ist bisher bloss aus dem Bakony beschrieben worden. Ob sie sich nicht auch aus tieferem Horizont wird nachweisen lassen, bleibt abzuwarten. Von Brașov liegt mir nur ein Exemplar vor, das an poculiformis anzuschliessen ist, alle anderen gehoren zu C. alata subalata, also zur St. Cassianer Varietăt dieser Art. Cidaris dorsata marginata, die Bather als Raibler Varietăt der C. dorsata auffasst, findet sich bloss verein- ’îcr'.'' Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 21 zelt in der grossen Masse der typischen dorsata aus dem Triaskalk von Brașov und auch bei diesen seltenen Exemplaren ist der ftir marginata charakteristische gekornelte Kiel stets nur schwach entwickelt. Die Art des Auftretens dieser Kielbildung erweckt mehr den Eindruck, als ob wir es hier mit den Anfăngen dieser Variationsrichtung zu tun hătten, die zur Zeit der Raibler Schichten zu extremen Formen gefiihrt hat. In welchem Horizont diese Variationsrichtung aber zuerst einsetzte, ist nicht bekannt. Von Anaulocidaris testudo Bather liegt bloss eine Radiole vor. So weit nach dieser geurteilt werden kann, handelt es sich jedenfalls um testudo und nicht um die sehr ăhnliche St. Cassianer A. buchi. Pachycardia plieningeri liegt auch nur in einem mangelhaft erhaltenen Exemplar vor, das kleiner ist als die typische Form der Raibler Schichten, doch sind die Formverhăltnisse gleich, so dass ich an der Identităt mit dieser als Raibler Art bekannten Form nicht zweifle. Dies sind in der reichen Fauna von Brașov die einzigen Hinweise auf das Raibler Niveau. Sie konnen gegenuber den viei schwerwiegenderen, die auf ein tieferes Niveau hindeuten, wohl vernachlăssigt werden. Rein zahlenmassig tiberwiegen, wie wir sahen, die Formen der St. Cassianer Schichten absolut, was noch dadurch verstărkt wird, dass auch die Korallen- fauna nach Dr. O. Kuhn ausgesprochen St. Cassianer Typus zeigt. Dies starke Uberwiegen der St. Cassianer Formen muss aber zum grossen Teii wohl darauf zuriickgefuhrt werden, dass die Fauna von St. Cassian weit vollstăndiger bekannt ist als die der tieferen Horizonte der alpinen Trias. So sind z. B. die Echinodermen der tieferen Horizonte sozusagen unbekannt. Und die Echinodermen aus der Trias von Brașov allein haben mit St. Cassian schon 16 gemeinsame Formen geliefert. Das Gleiche gilt aber nach Kuhn auch bezuglich der Korallen. Wenn wir daher die Korallen und die Echino- dermen bei diesem Vergleich ausseracht lassen, verschiebt sich das Verhăltnis ganz wesentlich und es stehen 25 Formen, die bisher nur aus Schichten von St. Cassian, bezw. St. Cassian und Raibler Schichten bekannt wurden, 20 Formen gegenuber, die bisher nur aus einem tieferen, den Wengener Schichten entsprechenden Niveau bekannt wurden. Wenn wir ferner in Betracht ziehen, dass auch die wenigen Cephalopoden eher auf dies tiefere Niveau hindeuten, ebenso Daonella lommeli (obwohl Kittl die Frage offen lăsst, ob D. lommeli nicht eventuell auch in das Niveau der St. Cassianer Schichten aufsteigen konne) wird der durch die Fauna von Brașov vertretene Horizont wohl am besten als Grenzhorizont zwischen Wengener Schichten und den Schichten von St. Cassian aufzufassen, oder eventuell sogar ganz in das Wengener Niveau zu verlegen sein. Der Triaskalk von Brașov entspricht der Kalkfazies der ladinischen Stufe der Siidalpen und ist stratigrapisch an die Grenze zwischen Langobard und Untercordevol oder aber ins Langobard (Wengener Niveau) zu verlegen; 'A Institutul Geological României IGR/ 22 ERICH JEKEL1US DIE FAUNA DES WEISSEN TRIASKALKES VON BRAȘOV N u m m e r BENENNUNG DER ARTEN Pachyca rd ientu f fe und Raibler Schichten St. Cassian Viezzena, Latemar, Ghegna, Forno Marmolata 0 .6 w I Teutloporella infundibuliformis Gumb . . . 2 ? Diplopora anulata Schafh 3 Hexastraea magna Kuhn 4 Stylophyllopsis romerloana Volz 5 Montlivaultia cf. montis hierosolymorum Papp 6 Montlivaultia obliqua (Munster) .... 7 Margarophyllia crenata (Munster) Volz . 8 » multisepta Kuhn .... 9 Thecosmilia sublaevis (Munster) Volz . . 10 Margarosmilia confluens (Munster) . . . ii » richthofeni Volz 12 » septanectens (Loretz) Volz 13 Cassianastraea transsylvanica Kuhn . . . 14 » rudissima KtÎHN 15 Astraeomorpha robusta Kuhn l6 Myriophyllia jdkeliusi Kuhn 1/ » miinsteri Volz l8 » pygmaea (Munster) Kuhn . * 19 Omphalophyllia boletiformis (Munster) Woehrm 20 Omphalophyllia radiciformis (Klipst) Volz 21 » recondita (Laube) Volz . 22 Craspedophyllia alpina (Loretz) Volz . .' 23 » cristata Volz 24 Pinacophyllum gracile (Munster) Volz . . 25 Spongiomorpha dendroidea Kuhn .... 26 Chaetetes sp 27 Ceripora cf. cnemidium (Klipst.) Woehrm. 4- + 28 Colospongia dubia Munster + + + 29 Encrinus cassianus Laube + 4- 3° » granulosus Munster + + 3i » varians Munster 32 » coronensis n. sp 33 >> carpathicus n. sp Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 23 c 0 ș-s £ g 0 s BENENNUNG DER ARTEN C u y c « £ 8 3 W 3 H *0 g 0 3 -3 *0 « .s Z CU 3 w 34 Isocrinus racadaui n. sp. 35 » sp 36 Miocidaris curmături n. sp 37 » subcoronata Munster + 4- 38 » barzaviae n. sp 39 Triadocidaris coronensis n. sp 40 Cidaris alata subalata d’ORB 4- 4i » » poculiformis Bather .... 4- 42 » dorsata Munster + 4- 43 » » marginata Bather .... + 44 » trigona Munster . . + 4- 45 » wăchteri Wissm 4- 4- 46 » similis Desor 4- 4- 47 » wissmanni Desor - 4- 4- 48 » wissmanni var. rudis BATHER . . . 4- 49 » roemeri Wissm 4- 4- 50 » fustis Laube + 4- 5i » linearis Munster . + 52 » flexuosa Munster 4- 53 » decorata Munster 4- 4- 54 Radiolus alutensis n. sp 55 » racadaui n. sp 56 » adametzi n. sp 57 » herbichi n. sp. . . 58 » antipai n. sp 59 Anaulocidaris testudo Bather 4- 60 Discina n. sp. indet 61 Thecidea asperulata Bittner 4- 62 Rhynchonella brasoviae n. sp 63 » coronae n. sp 64 » dacica n. sp 65 » » . paucicostata n. var. 66 » racadaui n. sp 67 » alutae n. sp 68 » cynodon Laube 4- 4- Institutul Geologic al României IGR/ 24 ERICH JEKELIUS e lichten Sen ci « O £ •pS s Num 75 £§ St. Cass Viezzenî Ghegna Marmol; Esirto 69 Rhynchonella cynodon var. nuda n. var.. . 70 » » var. triplicata n. var. 71 » tricostata Munster .... 4- 72 » barzaviae n. sp. ..... . 73 » curmături n. sp 74 » transsylvanica n. sp 75 » meschendorferi n. sp 76 » herbichi n. sp 77 » par va n. sp 78 Spiriferina fragilis Schloth 4- 4- 79 » simionescui n. sp 80 » stefanescui n. sp 81 Cyrtina zittelii Bittner 4- 4- 82 Spirigera fasciata n. sp 83 » macovei n. sp 84 » fasciataeformis n. sp 85 » athanasiui n. sp 86 » coronae n. sp 87 » carpathica n. sp 88 » quinquecostata Munster .... 4- 89 » romana n. sp 90 » indistincta Beyr + + 9i » wissmanni Munster + + 4- 92 Retzia carpathica n. sp 93 » schafferi n. sp 94 Koninckella trauthi n. sp 95 Terebratula cassiana Bittner 4- 96 Waldheimia angustaeformis Boeckh . . . 4- 97 » dacica n. sp 98 » predai n. sp 99 » barzaviae n. sp 100 » alutae n. sp IOI » wachneri n. sp 102 » triadica n. sp 103 >> subangusta Munster + 4- 4- Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 25 N u m m e r BENENNUNG DER ARTEN Pachycardientuffe und Raibler Schichten St. Cassian Viezzena, Latemar, Ghegna, Fomo Marmolata Esino 104 Waldheimia angusta var. rosaliae Salomon . 4- 105 » piai n. sp 106 » kiihni n. sp 107 » zugmayeri Bittner 108 Cassianella decussata Munster + + 109 » sp. aff. gryphaeata IIO Damelia lommeli Mojs 4- 4- III Pecten coronensis n. sp 112 » alutensis n. sp ”3 » alberti n. sp 114 » interstriatus Munster + 4- “5 » sp 116 » subaequicostatus Bittner + 4- W » sp 118 » undiferus Bittner ....... + + 119 » discites Schloth + + 120 Lima podeki n. sp 121 » sp. 122 Enantiostreon triadicum n. sp 123 Modiola klipsteini Bittner 4- 124 Leda dacica n. sp 125 Cucullaea impressa Munster + + + 4- 126 Myophoria sp '..... 127 » teutschi n. sp 128 » predai n. sp 129 » n. sp. indet 13° Pachycardia plieningeri Broili + 131 Cardita coronensis n. sp 132 Myoconcha sp i33 Opis sp i34 Schafhăutlia sp i35 Myophoricardinm sp 136 Cardiomorpha coronensis n. sp i37 Laubella delicata Laube + 138 Pleurotomaria barzaviae n. sp. . , , . . \ IGR> Institutul Geological României 26 ERICH JEKELIUS N u m m e r BENENNUNG DER ARTEN Pachyca rd ient uffe und Raibler Schichten St. Cassian Viezzena, La ternar, Ghegna, Fomo Marmolata Esino J39 Pleurotomaria krăutneri n. sp 140 » racadatii n. sp 141 » mrazeci n. sp 142 » mrazeci var. acuta n. var. . 143 Ptychomphalina protei Munster + 144 Schizogonium serratum Munster .... + U5 Temnotropis carinata Munster + + 4- 146 Trachybembix junonis Kittl + + + 147 Worthenia esinensis Kittl + + 148 » romana n. sp 149 » sp 150 » coronata Munster + + + 151 » » var. plicosa Kittl . . + 152 » joannisaustriae Klipst .... + 153 Brochidium coronense n. sp i54 Euomphalus carpathicus n. sp 155 » triasicus n. sp 156 » sp i57 Astralium simionescui n. sp 158 » simionescui n. sp. var i59 Collonia tineta Munster + + 160 Eucycloscala circumnodosa Kittl + 161 Trochus coronensis n. sp 162 » coronensis n. sp. var 163 » racadaui n. sp 164 Umbonium helicoides Munster 4- 165 Fossariopsis binodosa Munster + T" + 4- 166 Hologyra cassiana Wissm + + 4- 167 Naticella dacica n. sp 168 » acutecostata Klipst + + 4- + 169 Neritopsis macovei n. sp. . . 170 » ornata Munster + + 171 Cryptonerita elliptica Kittl + + + + 172 » conoidea Boehm + + 4- i73 Neritaria comensis Hoern + + 4- Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 27 N u m m e r BENENNUNG DER ARTEN Pachysard ientuffe und Raibler Schichten d c vi V c & Viezzena, Latemar, Ghegna. Forno Marmolata oui sg ■174 Pachyomphalus rectelabiatus Kittl .... 4- 4- 4- 175 Platychilina cainalloi Stop 4- 4 - 4- 4- 4- 176 Trachynerita quadrata Stop 4- 4- 4- 177 Patella coronensis n. sp 178 » racadaui n. sp 179 » crateriformis Kittl 4- 4- 4- 180 Scalaria triadica Kittl 4- 4- 4- "F 181 Purpuroidea carpathica n. sp 182 Turritella alutae n. sp . . . . 183 » abbatis Kittl 4- 184 Coelostylina nodosa Munster 4- 185 Euchrysalis pupaeformis Munster .... + 4- 186 Euthy Stylus coronensis n. sp 187 Omphaloptycha concavoconvexa Stop . . 4- 188 Protorcula loxonemoides Kittl 4- 4- 189 Spirochrysalis nympha Munster 4 - 190 » coronensis n. sp 191 Telleria coronensis n. sp 192 Trypanostylus laevigatus n. sp 193 » carpathicus n. sp 194 Undularia concava Stop 4- 4- 195 Promathildia barzaviae n. sp 196 » subornata Munster .... 4- 4 197 Orthoceras campanile MojS 4- 4- + 198 » sp 199 Pleuronautilus marmolatae Mojs 4- 200 Sageceras sp 201 Hungarites elsae Mojs 4' 202 Arpadites sp 203 Nannites n. sp. indet 204 Trachyceras coronense n. sp 205 Arcestes barrandei Laube 4- 206 » sp. aff. boeckhi Mojs 207 » sp 208 Atractites boeckhi Sturzenb 4- Institutul Geological României 28 ERICH JEKELIUS er ist in gewissem Sinne als aquivalente Bildung mit Marmolatakalk, Esino- kalk, Latemarkalk zu betrachten. Diese siidalpinen, mitteltriasischen Kalk- massive erreichen Măchtigkeiten bis iiber xooo m und gehen durch mehrere Stufen durch. Pia fasst diese Kalke mit dem nord-alpinen Wettersteinkalk unter dem Namen Wettersteinkalk 1) zusammen und gibt den stratigraphischen Umfang des Wettersteinkalkes mit Unterfassan-Obercordevol an und betont 2), dass es ftir die rein kalkige Fazies auch der Marmolata und des Latemar bisher kaum mbglich war « sicher festzustellen, welche Fundpunkte fassanisch, langobardisch und cordevolisch sind ». GEOGRAPHISCHE VERBREITUNG DER FAUNA VON ST. CASSIANER TYPUS IN RUMĂNIEN Aus der Dobrogea hat Simionescu 3) eine St. Cassianer Fauna beschrieben, und zwar aus dem Kalk der Insei Popina. Dieser Kalk ist dunkelgrau, zum Teii schwarz mit rbtlichen Streifen gefleckt. Auf der Oberflăche des Kalkes sind Querschnitte sehr zahlreicher Fossilien sichtbar, die sich aus dem Kalk zum grossen Teii Ibsen lassen. So verschieden daher der Kalk der Insei Popina vom Triaskalk von Brașov ist, zeigt die von Si- mionescu aus ihm beschriebene Fauna doch grosse Ahnlichkeit mit der von Brașov. Der Kalk der Insei Popina enthălt nach Simionescu: Colospongia dubia Munster; zahlreiche Korallen, die aber grbsstenteils unbestimmbar waren; sehr zahlreiche Echinodermen, die direkt gesteinsbildend auftreten, aber auch grbsstenteils unbestimmbar sind. Von den năher beschriebenen Formen sind am zahlreichsten die Brachio- poden (iiberwiegend kleine Formen), es folgen die Lamellibranchiaten. Schwă- cher vertreten sind Gastropoden. Von Ammoniten liegt nur ein unbestimm- barer Querschnitt vor. Von 22 spezifisch bestimmten Formen sind 5 neu. Ausserdem sind 17 Formen nur mit cfr. oder aff. bestimmt. Von den 17 Formen, die verbleiben, wenn wir von den 22 spezifisch bestimmten die 5 neuen abziehen, sind 13 Formen fur die Schichten von St. Cassian charakteristisch. Das sind 76%. Simionescu bestimmte das Alter der Kalke von Popina als Oberladin, als ăquivalent mit den Schichten von St. Cassian. Uber eine Triasfauna von St. Cassianer Typus, die aber auf Grund der Ammoniten in einen viei hbheren Horizont, in die Zone des Tropites subbullatus der oberen karnischen Stufe gestellt werden muss, berichtet Kutassy 4) aus x) PIA, Grundbegriffe der Stratigraphie 1930, p. 18 und 97. 2) PIA, 1. c., p. 98. 3) SIMIONESCU, La faune triasique de Pile de Popina. București, 1910. 4) KUTASSY, Die Ausbildung der Trias im Moma-Gebirge. Centralblatt. 1928. Abt. B, ■ Institutul Geologic al României IGR/ DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 29 dem M o m a g e b i r g e in Westsiebenburgen. Der hellgraue Kalk, dem die Fauna entstammt, ist sehr reich an Kalkschwămmen, Korallen und Echino- dermen. Die Lamellibranchiaten und Gastropoden zeigen St. Cassianer Charakter. Von 40 spezifisch bestimmten Formen sind 21 neu. Die tieferen, unterkarnischen Kalke dieses Gebietes treten nach Kutassy in Hallstătter Fazies auf. In einer zweiten Arbeit berichtet Kutassy x) iiber eine Fauna von St. Cassianer Typus mit Zwergformen von Gastropoden und Lamellibranchiaten, nunmehr aus hellgrauen Kalken der norischen Stufe des Kodruge- b i r g e s. Hier sollen die Zwergformen in Gesellschaft zahlreicher grosser Lycodusformen auftreten. In dieser Fauna sind nach Kutassy unter 21 spe- zifisch bestimmten Formen 15 neu. Von diesen aus Rumănien bekannt gewordenen Faunen von St. Cassianer Typus steht jedenfalls die der Insei Popina der Fauna von Brașov am năchsten, auch im Alter. Doch gehbrt die Fauna von Brașov einem etwas tieferen Ho- rizont an. Fur das Gebiet der Karpathen selber steht die Triasfauna von Brașov aber bisnoch ganz isoliert da. DIE STELLUNG DES TRIASKALKES VON BRAȘOV ZU DEN TRIASBILDUNGEN DER StlDOST-KARPATHEN Um die palaeogeographische Stellungder Triasbildungen des Gebirges von Brașov beurteilen zu kdnnen, miissen wir kurz die Entwicklung der Trias in den Sudostkarpathen auf Grund der bisherigen, leider noch sehr liicken- haften Untersuchungsergebnisse verfolgen. 1. Bucowina Die triasische Schichtenfolge der Bukowina beginnt mit Wcrfcner Schie- fern 2). Nach KrăutneR 3) sind die 50—-200 m măchtigen Dolomite der Campiler Schichten in zusammenhăngcnden Ziigen weithin zu verfolgen. Die Bildungen der hoheren triasischen Stufen dagegen sind nur als grossere oder kleinere Blocke dem Aptien eingelagert und konnten nirgends anstehend in dem Gebiet festgestellt werden. Herbich 4) hatte aus dem Pârâul Cailor in der Bukowina mit ') KUTASSY, Die Triasschichten des Beler- und Bihargebirges. Verh. d. Geol. R.-A. Wien, 1928. 2) MERHARD, Neue Funde a. d. Trias d. Bukowina. UlILIG, Das Vorkommen d. Wer fener Schiefer in Valea Seaca. Mitt. d. geol. Gesellsch. Wien III, 1910. 3) KRĂUTNER, Geolog. Untersuchungen i. d. Rarău-Gebiet. Anuarul Institutului Geo- logic al României, Voi. XIV. 1931. ') FlERBICH, Uber die Roteisensteine von Alsd-Râkos und Vargyas in Siebenbiirgen. Osterr. Zeitschr. f. Berg- u. IIuttemoesen. 1859, p. 338. Institutul Geologic al României 30 ERICH JEKELIUS mesozoischen Eruptivgesteinen vergesellschaftete, an Roteisenstein reiche rote Jaspise beschrieben. Sie wurden von Paul x) und von Uhlig 2) als triasisch aus dem Liegenden der Wengener Hallstătter Kalke aufgefasst. Herbich 3) stellte ihnen nachher die an Roteisenstein reichen Jaspise von R a c o ș und V â r g h i ș gleich, ebenso auch die roten Jaspise des Gebirges von Brașov und des Hăghimaș. Diese Jaspise des Gebirges von Brașov und des Hăghimaș erwiesen sich aber spăter als Callovien-Oxford 4), woraufhin dann Krăutner auch die Jaspise der Bukowina als Callovien-Oxford bezeichnete. Die Jaspise der Bukowina kenne ich nicht. Die an Roteisenstein reichen Jaspise des Gebietes von Racoș und Varghiș aber entsprechen, wie ich glaube, nicht den Callovien-Oxfordjaspisen. Es ist nicht ausgeschlossen, dass sie sich bei nă- herer Untersuchung tatsăchlich als triasisch herausstellen werden. Wir wer- den mit der Fazies der roten oder auch andersfarbigen Jaspise in verschie- denen Niveaus rechnen miissen, âhnlich wie sich auch die Fazies des weis- sen Riffkalkes bei uns in der mittleren Trias, im Tithon und im Neocom wiederholt. Die Hallstătter Kalke aus der Bukowina hat zuerst Paul 6) bekannt ge- macht und zwar aus dem P ă r â u 1 Cailor bei P o j o r â t a. Er spricht von einem 3—4 m măchtigen roten Kalk aus dem Hangenden der roteisen- steinfuhrenden Jaspise. In diesem roten Kalk unterscheidet er zwei « Hori- zonte ». Die Fauna bestimmte Mojsisovics, die Daonellen revidierte nachher Kittl6). Der tiefere Horizont fiihrt: Posidonia wengensis WiSSM. (Posidonomya). Halobia bukovinensis Kittl (Daonella lommeli Mojs.). Protrachyceras archelaus Laube (Trachyceras). Sageceras walteri Mojs. Monophyllites wengensis Klipst. (Lytoceras). Arcestes sp. ind. Der hohere Horizont ist manchmal ganz aus grossen Daonellen zusam- mengesetzt: Daonella pichleri Mojs. Daonella pichleri Mojs. var. (Daonella reticulata Mojs.). Daonella pauli Kittl. n. sp. Pecten n. sp. ’) PAUL. Grundziige d. Geologie d. Bukowina. Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. 1876. 2) UHLIG. Bau u. Bild d. Karpathen. 1903. 3) HERBICH. Szeklerland. Jahrbuch d. kgl. ung. geol. Anstalt, V. 1878, p. 83. 4) JEKELIUS. Die mesozoischen Bildungen des Kercsztenyhavas 1913. VADÂSZ. Geol. Beob. im Persâny- und Nagyhagymâsgebirge 1914. 6) Paul, 1. c. °) KITTL, Balaton II. 1912, p. 79—82. V KSR.7 Institutul Geological României DER WE1SSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 31 Spăter wurden aus diesen zwei «Horizonten» gar zwei verschiedene Fundorte gemacht x) und zwar soli das Niveau von «Pârâul Cailor» den Wengener Schichten entsprechen, das von «Pojorâta» (mit den Daonellen) aber den raibler Carditaschichten. Nach Kittl ist D. pichleri aus Wengener Schichten sowie aus dem Niveau von St. Cassian bekannt. Daonella pauli ist aber eine neue bisher nur aus der Bukowina bekannte Form. Die Ammoniten der unteren Lage sprechen fiir das Wengener Niveau. Da die Daonellen der oberen Lage auch keine andere Deutung verlangen, liegt kein Grund vor, den 3—4 m măchtigen Kalk aus dem P. Cailor in zwei weit auseinander liegende Niveaus zu zerreissen. Beide von Paul aufgestellten «Horizonte» des Fundortes Pârâul Cailor bei Pojorâta entsprechen vielmehr dem Wengener Niveau des Ladin. Ausserdem lagen Kittl noch von einem zweiten Fundort aus der Bu- kowina Hâlobien und Daonellen vor und zwar von Izvor m a I e (Val male Storfer) bei Câmpulung. Von hier stammen folgende Formen: Daonella pichleri Mojs. Halobia ocevjana Kittl. Halobia bukovinensis Kittl. Es diirfte sich wohl auch hier um den gleichen Horizont handeln, obwohl Kittl die Halobia ocevjana und dic Halobia bukovinensis (im Pârâul Cailor wurde sie zusammen mit Wengener Ammoniten gefunden) als unterkarnisch angibt (1. c., p. 215), die Daonella pichleri Mojs. aber als Form des Wengener Niveaus (1. c., p. 213). Auf Seite 199 lăsst Kittl dagegen die Frage offen, ob diese vier, bezw. fiinf Formen aus den Hallstătter Kalken der Bukowina aus cin und derselben Bank stammen, oder ob sie sich auf drei (!) verschiedene Horizonte verteilen. Aus einem grauen Kalk aus dem Valea Mare bei Câmpulung gibt Uiilig 2) Halobia austriaca Mojs. und Brachiopoden an. Halobia austriaca soli nach Kittl aus den oberkarnischen Subbullatusschichten stammen. Schliesslich hat Mojsisovics 3) aus dem Valea Mesteacăn bei Câmpulung aus rotem Hallstătter Kalk eine Fauna der norischen Stufe bekannt gcmacht: Arcestes sp. div. (intuslabiati). Rhacophyllit.es despectus Mojs. Megaphyllites insectus Mojs. Die jiingsten triasischen Bildungen der Bukowina werden durch graue ') ARTHABER, Alpine Trias. 1906, p. 437. 2) UIILIG, Bau und Bild d. Karpathen, p. 682. . 3) MOJSISOVICS. Sitzungsber. d. k. Akad. d. Wiss. math.-nat. Cl. Bd. 105. 1896, p. 38. 1 Institutul Geological României IGR/ 32 ERICH JEKELIUS Korallenkalke mit Brachiopoden der rhaetischen Stufe reprăsentiert1). Es handelt sich hier nach Krăutner um Blockklippen aus dem Apticn des Rarău. 2. Gebiet von Tulgheș Nach den Untersuchungen von I. Atanasiu2) liegen uber unteren Werfener Schichten (Seiser Schichten) massige Dolomite, in deren unteren kalkig-schieferigen Lagen Atanasiu eine Fauna der oberen Werfener Schich- ten (Campiler Schichten) feststellen konnte. Der obere Teii der 50 — 150 m măchtigen Dolomite konnte nach Atanasiu auch die mittlere Trias re- prăsentieren, da uber ăhnlichen Dolomiten in Westsiebenbiirgen obertria- sische Hallstătter Kalke bekannt seien und da Hallstătter Kalke auch aus der Bukowina im Norden und aus dem Hăghimaș im Siiden bekannt seien. 3. Hăghimaș Herbich 3) erwâhnt Werfener Schiefer aus dem Tal des Csofronkabaches und vom Gyilkosto, woher Mojsisovics 4) aus einem Stiick schwarzen Kalkes, das Herbich ihm eingeschickt hatte, Monotis salinaria Br. bestimmte. Mojsi- sovics verglich diesen Kalk mit dem Guttensteiner Kalk der Werfener Schichten. Aus der nbrdlichen Fortsetzung der Csofronka beschreibt Vadâsz 5) einen feinkbrnigen, schieferigen roten und einen dichteren, weissen Sandstein, der ohne scharfe Grenze in grauen, plattigen Kalk iibergeht. Uber dieser nur einige Meter dicken Schichtserie folgt ein măchtiger Komplex gutge- schichteten, gelblichen und roten, feuersteinfuhrenden Kalkes. Vadâsz ver- mutet in den untersten Sandsteinen und schieferigen Kalken die stark redu- zierten Werfener Schiefer, wăhrend die daruber folgenden kieseligen Kalke die anisische Stufe reprăsentieren sollen. Aus einem gelbbraunen, glimmerigen Sandstein aus dem Sattel zwischen Egyesko und Ocsemteto gibt Herbich 6) Myophorien an. Aus dem Liegenden dieses Sandsteines erwăhnt er einen dunkel graubraunen, manchmal glimme- ’) UHLIG. Bau und Bilei d. Karpathen, p. 682. MERHARD. Neue Funde aus d. Trias der Bukowina. Mitt. d. Geol. Gesellsch. Wien III. 1910. 2) I. ATANASIU, Iitudes G6ologiques. dans les environs de Tulgheș. Anuarul Institu- tului Geologic al României, Voi. XIII. 1928. 3) HERBICH. Szdklerland, p. 79 und p. 81. *) Mojsisovics. Verh. d. k. k. geol. R.-A. 1875, p. 144. 5) Vadâsz, 1. c., p. 277—278. e) Herbich, 1. c„ p. 81. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 33 rigen Kalkstein mit kleinen Pelecypoden, Monotis substriata, Myophorien, Nucula und Knochenresten. VadâSZ *) zitiert aus gleichem Kalk eine kleine Fora- minifercnfauna, die cine stratigraphische Bestimmung zwar nicht zulăsst, doch nimmt er das triasische Altcr dieser Bildungen als erwiesen an. Von der Csofronka erwăhnt cr einen dimnschiefcrigen, gelblichen, dichten Kalk, grauen Mergelschiefer, sandigen grauen Kalk, die wechscllagern. Aus dem sandigen grauen Kalk zitiert er: Placunopsis cfr. intustriata Winki.. Nodosaria radicula L. Endothyra sp. Aus dem Mergel: Nucula sp. Gonodon sp. Pecten sp. Er vermutet in diesen Bildungen die karnische Stufe vertreten. Hallstătter Kalk hat Herbich 2) an zwei Punkten des Hăghimaș ent- deckt. Das von hier gesammelte Material bestimmte Mojsisovics 3) u.z.w.: i. Aus dem Hallstătter Kalk der Curmătura (Einsattelung zwischen Ocsemtetd und Egyesko) und aus dem Gerolle des Kovâcspatak : Jovites dacus Mojs. (Tropites) der fur die Subbullatusschichten (karnische Stufe) charakteristisch ist. 2. Aus dem Material, das Herbich bei den ostlichen Quellen des Olt- hiikcpatak gesammelt hatte, folgende Formen der norischen Stufe: Orthoceras lateseptatum Hauer. Pinacoceras postparma Mojs. Placites subsymmetricus Mojs. (Pinacoceras). Cladiscites monticola Mojs. (Arcestes). Cladiscites cf. juvavicus Mojs. (Arcestes). Cladiscites aff. neortus Mojs. (Arcestes). Arcestes sp. (intuslabiati). Distichites celticus Mojs. (Tropites). Distichites wulfeni Mojs. (Tropites). Halorites cf. superbus Mojs. (Tropites). Halorites cf. macer Mojs. (Tropites). Halorites cf. suavis Mojs. (Tropites). Ectolcites cf. pseudoaries Mojs. (Tropites). ') Vadasz, 1. c., p. 276. -) Herbich, Verh. cl. k. k. geol. R.-A. 1870, p. 227. 3) Mojsisovics, Verii. d. k. k. geol. R.-A. 1875, p. 142—143. 3 Institutul Geological României 34 ERICH JEKELIUS Phylloceras neojurense Quenst. Parathisbites scaphitiformis Hauer. (Trachyceras). 4. Gebirge von Persani Die Werfener Schiefer *) erreichen im nordlichen Teii des G e b i r g e s von Persani grosse Măchtigkeit und grosse horizontale Ausdehnung. Im Hangenden der dunnschieferigen grauen, sandigen Mergel und Kaike folgt als oberer Komplex der Werfener Schichten ein ca. 200 m măchtiger grauer dickbankiger Kalkstein (Guttensteiner Kalk). Aus dem Topepatak von Arm ini s erwăhnt Herbich2) aus Blocken eines dunkelgrauen Sandsteines Daonella (Halobia). Von Racoș und V â r g h i ș beschreibt er roteisensteinfiihrenden roten Jaspis als triasisch. Hallstătter Kalk ist von verschiedenen Punkten bekannt, aber immer nur vereinzelte Blocke. Herbich3) erwăhnt aus Hallstatter Kalk des «Szor- m ay p a t a k» Tropites und Encriniten, Kittl ) aus Hallstătter Kalk des Topepatak von A r m i n i ș eine von Vadâsz gefundene Monotis haueri Kittl, die die norische Stufe der Hallstătter Kaike hier anzeigen wiirde. Aus dem Altdurchbruch (200 m oști, vom Bahnwăchterhăuschen Nr. 253) gibt Pâlfy5) Blocke eines rotlichen Kalkes mit Halobien, Ammoniten, Brachiopoden und einigcn Muscheln als obertriasisch an, ausserdem Hallstăt- ter Kalk aus einem Graben bstlich des Topeârok. Aus einem Aufschluss neben dem Wăchterhaus Nr. 253 machte er ein Profil bekannt, das im Liegenden mit diinnplattigem, dunkelgrauem Kalk beginnt, der nach oben in dickbankigen, grauen Kalk iibergeht. Uber dem Kalk liegen 4—5 m graue, schieferige Tone mit roten Flecken und Adern die dem Bunten Keuper der Nordwestkarpathen gleichen sollen. Im oberen Teii dieses « Keupers » sind Porphyrtuffe eingelagert, daruber folgt Adnether Lias. Dies sind unsere bisnoch sehr diirftigen Kenntnisse der Trias dieses Gebietes, in dem sehr komplizierte tektonische Verhăltnisse und sehr schlechte Aufschliisse eine Klărung der Stratigraphie ausserordentlich erschweren. *) HAUER, Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. V. 1865, p. 256. HERBICH, Szeklerland. 1878, p. 77. WACHNER, Bericht liber die im Sommer 1916 im Persânyer Gebirge ausgefiihrten geol. Aufnahmen. Jahresber. d. kgl. ung. geol. R.-A. f. 1916. Budapest, 1918. 2) HERBICH, Szeklerland, p. 80. 3) Herbich, 1. c., p. 82. 4) KITTL, Balaton II, p. 171. 5) PÂLFY, Geolog. Notizen a. d. Persânyer Gebirge. Jahresber. d. kgl. ung. geol. Anstalt f. 1916, p. 287. 1GR, L Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 35 Die Untersuchung dieses nordlichen Teiles des Gebirges von Perșani durch Herrn Dr. Preda wird uns auch hier neue Erkenntnisse hringen. * * * Im siidlichen Teii des Gebirges von Perșani werden die Hiigel am Rande der Ebene zwischen Vulcan und C o d 1 e a von diinnplattigem, dun- kelgrauem bis schwarzem Kalk aufgebaut. Auf den Schichtflăchen dieses Kalkes fand ich hăufig Myophoria costala, seltener Gervilleia sp. und Pecten sp. Diese dunkeln Kalke gehoren somit zu den Campiler Schichten. Schon Herbich *) hatte sie als Guttensteiner Kalk bezeichnet, ohne aber palaeontologische Anhaltspunkte dafiir gehabt zu haben. 5. Das Gcbirge von Brașov Die Triasbildungen des Gebirges von Brașov wurden fruher als solche nicht erkannt. So konnte Uhlig 2) noch schrciben, dass im Gebirge von Brașov keine Spur von Trias entdeckt worden sei und nahm daher fur das Gebiet von Brașov in permotriadischer Zeit eine Festlandperiode 3) an. Der im Liegenden der Liasbildungen bei Cristian auftretende măchtige Komplex diinnplattiger, hellgrauer, von zahlreichen Calcitadern durchsetzter Kalke und Mergel wurde fruher (Meschendorfer, Herbich, Koch) stets als liasische Bildung gedeutet. Auf Grund stratigraphischer Uberlegungen4), da die Kalke in grosser Mâchtigkeit im Liegenden des unteren Lias auftreten, ferner auf Grund einer kleinen Fauna 8), die ich in mergeligen Kalken dieses Komplexes fand und die L. Loczy sen. sei- nerzeit bestimmte, konnte das Alter dieses Kalkes als mitteltriasisch fest- gestellt werden. Loczy bestimmte damals folgende Formen: Orthoceras cfr. campanile Mojs. Ceratites cfr. cordevolicus Mojs. Rhynchonella trinodosa Bittner (dreirippiges Exemplar, Bregguz- zoer und Bakonyer Typus). Pecten (Entolium) sp. (gleicht dem Exemplar das Bittner vom Fundorte Alsoerdo bei Veszprem verbffentlichte. Balaton II. Taf. VIII. Fig. 18). Nach Loczy gleicht dieser kalkige Mergel auffallend dem Gesteinsma- terial, das die mittleren mergeligen Schichten des Muschelkalkes im Ba- >) Herbich, Szâklerland, p. 75. 2) UHLIG, Bau u. Bild d. Karpathen. 1903, p. 810. 3) UHLIG, 1. c., p. 816. 4) JEKELIUS, Die mesozoischen Bildungen des Kereszt^nyhavas, p. 158. s) JEKELIUS, Die mesozoischen Faunen der Berge von Brașov I. Jahrbuch d. kgl. ung. Geol. Anst. XXIII. 1915, p. 30. 3* Institutul Geological României 36 ERICH JEKELIUS latonhochland an der Grenze der Zonen mit Rh. decurtata und Cer. trino- dosus zusammensetzt. Auf diesen stratigraphischen Horizont weist auch die kleine Fauna hin. Dieser graue Kalk komint ausser bei Cristian auch im siidlichcn Teile der P o j a n a bei Brașov, vor dem Eingang in den Teufelsgraben, vor. Der in vorliegender Arbeit behandelte weisse mitteltriasische Riffkalk von Brașov wurde bisher stets als Tithonkalk aufgefasst J). Das vollkom- men isolicrte Auftreten dieses nunmehr als mitteltriasisch erwiesenen Kalk- riffes legt es nahe, nach fazieli abweichenden, gleichzeitigen Ablagerungcn in diesem Gebiet zu suchen. Und da kann im Gebiet von Brașov nur der graue Triaskalk von Cristian in Betracht kommen, von dem wir annehmen miissten, dass er ausser dem Anis auch das Ladin darstellt. Bisnoch konnte in dem Komplex bei Cristian auf palaeontologi- scher Basis nur Muschelkalk des oberen Anis von der Grenze der Zonen mit Rhynchonella decurtata und Cer. trinodosus nachgewiesen werden. «Wel- che Horizonte sonst noch in der machtigen Schichtenfolge, vertreten sind, konnen wir vorlăufig nicht erkennen» (Jekelius 1915). Obwohl ich im Verlaufe der folgenden 20 Jahre diese Kalke noch oft nach weiteren Fossil- funden absuchte, konnte ich ausser von der alten Fundstelle kein weiteres Material finden. In direktem Kontakt mit dem weissen Triaskalk von Brașov kennen wir keine anderen triasischen Bildungen, abgesehen von ganz diinnen Ein- lagerungen, Linsen eines dunkelgrauen, zum Teii rotgebanderten Kalkes. Ein Beweis fiir die Annahme, dass der weisse Triaskalk von Brașov eine gleichzeitige Riffbildung in den oberen Teilen des Triaskalkes von Cristian darstelle, steht daher noch aus. Doch haben wir im Gebiet des Balaton in gewisser Beziehung eine Parallele hieftir, wenn auch aus etwas tieferem Niveau. Es ist dies der rein weisse Triaskalk, der sich nach Loczy 2) zwischen die mergeligen Kalke der Rhynchonella decurtata, — Ceratites trinodosus — und Trachyceras reitzi-Zonen lagert und zwischen Dbrgicse und Kdveskalla bedeutende Măchtigkeit (180 m) erreicht. In der Fauna dieses weissen Kalkes sind Formen des Muschelkalkes, der Wen- gener Schichten und der St. Cassianer Fauna vertreten. Bildungen der karnischen, norischen und rhătischen Stufe kennen wir *) MESCHENDORFER, Die Gebirgsarten im Burzenland. Verh. u. Mitt. d. siehenb. Verein. f. Natuno. 1860, p. 269. MESCHENDORFER, Der geol. Bau der Stadt Kronstadt u. ihres Gebietes. 1892, p. 18. A. I855. Cidaris Wissmanni DESOR, Synops. Echin. foss, p. 22. PI. II. Fig. 19. 1903. Cidaris Wissmanni BROILI, Pachycardientuffe, p. 156. Taf. XVII. Fig. 49. 1911. Cidaris Wissmanni BATHER, Balaton, p. 195. Taf. XII. Fig. 352—358. Von dieser Art liegt bloss ein kleines Bruchstiick vor. Anzahl der Exemplare: 1. Cidaris wissmanni var. rudis Bather 1911. Cidaris Wissmanni var. rudis BATHER, Balaton, p. 199. Taf. XII. Fig. 359—366. Zwei kleinc diinnschăftige Exemplare mit sehr derben Knoten rechne ich auf Grund der Abbildungen und der Beschreibung hieher. Anzahl der Exemplare: 2. Cidaris roemeri WiSSMANN (Taf. II. Fig. 38-44) 1841. Cidaris Roemeri MUNSTER, Beitrăge z. Geogn. d. sîidostl. Tirol, p. 47. Taf. IV. Fig. 3 a-g. 1865. Cidaris Roemeri LAUBE, St. Cassian I, p. 67. Taf. X. Fig. 1. 1903. Cidaris cf. Roemeri BROILI, Pachycardientuffe, p. 157. Taf. XVII. Fig. 50—51. Diese charakteristische Form kommt in der Trias von Brașov sehr hăufig vor, allerdings im allgemeinen kleiner und viei extremer ausgebildet als bei St. Cassian. Dabei zeigt sie eine ausserordentliche Variabilităt. Anzahl der Exemplare: 159. Cidaris fustis Laube 1865. Cidaris fustis LAUBE, St. Cassian, p. 290. Taf. X. Fig. 4, 4 a. 1875. Cidaris fustis QUENSTEDT, Petrefaktenkunde Deutschlands, p. 198. Taf. LXVIII. Fig. 92—95. 1903. Cidaris (?) fustis BROILI, Pachycardientuffe, p. 157. Taf. XVII. Fig. 55. 1911. Cidaris fustis BATHER, Balaton, p. 184. Taf. XII. Fig. 340—341. Zwei grosse, glatte, keulenformige Stacheln mit ganz kleinen Gelenk- kbpfen gehoren zu C. fustis. Anzahl der Exemplare: 2. Cidaris linearis Munster 1841. Cidaris linearis MUNSTER, Beitrăge z. Geogn. d. sîidostl. Tirol, p. 45. Taf. III. Fig. 19. 1865. Cidaris linearis LAUBE, St. Cassian, p. 292. (non Taf. X. Fig. 10). 48 ERICH JEKELIUS Die von St. Cassian im Naturhistorischen Museum in Wien vorhandenen zahlreichen, aber stets nur in Bruchstiicken erhaltenen Exemplare stimmen aufs bcste mit Munster’s Beschreibung und Abbildung uberein. Allerdings scheint das von Munster zur Abbildung gebrachtc obere Bruchstiick kaum dazu zu gehoren. Im Material des Wiener Naturhistorischen Museums fand ich jedenfalls nichts ăhnliches. Die sehr feinen, engstehenden Linien des Schaftes, sowie den stark crenulierten Gclenkkopf und den erhabenen, fein- gckornten Ring, dessen Durchmesser grosser ist als der des Schaftes, finden wir bei zahlreichen Exemplaren von St. Cassian wieder, die alle in der Form mit Munster’s Abbildung Nr. 19 (abgesehen vom oberen, wahrscheinlich nicht dazugehorenden Bruchstiick) gut ubereinstimmen. Laube’s Abbildungen weichen jedoch wesentlichab undstellen cine andere Form dar, ebenso Klipstein’s abgebildetes Exemplar, das mit Laube’s Figur 10 a iibereinstimmt. Bather (Balaton, p. 236—237) behandelt alle diese Formen als synonym mit C. linearis. Cidaris grandaevus Quenstedt (Petrefaktenkunde Deutschlands, p. 158. Taf. 67. Fig. 102—110, 114, 115) aus dem Hauptmuschclkalk diirfte von C. linearis kaum zu unterscheiden sein. Die von Brașov mir vorliegenden Exemplare stimmen mit denen von St. Cassian sowie mit Munster’s Beschreibung und Abbildungen bestens iiberein. Anzahl der Exemplare: 7. Cidaris flexuosa Munster 1841. Cidaris flexuosa MUNSTER, Beitrăge, p. 44. Taf. III. Fig. 18. 1865. Cidaris flexuosa LAUBE, St. Cassian, p. 70. Taf. X. Fig. 7. 1911. Cidaris flexuosa BATHER, Balaton, p. 225—226. Mit Laube’s Abbildung Taf. X. Fig. 7 a stimmen eine Anzahl Exemplare vom Schneckenberg uberein. Infolge der engen wellenformigen Querstreifung, an der die Oberflăche der Stacheln stufig abgesetzt ist, sieht es aus, als ob der Stachel aus zahlreichen kurzen Teilchen bestehe, die von oben tiitenformig ineinander gesteckt wăren. Die dichte, zarte Langsstreifung ist deutlich ent- wickelt. Die Stacheln bestehen aus einer verhăltnismăssig diinnen Wand und weitem Lumen, das bei manchen Exemplaren hohl, bei anderen sekundâr mit Kalk ausgefiillt ist. Anzahl der Exemplare: 6. Cidaris decorata Munster 1841. Cidaris decorata MtÎNSTER, Beitrăge, p. 45. Taf. III. Fig. 22. 1865. Cidaris decorata LAUBE, St. Cassian, p. 290. Taf. X. Fig. 5 a, b, e (non c, d, f). 1911. Cidaris decorata BATHER, Balaton, p. 185. Taf. XII. Fig. 342. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 49 Von dieser bei St. Cassian grosse Dimensionen erreichenden Form (bis 60 mm Lănge) liegen mir 4 kleine Exemplare vor mit den charakteristischen durch tiefe, breite Furchen getrennten, krăftigen 5 Lăngsrippen auf der einen Seite, wăhrend die andere glatt ist. Die grossen Stacheln von St. Cassian haben auf der sonst glatten Seite 9—10 feinere Rippen. Doch fand ich auch unter dem St. Cassianer Material des Wiener Naturhistorischen Museums einige kleine, di'mne Stacheln, die genau so ausgebildet sind wie meine, so dass an einer Identităt der Formen nicht gezweifelt werden kann. Anzahl der Exemplare: 4. Radiolus alutensis n. sp. (Taf. II. Fig. 46) Eine Form, die bei St. Cassian scheinbar nicht vorkommt und mir auch sonst nicht bekannt ist, findet sich bei Brașov ziemlich hăufig. Es sind kurze gedrungene, kolbenfdrmige Stacheln, in der Form an C. decorata erinnernd, aber vollkommen glatt, ohne die geringste Spur einer Kornelung. Die Gelenk- grube ist sehr klein, von einem gekornelten Rând umgeben. Der kleine Ge- lenkkopf ist vom kurzen Hals durch einen sehr fein gestrichelten, schwach erhabenen Ring getrennt. Anzahl der Exemplare: 38. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 308. Radiolus racadaui n. sp. (Taf. II. Fig. 47 a—c) Abgeflachte keulenformige, glattc Stacheln. Nur bei Vergrbsserung wird eine sehr feine, dichte Lăngsstreifung sichtbar. Das grbsste, am besten er- haltene Exemplar lăuft am Ende kammformig zugescharft aus. Dieser zuge- schărfte Kamm ist nach unten konkav gebogen. Der Gelenkkopf ist sehr klein, durch einen erhabenen Ring von der Keule getrennt, ohne Hals. Die Gelenkgrube ist auch sehr klein. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 310. Radiolus adametzi n. sp. (Taf. II. Fig. 50 a—b; 51 a—b) Es liegen mir drei Stacheln von eigenartigem Geprăge vor. Der Gelenkkopf ist dick gerundet, gekornt, ohne Gelenkgrube. Der Gelenkkopf verjiingt sich ohne feste Abgrenzung gegen den diinneren Stiel, der einen kurzen, schaufelformig verbreiteten, schrăg abstehenden Korper trăgt. Der krăftigere der Stacheln ist sowohl auf dem oberen Teii des Stieles Institutul Geologic al României 50 ERICH JEKELIUS als auch auf beiden Seiten des schaufelformig verbreiteten Korpers dicht gekbrnt, so dass nur der untere Teii des Stieles glatt bleibt. Der zweite, zartere Stachel erscheint, abgesehen vom krăftig gekbrnten Gelenkkopf, glatt. Der dritte Stachel ist schlechter erhalten und lăsst nur die allgcmeinen Formverhăltnisse erkennen, die mit denen des krăftigeren der beiden obigen ubereinstimmen. Trotz dieser etwas verschiedenen Ausbildung durften doch alle drei Stacheln zu einer Art gehoren. Abgesehen von der Kornelung ist ihre Aus- bildung doch zu gleichartig. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das Taf. II. Fig. 51 a, b abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București, înv. Nr. B. t. 312. Radiolus herbichi n. sp. (Taf. II. Fig. 45) Eine noch auffallendere Form liegt in einem leider nur unvollstăndigen Exemplar vor. Der Gelenkkopf ist dick, glatt mit kleiner Gelenkgrube, die von einem glatten Saum umgeben ist. Der Stiel ist kurz, ohne scharfe Begren- zung gegen den Gelenkkopf. Der Korper ist breit, schaufelformig und auf dem Rând der adapicalen Flăche mit stark vortretenden, dicken, runden Warzen besetzt. Die adorale Flăche ist glatt. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 314. Radiolus antipai n. sp. (Taf. II. Fig. 48) Eine der eigenartigsten Cidarisstachelformen des Triaskalkes des Schnek- kenberges. Der Stachelkorper ist breitgeflugelt, spatenformig. Die adorale Seite ist dachformig gebrochen und bildet eine in der Lăngsrichtung verlau- fende stumpfe Kante. Die adapicale Seite ist dagegen konkav gebogen mit einer medianen erhabenen Lăngsrippe. Der Gelenkkopf sitzt dem Stachelkorper ohne eigentlichen Hals direkt auf. Auf der adoralen Seite ist der Gelenkkopf nur schwach durch eine Kante gegen den Stachelkorper abgesetzt, auf der adapicalen Seite aber ist er durch eine dieser Kante vorgelagerte, tiefe Furche deutlich begrenzt. Der an den Gelenkkopf unmittelbar anschliessende Teii der konkav gebogenen adapicalen Flăche wird von einer kurzen konvex gewolbten Wand iiberdeckt, wodurch hier eine kleine napfformige Hohlung entsteht. Die Gelenkgrube ist klein und wird von einem zarten, glatten Wulst umgeben. Der gegen den Stachelkorper durch eine scharfe Kante, in dei JA Institutul Geologic al României IGR/ DER WE1SSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 51 Richtung gegen die Gelenkgrube durch zwei zartere Kanten begrenzte, ring- fbrmig stark vorspringende Teii des Gelenkkopfes ist glatt und gegen die Gelenkgrube schwach konisch zulaufend. Der durch eine Furche begrenzte, viei engere Ringwulst der Gelenkgrube wird mit dem vorspringenden Ring des Gelenkkopfes durch eine gegen die Gelenkgrube konisch stark zulaufende glatte Flăche verbunden. Funf weitere, unvollstăndig erhaltene, kleine Exemplare zeigen grosse Ahnlichkeit in der Ausbildung des Stachelkbrpers mit Radiolus penna Bather (Balaton, p. 227. Taf. XIII. Fig. 404—412). Der Mangel eines Halses jedoch und die Ausbildung des Gelenkkopfes schliesst sie an R. antipai an. Ihre Abweichung in der Form von dem abgebildeten Exemplar wird jedenfalls dadurch bedingt, dass sie von einer anderen Region des Seeigelkorpers stammen. Anzahl der Exemplare: 6. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 315. Anaulocidaris testudo Bather (Taf. II. Fig. 49) 1911. Anaulocidaris testudo BATHER, Balaton, p. 140. Taf. X. Fig. 256—272. Text- figur 12—26 (siehe Textfigur 20—21, p. 151—152). Ein Exemplar aus der Gruppc der Radioli trulliform.es. Das Verhăltnis der Lănge zur Breite betrăgt 217: 100, das Verhăltnis der Dicke zur Lănge hat einen Index von 0,170. Diese Verhăltnisse sprechcn fur A. testudo und nicht fur A. buchi Munster. Ausserdem fehlen wie bei A. testudo die fur A. buchi charakteristischen zwei stumpfen Kanten, die auf der Innenflăche vom Gelenkkopf nach den distalen Ecken verlaufen. Die von Bather als A. testudo beschriebene Form stammt aus den raibler Schichten des Bakony, A. buchi dagegen aus den St. Cassianer Schichten Tirols. Bather sieht in A. buchi den Vorlăufer des stărker differenzicrten A. testudo. Nun finden wir aber hier eine Form, die alle Eigenschaften des A. testudo zeigt, in Schichten die eher etwas ălter sind als die Schichten von St. Cassian. Anzahl der Exemplare: 1. BRACHIOPODA Discina n. sp. indet. (Taf. III. Fig. r, 2) Eine kleine, ovale, flăche Ventralschale mit spitzem, kleinem Wirbel und kleiner ovaler Stieldffnung. Ausserdem liegt mir ein Bruchstiick einer grossen, gewolbten Oberschale vor. Anzahl der Exemplare: 2. 4* 52 ERICH JEKELIUS Thecidea asperulata Bittner (Taf. III. Fig. 3 a—e; 4 a—c) 1890. Thecidium asperulatum BITTNER, Brachiopoden der alpinen Trias, p. 69. Taf. I. Fig. 18. 1920. Thecidea asperidata DlENER, Foss. Cat. pars. io, p. 20. Von Brașov liegen mir drei schlecht erhaltene Exemplare vor, die mit Th. asperulata Bittner iibereinstimmen. Rhynchonella brasoviae n. sp. (Taf. III. Fig. 5 a—e) Es liegen mir zahlreiche Exemplare vor, die sich um Rh. comaliana Bittner gruppieren, aber eine derartige Variabilităt zeigen, dass fast jedes Exemplar als selbstăndige Art bcschrieben werden konnte. Es erscheint mir fraglich, welches in diesem Falie das angezeigtere Verfahren wăre. Der allgemeine Typus ist ziemlich einheitlich, dagegen zeigen sich innerhalb dessen so weit gehende Abweichungen, dass ein sehr reiches Material notwendig wăre, um entscheiden zu konnen, ob es sich hier um konstant bleibende Merkmale handelt, oder ob hier eine aussergewohnlich grosse, ineinanderfliessende Variabilităt einer Form vorliegt. Ich ziehe vorlăufig eine Gliederung dieser Gruppe in fiinf Formen einer zu weit gehenden Zusammenfassung vor. Es sind dies folgende Formen: Rhynchonella brasoviae, coronae, dacica, racadaui, alutae. Rh. brasoviae ist breiter (10 mm) als hoch (9 mm). Die Form des Umrisses ist sehr eigenartig. Die grbsste Breite des Gehăuses liegt im untersten Drittel. Von hier verlaufen die Flanken konkav gebogen zum Schnabel, wăhrend der Stirnrand in breitem Bogen gerundet ist. Die steil abfallenden Seitenflăchen sind wie bei der Rh. comaliana etwas konkav eingesenkt. Der Verlauf der kleingezackten Stirnkommissur bildet einen sehr flachen, gegen die kleine Klappe konvexen Bogen, ohne dass ein Wulst der kleinen, oder ein Sinus der grossen Klappe zur Ausbildung gelangt wăre. Die 8 Rippen der kleinen und 9 Rippen der grossen Klappe sind in der unteren Schalenhălfte deutlich entwickelt, verflachen aber gegen den Wirbel allmăhlich ganz, so dass das obere Drittel der Klappe flach bleibt. Die Seitenkommissuren sind gerade, nicht gezăhnelt. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 320. Rhynchonella coronae n. sp. (Taf. III. Fig. 6 a—d; 7 a—c) Einzelne Exemplare, die der vorhergehenden Form in mancher Beziehung ăhneln, haben eine sehr hohe, steil abgeschnittene Stirn mit steil kammartig Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 53 gebrochener Stirnkommissur. Die Rippen sind viei krăftiger und reichen fast bis an den Schnabel. Der kaum vortretende Wulst der kleinen Klappe hat 5 Rippen, der seichte Sinus der grossen Klappe vier. Die Seitenflăchen sind flach konkav eingesenkt, die Seitenkommissur ist gezăhnelt. Ein sonst in der Form ăhnliches Exemplar zeigt grosse Unregelmăssigkeiten in der Ausbildung der Stirnkommissur und des Sinus der grossen Klappe. Der seichte Sinus ist schmal, hat nur 2 Rippen, die Zickzacklinie der Stimnaht hat einen unregelmăssigen, unsymmetrischen Verlauf. Die kleine Klappe ist stărker gewolbt, der Stirnrand ist daher nicht so steil abgeschnitten. Bcsseres Material wird zeigen miissen, ob es sich hier bloss um ein abnormes Exemplar oder um eine selbstăndige Form handelt. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das Taf. III. Fig. 6 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. I?. t. 322. Rhynchonella dacica n. sp. (Taf. III. Fig. 8 a—d) Von den oben beschriebenen Formen weichen einige Exemplare durch schlankere Form, reichere Berippung und die Ausbildung eines flachen Wulstes auf der kleinen Klappe und seichten Sinus der grossen Klappe ab. Diese Form ist bei 11 mm Hohe 10 mm breit. Der Wulst der kleinen Klappe trăgt in der Stirnregion 5 Rippen. Die Rippen des Wulstes konver- gieren nach oben sehr rasch und fliessen zusammen, so dass schon in mittlerer Schalenhohe die dem Wulst entsprechende mediane Pârtie sehr schmal ist und gegen die wulstfbrmig schwach gcwolbten Seitenteile flach konkav eingesenkt erscheint. Die den medianen Wulst begrenzenden Seitenteile tragen zahlreiche kurze, wenig deutlichc Rippen, von denen 2 noch dic Stirn- kommissur erreichen, die iibrigen aber zur Seitenkommissur abfallen, die dadurch auch gezahnelt ist. Die Rippung der grossen Klappe ist im unteren Teii der Klappe krăftiger. Im Sinus sind 4 Rippen entwickelt, wăhrend ich auf dem rechten Seitenflugel 6 zăhle, von denen drei die Stirnkommissur erreichen, drei andere aber auf der Seitenflăche liegen. Anzahl der Exemplare: 11. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 324. Rhynchonella dacica var. paucicostata n. var. Zwei Exemplare, die in den Formverhăltnissen und auch sonst mit Rh. dacica iibereinstimmen, fallen durch cine viei geringere Berippung auf. Die Seitenkommissuren sind gerade, nicht gezahnelt. Im Ganzen zăhle ich nur 5 flăche, undeutliche Rippen. Anzahl der Exemplare: 2. Institutul Geological României 54 ERICH JEKELIUS Rhynchonella racadam n. sp. (Taf. III. Fig. io a—c) Diese Form schliesst sich an Rh. dacica an, hat aber zahlreichere, zartere Rippen, die sich fast bis in den Wirbel verfolgen lassen. Die grosse Klappe hat 17 Rippen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 326. Rhynchonella alutae n. sp. (Taf. III. Fig. 9 a—d) Rh. alutae erinnert an Rh. decurtata, zeigt aber andererseits auch wieder Beziehungen zur Gruppe der Formen um Rh. coronae. Das Verhăltnis zwischen Hohe und Breite schwankt etwas (Hohe n mm, Breite 10 mm; Hohe 10,5 mm, Breite 11 mm). Der Wulst der kleinen Klappe trăgt vier Rippen. Die den medianei! Wulst begrenzenden seitlichen Furchen konvergieren gegen den Schnabel stark, so dass der mittlere, dem Wulst entsprechende Schalenteil der kleinen Klappe schon in halber Schalenhdhe schmal wird und gegen den Wirbel ganz auskeilt. Im oberen Schalendrittel erscheinen die Seitenteile schwach wulstformig gewolbt, der mediane Teii dagegen sehr schwach .eingesenkt. Die Seitenfliigel zeigen an der Stirnkommissur 2 Rippen. Die Seiten- kommissur ist auch gezackt, doch sind auf den Seitenflăchen diesen Zacken entsprechend nur mehr Spuren von Rippen angedeutet. Die grosse Klappe hat im Sinus drei Rippen, auf den Seitenteilen an der Stirnkommissur je 2 und den Zacken der Seitenkommissur entsprechend noch 1—2 schwach angedeutete Rippen. Hervorzuheben ist, dass die zwei den Sinus der grossen Klappe nach aussen begrenzenden Rippen besonders krăftig an der Stirne hervortreten, wie Bittner das (Brach. d. alp. Trias p. 104) fur Rh. cornaliana hervorhebt. Das obere Drittel der Klappe ist glatt. Wulst und Sinus sind im Verlauf der Stirnkommissur sehr deutlich entwickelt. Die Seiten sind senkrecht abgeflacht. Der Schnabel ist spitz, nur sehr schwach gebogen. Anzahl der Exemplare: 7. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 327. Rhynchonella cynodon Laube (Taf. III. Fig. 14-17) 1865. Rhynchonella cynodon LAUBE, St. Cassian, p. 27. Taf. XIV. Fig. 5 a, 5 b (Fig. 5 exclus). 1920. Rhynchonella cynodon DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 24. Die mir von Brașov vorliegenden Exemplare bleiben etwas kleiner als Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 55 die von Laube und Bittner abgebildeten und gleichen in Form und Aus- bildung der Rippen und des Sinus den von Bittner abgebildeten Exem- plaren. Diese Form weicht nicht unwesentlich von der bei Laube abgebildeten und bei St. Cassian iiberwiegend vorkommenden Form ab. Bittner meint auch, dass sein Exemplar (Brach. d. alp. Trias Taf. III. Fig. 19) die charak- teristischen Eigentumlichkeiten in besonderer Schărfe zeige und die Bezie- hungen zu Rh. semicostata Munst. vollkommen zuriicktreten, die bei den weniger extrem ausgebildeten Exemplaren eben noch vorhanden sind. Im St. Cassianer Material des Wiener Naturhistorischen Museums kommen vereinzelt Exemplare vor, die mit Bittner’s Abbildung iiberein- stimmen, wăhrend die Mehrzahl flacher bleibt, mit flacherem Sinus. Bei Brașov kommt nur die von Bittner abgebildete, extrem entwickelte Form vor. Ubergănge zu Rh. semicostata fehlen. Die grosse Schale hat eine mediane Senkung, die in der Stirnregion in einen tiefen Sinus iibergeht, der ein bis zwei kurze, ganz schwach angedeu- tete sekundăre Rippchen aufweist. Sonst ist die grosse Klappe glatt. Auf der kleinen Klappe entspricht dem Sinus der grossen Klappe ein kurzer, nur in der unteren Hălfte der Schale entwickelter, nur an der Stirnnaht durch 1—2 Einkerbungen schwach geteilter Wulst, der seitlich gegen die glatten, gewblbten Seitenteile durch je eine Einsenkung begrenzt wird. Diese seit- lichen Einsenkungen konvergieren gegen den Wirbel der Schale. Anzahl der Exemplare: 9. Rhynchonella cynodon var. nuda n. var. (Taf. HI. Fig. 11—13) Bei einzelnen kleinen Exemplaren ist die kleine Klappe gleichmăssig gewolbt, der Wulst kommt nur im Verlauf der Stirnnaht zur Geltung, wăh- rend auf der grossen Klappe als Verlăngerung des Sinus eine seichte, von Abkantungen der Schale begrenzte Vertiefung bis in den Wirbel verlăuft. Anzahl der Exemplare: io. Typus: das Taf. III. Fig. 13 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 330. Rhynchonella cynodon var triplicata. n. var. (Taf. III. Fig. 18 a—e) Eine Form, die sich sonst an Rh. cynodon anschliesst, weicht von der typischen Form durch breitere Gestalt und einen breiteren, dreigerippten Wulst der kleinen Klappe ab. Anzahl der Exemplare: 4. Typus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 332. Institutul Geologic al României 56 ERICH JEKELIUS Rhynchonella tricostata Munster (Taf. III. Fig. 19—20) 1841. Terebratula tricostata MUNSTER, Beitrăge, p. 57. Taf. VI. Fig. 7. 1920. Rhynchonella tricostata DlENER, Foss. Cat. pars 10, p. 34. Eine bei St. Cassian in ganz gleicher Ausbildung sehr hăufige Form. Sie ist aber ziemlich variabel, besonders die Form des Umrisses, wie auch Laube’s Figuren zeigen. So entspricht bei Laube Taf. XIV. Fig. 4 dem Wulst der kleinen Klappe im Umriss eine bogige Vorwolbung, ebenso wie bei Biitner’s Exemplaren aus dem Bakony, dagegen bei Laube’s Figuren 4 a und 4 c eine konkave Einbuchtung. Diese Variabilităt zeigen auch meine Exemplare. Anzahl der Exemplare: 5. Rhynchonella barzaviae n. sp. (Taf. III. Fig. 21—23) Diese kleine Form diirfte der Rh. delicatula Bittner nahe stehen. Die Form und die Ausbildung des medianen Teiles der kleinen Klappe zeigt grosse Ăhnlichkeit (Bittner, Brachiopoden d. alpinen Trias p. 17, Taf. XXXV. Fig. 28, 29). Sie unterscheidet sich aber durch die viei reichere Be- rippung wesentlich von ihr. Nahe steht dieser Form noch die Rh. sublata Bittner von St. Cassian. Bittner stellt diese Formen in seine Gruppe glatter Rhynchonellen: Austriella. Nun ist die Verwandtschaft vorliegender Form mit obigen zu augen- fallig, als dass sie wegen der hier vorhandenen, dort fehlenden Berippung in verschiedene Gruppen eingeteilt werden konnten. Ausserdem ist von Rh. sublata bisher nur ein einziges Exemplar bekannt, dem die Schale bis auf kleine Reste fehlt, und die Abbildung bei Bittner (Brach. d. alp. Trias. Taf. XXXVIII. Fig. 11) zeigt auf den Schalenresten angedeutete Făltelung der Schale. Bei vorliegender Form hebt sich aus der medianen Depression der kleinen Schale in der Stirnregion cin Wulst mit zwei kurzen Falten heraus. Die Seiten- teile werden durch je eine breite Aufwolbung gebildet, die gegen den Schalenrand zu drei kurze Rippen tragen. Abgesehen von der medianen Einsenkung, die mehr oder weniger deutlich fur gewohnlich, nicht immer, sich bis unter den Wirbel verfolgen lăsst, zeigt nur die Randzone der Schale Rippung, der iibrige Teii wird von den breiten, glatten, seitlichen Aufwdl- bungen der Schale eingenommen. Den beiden seitlichen Furchen der medianen Senkung der kleinen Klappe entsprechen auf der grossen Klappe zwei besonders krăftige Rippen, zwi- Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 57 schen denen in einem sekundăr eingesenkten seichten Sinus eine schwă- chere, kurze Rippe verlăuft. Die Seitenteile zeigen ebenfalls in der Randre- gion je drei kurze Rippen. Die Pârtie um den Wirbe! der grossen Klappe bleibt glatt. Nahe verwandt erscheint auch Rh. trebevicensis Bittner (Brach. u. Lamel- libranchiaten a. d. Trias v. Bosnien. Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. LII, p. 564. Taf. XXII. Fig. 33). Anzahl der Exemplare: r8. Arttypus: das Taf. III. Fig. 21 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 335. Rhynchonella curmături n. sp. (Taf. III. Fig. 24-25) Eine kleine Form, die entfernt an Rh. arpadica Bittner erinnert. Die kleine Klappe hat 13 Rippen, davon 5 auf dem aus der allgemeinen Wbl- bung der Schale nur schwach hervortretenden Wulst. Auf der grossen Klappe zăhle ich zehn Rippen, davon vier im Sinus. Die seitlichen Rippen nehmen sowohl an der grossen als auch an der kleinen Klappe sehr rasch an Stărke ab. Der Wulst ist etwas krăftiger betont als bei der arpadica. Die fiinf Rippen des Wulstes schneiden auf der Sutur in gleicher Hohe, horizontal ab. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das Taf. III. Fig. 24 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 337. Rhynchonella transsylvanica n. sp. (Taf. III. Fig. 26 a—d) Eine kleine Form, die gewisse Anklănge an Rh. subacuta var. corallio- phila Bittner (Brach. d. alp. Trias p. 114 Taf. XXXVIII. Fig. 7—9) zeigt. Die kleine Schale hat fiinf, auf die untere Schalenhălfte beschrănkte, durch breite Furchen getrennte Falten. Mein Exemplar ist etwas unsymmetrisch entwickelt. Die von der medianen Falte links stehende Falte ist krăftiger entwickelt als die rechte, fast ebenso krăftig wie die mediane Falte. Die grosse Schale hat zwei Falten, die sich in der oberen Schalenhălfte zu einem breiten medianen, in den Schnabel auslaufenden Wulst vereinigen, und je eine seitliche, schmale, flugelartige Aufwolbung. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 339. Rhynchonella meschendorferi n. sp. (Taf. III. Fig. 27-29) Diese Form steht morphologisch der Rh. seydeli Bittner nahe. Die flăche, dreieckige Form mit den im Schnabel spitzwinkelig zulaufenden, Institutul Geological României 58 ER1CH JEKEL1US geradlinigen, nicht konkav ausgeschweiften Seitenrăndern gleicht Rh. seydeli. Die Form ist dreieckig, verhaltnismăssig schmal, mit geraden Seiten- răndern und geradem bis schwach gebogenem Stirnrand. Die verhăltnis- măssig schwache Berippung ist auf die untere Schalenhălfte beschrănkt, ăhnlich wie bei Rh. seydeli. Der flăche Wulst der kleinen Schale trăgt 3—4 kurze, nach oben konvergierende Rippen und wird seitlich von je einer tie- feren Furche begrenzt, die nach oben konvergieren und ungcfăhr in der Mitte der Schalenhohe oder etwas dariiber zusammenlaufen. Seitlich hat die kleine Schale noch je zwei kurze Rippen, die nach oben bald ver- schwinden. Weiter oben sind die Seitenteile glatt, schwach gewolbt. Die Berippung der grossen Schale beschrănkt sich analog der kleinen auch hauptsăchlich auf die untere Schalenhălfte. Der Sinus zeigt 2—3 kurze Rippen und wird seitlich von je einer ebenfalls kurzen aber etwas krafti- geren Rippe begrenzt, ăhnlich wie wir das auch bei der Rh. cornaliana sahen. Nach aussen treten noch je zwei schwăchere Rippen auf. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das Taf. III. Fig. 28 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 341. Rhynchonella (Austriella?) herbichi n. sp. (Taf. III. Fig. 31 a—d) Eine kleine wenig gewolbte glatte Form, die ihre grosste Breite in halber Hohe erreicht, von wo sie sich gegen den breiten, geraden Stirnrand nur wenig verschmălert. Die grosse Klappe ist nur sehr wenig stărker gewolbt als die kleine. Die Kommissuren liegen in einer Ebene. Der Schnabel ist gestreckt, nur schwach gebogen, spitz und etwas gros- ser, als er bei Austriella nonnaler Weise zu sein pflegt. Zu beiden Seiten des Wirbels der kleinen Klappe sind kleine Ohren angedeutet, wie sie fur Austriella charakteristisch sind. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 343. Rhynchonella (Austriella?) parva n. sp. (Taf. III. Fig. 30 a—d) Ein Exemplar, das im allgemeinen Habitus der vorhergehenden Art nahe steht, weicht in der Form des Umrisses doch wieder so sehr von ihr ab, dass ich eine Vereinigung mit ihr nicht fur zulăssig halte. Der Schnabel ist leider verletzt. Eine schwache Ohrbildung ist auch hier feststcllbar. Diese Form erreicht ihre grosste Breite erst im unteren Drittel der Scha- lenhbhe, von wo sie gegen den Schnabel spitz zulăuft, wăhrend die Stirn breit gerundet ist. Institutul Geological României \ igr/ PER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 59 Die Form ist flach, die grosse Klappe ist nur sehr wenig stărker gewolbt als die kleine. Die Kommissuren liegen in einer Ebene. Anzahl cler Exemplare: i. Arttypus: clas abgcbildcte Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 344. Spiriferina fragilis Schloth (Taf. IV. Fig. 1 a—c) 1814. Terebratula fragilis SCHLOTIIEIM, in LEON1IARDS Taschenbuch. Taf. II. Fig. 4. 1920. Spiriferina fragilis DlENER, Foss. Cat. pars 10, p. 46. Von Brașov liegen mir zwei unvollstăndige Exemplare dieser Art vor. Der Sinus der grossen Klappe hat ungefăhr die Breite der angrenzenden Furchen. Anzahl der Exemplare: 2. Spiriferina simionescui n. sp. (Taf. IV. Fig. 2 a—c) Diese Form erinnert an Spiriferina badiotica Bittner (Brachiopoden d. alp. Trias, p. 75. Taf. II. Fig. 3). Die Form der grossen und kleinen Schale gleicht den Verhăltnissen bei der badiotica. Sie unterscheidet sich vornehm- lich durch eine vom Wirbel ausgehende, scharfe mediane Furche der grossen Klappe, die in der Năhe des Stirnrandes seichter wird. Sonst ist die grosse und kleine Klappe glatt. Die systematische Stellung dieser Form innerhalb der Spiriferinen ist ăhnlich unsicher, wie die der Sp. badiotica nach Bittner und der in der Form ăhnlichen aber gerippten Sp. impressula Bittner. Die kleine Klappe ist 4,5 mm breit und ebenso hoch. Die Arealbreite betrăgt 3 mm, die Hohe der Area ebenfalls 3 mm. Die kleine Klappe ist fast eben, gegen die Stirne schwach konkav. Die grosse Klappe ist konisch mit stark eingekrummtem Schnabel. Die Deltidialspalte ist schmal. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 346. Spiriferina stefanescui n. sp. (Taf. IV. Fig. 3 a—d) Ein vollkommen isoliert stehender Typus, der ganz entfernt an Sp. evanescens Bittner erinnert. Die kleine und grosse Klappe sind fast gleich stark gewolbt. Der Wirbel der grossen Klappe ragt nicht hoher vor als der der kleinen. Die Area ist nieder. Die grosse Klappe zeigt nur bei gunstiger Beleuchtung sichtbare, zarte Institutul Geological României 6o ERICH JEKELIUS Rippen und zwar eine mediane Rippe und je ein seitliches Rippcnpaar. Die kleine Klappe ist beschădigt, doch scheint hier cine mediane und je eine seitlichc Rippe vorhanden gewesen zu sein. Sie sind auf der kleinen Klappe fast noch schwăcher als auf der grossen. Die Stirnkommissur zeigt soweit erhalten ganz schwache Wellung. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 347. Cyrtina (Bittnerula) zitteli Bittner (Taf. III. Fig. 32 a—b, 33) 1865. Cyrtina Buchi LAUBE, St. Cassian. Taf. XII. Fig. 4 d—h. (cet. exclus). 1890. Cyrtina Zittelii BITTNER, Brachiopoden d. alp. Trias, p. 78, 112, 117. Taf. XXXVIII. Fig. 12; Taf. XL. Fig. 24; Taf. XLI. Fig. 22. 1920. Bittnerula Zittelii DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 58. Von Brașov liegen ein charakteristisches, zweifellos hieher gehorendes, grosseres, ein kleines, schlecht erhaltenes Exemplar und zwei Bruchstiicke vor. Eine Medianfurche der grossen Klappe ist nur schwach angedeutet. Das Pseudodeltidium ist gleichmăssig gewolbt. Anzahl der Exemplare: 4. Spirigera fasciata n. sp. (Taf. IV. Fig. 10 a—e) Eine grossere Gruppe von Spirigerenformen mit cincter Berippung muss der Subsectio Anomadinella Bittner zugetcilt werden, von der bisher nur die eine Art Sp. flexuosa bekannt war. Sie stehen der sehr variablen Sp. flexuosa morphologisch nahe, bilden aber wohl eine geschlossene Formen- gruppe fur sich, bei der die Frage offen bleibt, ob wir besser tun, sie in ver- schiedene Arten oder bloss in verschiedene Varietăten einer Art zu zerglie- dern. Ich ziehe vorlaufig ersteres vor. Hieher gehoren: Spirigera fasciata n. sp.; Sp. macovei n. sp.; Sp. fasciataeformis n. sp.; Sp. athanasiui n. sp.; Sp. coronae n. sp. * ❖ * Die Art der Berippung der Sp. fasciata und die Form erinnert einiger- massen an Sp. flexuosa var. laevis Bittner (Brach. d. alp. Trias, p. 83. Taf. II. Fig. 22, 23). Dic in der Hauptsache dreieckige, verhăltnismâssig flăche Form ist gegen dic Stirn keilformig zugeschărft. Der Schlossrand ist kurz, gerade und ragt unter dem Wirbel der kleinen Klappe schwach flugelartig vor. Der an der Stirn breite, mediane Teii wird gegen zwei zuriicksprin- gende, schmale Seitenfliigel durch etwas starker markierte Furchen be- grenzt. Der mediane Teii hat auf der kleinen und grossen Klappe je funf Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 6t korrespondierende, flăche Rippen: eine mediane und je zwei etwas enger stehende seitliche. Die Seitenflugel bestehen aus je einer breiten Rippe. Die Naht liegt in einer Ebene, verlăuft gerade. Mit diesein Typus scheinen andere Formen mehr oder weniger eng verbunden. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 349. Spirigera macovei n. sp. (Taf. IV. Fig. 11 a—c) Diese Art wird grosser und dicker als Sp. fasâata. Die Berippung be- ștelit aus zahlreicheren, dafur aber sehr zarten Rippen, die nur ganz schwach sichtbar sind. Die durch eine breitere, tiefere Furche abgetrennten Seiten- flugel sind auch hier charakteristisch ausgebildet. Die Medianlinie ist so- wohl auf der kleinen als auch besonders auf der grossen Klappe etwas ver- tieft und die Schalenfaserung konvergiert in ihr gegen die Stirn zu. Die grosse Schale des Exemplares ist an einer Stelle aufgebrochen und zeigt den einen Spiralkegel des Armgeriistes schon. Sichtbar sind sechs Umgănge, einfach, nicht diplospir. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 350. Spirigera fasciataeformis n. sp. (Taf. IV. Fig. 8—9) Diese Form ist der Sp. fasciata sehr ăhnlich, unterscheidet sich durch die weniger deutlich abgesetzten Seitenflugel, die schărferen Rippen, von denen je eine den Seitenfliigeln entsprechen, wăhrend auf den mediancn Teii je ein seitliches Rippenpaar entfăllt. Die funfte mediane Rippe der asciata aber fehlt. Anzahl der Exemplare: 24. Arttypus: das Taf. IV. Fig. 9 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 351. Spirigera athanasiui n. sp. (Taf. IV. Fig. 4—7) Diese Form wird viei dicker als fasciataeformis und in starkrippigen Exem- plaren sehr trigonellaăhnlich, sie schliesst sich aber eng an fasciataeformis an und unterscheidet sich von trigonella durch die zwar stărker als bei fasciatae formis zuriicktretende, aber doch deutlich entwickelte Seitenrippe. Die vier medianen Rippen sind gewohnlich paarig angeordnet. Die Rippen sind bei der Mehrzahl der Exemplare schwach ausgebildet. Es liegen mir nur vier Exemplare mit krăftigeren, trigonellaartigen Rippen vor, alle anderen haben schwăchere Rippen. L- Institutul Geologic al României \ igr y 62 ERICH JEKELIUS Einige Exemplare mit angebrochener Schale lassen das Armgenist er- kennen. • Anzahl der Exemplare: 131. Arttypus: das Taf. IV. Fig. 4 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 353. Spirigera coronae n. sp. (Taf. IV. Fig. 12—15) Eine eigenartige Form, die in ihrer Berippung noch am meisten an Sp. dolomitica Bittner erinnert, die Bittner mit der diplospiren Sp. contraplecta in die Gruppe der Euractinella Bittner einteilt. Die Spiralkegel der mir vorliegenden Form bestehen aus einfachen, nicht diplospiren Umgăngen, wie ein herausgewitterter Spiralkegel eines aufge- brochenen Exemplares zeigt. Sichtbar sind sechs Spiralumgănge. Die Form wird wesentlich grosser als Sp. dolomitica. Ausser den vier breiten, durch breite, seichte Furchen getrennten, rippenformigen Wolbungen der Schale, zwischen denen der Stirnrand eingebuchtet ist, zeigen nur die grbsseren Exem- plare noch schwăchere Sekundărrippen. Trotz der sehr ăhnlichen Berippung mit Sp. contraplecta und Sp. dolomitica kann diese Form auf Grund der anders ausgebildeten Spira nicht in die Gruppe der Euractinella Bittner gestellt werden. Ich stelle sic mit Vorbehalt vorlăufig auch in die Gruppe der Sp.fasciata. Die terminale Endoffnung, die cinct stehenden Rippen, die an der Median- linie gegen die Stirn zu konvergierenden Schalenfasern, sowie die Spiralkegel des Armgeriistes stellen diese Form sowie die anderen dieser Gruppe eindeutig zu Spirigera. Anzahl der Exemplare: 17. Arttypus: das Taf. IV. Fig. 15 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 355. Spirigera carpathica n. sp. (Taf. IV. Fig. 16) Ein unvollstăndig erhaltenes, zehnrippiges Exemplar mit je einer Seiten- rippe und vier Rippenpaaren, die in der Wirbelnăhe in 4 Einzelrippen zusam- menfliessen. Dadurch ist die Anordnung der Rippen primar sechsteilig, so dass diese Form nicht unter die Pentactinella Bittner eingeordnet werden kann und trotz des sonst stark abweichenden Typus eher zur Gruppe der Anomactinella zu stellen sein wird. Diese Form erinnert an Sp. multicostata Klipst., doch sind die Rippen in ihrer Anordnung viei regelmăssiger, in ihrer Ausbildung viei schwăcher als bei multicostata, wodurch ein von multicostata stark abweichender Typus entsteht. Besonders die bei multicostata auffallende, starke, terminale An- Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 63 schwellung der Rippen fehlt bei vorliegendem Exemplar und die seitlichen Rippen fallen steil schrăg nach aussen ab, wahrend sie bei multicostata stark bogig nach oben gezogen sind. Die Rippen der beiden Klappen stehen cinct. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 357. Spirigera quinquecostata Munster (Taf. IV. Fig. 17) 1841. Terebratula quinquecostata MUNSTER, Beitrăge, p. 59. Taf. VI. Fig. 6. 1920. Spirigera quinquecostata DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 64. Das Exemplar von Brașov gleicht der von Klipstein als Ter. cristagalli abgebildeten fiinfrippigen Form mit scharfen, hohen Rippen. Anzahl der Exemplare: 1. Spirigera romana n. sp. (Taf. IV. Fig. 18 a—c) Diese Form stcht an der Grenze zwischen glatten Spirigeren und solchen mit cincter Berippung. Ausser einer seichten medianen Furche sowohl auf der kleinen als auch auf der grossen Klappe sind die mir vorliegenden Exemplare glatt. Die Schale ist faserig, die Fasern konvergieren in der Medianlinie gegen die Stirn. Ein Exemplar ist aufgebrochen und zeigt einfache nicht diplospire Bănder der Spiralkegel. Die Form ist ausgesprochen dreieckig mit breitem, gerade abgeschnittenem Stirnrand. Sie erinnert wohl am meisten an Sp. halatonica Bittner, mit der sie die mediane seichte Furche gemeinsam hat, sie ist aber viei ausgespro- chener dreieckig im Umriss und wird wesentlich grosser. Auf Grund der einfachen Spiralbănder und der glatten Schale wăre diese Form mit Sp. indistincta und Sp. halatonica in die Gruppe der Dioristella Bittner einzuteilen. Anzahl der Exemplare: 4. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 359. Spirigera indistincta Beyr (Taf. IV. Fig. 19-21) 1920. Spirigera (Dioristella) indistincta DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 65. Von der Terebratula cassiana, die ăusserlich oft ăhnlich aussehen kann und von Laube auch nicht getrennt wurde, unterscheidet, abgesehen vom inneren Bau, unter anderem auch die median mehr oder weniger stark gegen die kleine Klappe aufgebogene Stirnkommissur, die bei T. cassiana stets gerade verlăuft. Anzahl der Exemplare: 6. Institutul Geological României 64 ERICH JEKELIUS Spirigera wissmanni Munster (Taf. IV. Fig. 22 a—d) 1841. Terebratula uissmanni MUNSTER, Beitrăge, p. 64. Taf. VI. Fig. 18. 1920. Spirigera (Diplospirella) wissmanni DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 67. Sp. wissmanni ist bei Brașov in der typischen Form mit gerundetem Um- riss, ohne Sinus, wie Bittner (Brach. d. alp. Trias, Taf. II. Fig. 7; Taf. XXIX. Fig. 22) oder Quenstedt (Petrefaktenkunde Deutschlands. Brachiopoden. Taf. 41, Fig. 89) ihn abbilden, hăufig. Anzahl der Exemplare: 55. Retzia carpathica n. sp. (Taf. IV. Fig. 23 a—e) Eine eigenartige Form, deren grosse Klappe eine gewisse Ahnlichkeit mit der der R. schwageri Bittner zeigt. Sie hat vier krăftige, gerundete Rippen, die von ungefăhr ebenso breiten Furchen getrennt werden. Die Area ist breit, hoch und flach. Der Schlossrand ist breit und gerade. Die kleine Klappe ist ganz flach und lăsst 5 krăftige, gerundete Rippen erkennen. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 363. Retzia schafferi n. sp. (Taf. IV. Fig. 24 a—d) Auf der grossen Klappe verlaufen aus der Wirbelregion beginnend zwei sehr krăftige, gerundete Rippen gegen die Stirn, durch eine tiefe ungefăhr ebenso breite Furche getrennt. Seitlich entwickeln sich in der unteren Hălfte der Schale je eine schwăchere Rippe. Die grosse Klappe ist stark gewolbt. Der Schnabel stark gegen die kleine Klappe eingekrummt. Die kleine Klappe ist ganz flach und zeigt eine mediane und zwei seitliche undeutliche breite Rippen, die durch seichte Furchen getrennt werden. Gegen den Schlossrand zu verflacht diese Skulptur aber vollkommen in einer allge- meinen flachen Konkavităt der Klappe. Eine Area ist deutlich sichtbar, Einzelheiten sind aber nicht zu erkennen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. Bt. 365. Koninckella trauthi n. sp. (Taf. IV. Fig. 25—27) Beziiglich der ăusseren Form steht K. trauthi noch am năchsten der K. triadica Bittner (Brach. d. alp. Trias, Taf. III. Fig. 7, 8). Diese Form, die nach Bittner’s Abbildungen in ihrem Umriss zwar sehr variabel ist, wird aber stets wesentlich breiter als K. trauthi. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 65 K. trauthi ist verhaltnismăssig schlank, mit hochgewolbter grosser Klappe und deckelformig eingesenkter, konkaver kleiner Klappe. Die Stirnkommissur ist nicht wie Bittner das fur K. triadica darstellt (1. c. Taf. III. Fig. 7) gegen die grosse Klappe herabgezogen, sondern liegt in einer Ebene mit den Seiten- wănden und dem Schlossrand. Anzahl der Exemplare: 7. Arttypus: das Taf. IV. Fig. 25 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Xr. B. t. 366. Terebratula cassiana Bittner (Taf. IV. Fig. 28 a—c) 1890. Terebratula cassiana BITTNER, Brachiopoden d. alp. Trias, p. 59. 1920. Terebratula cassiana DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 84. Eine Anzahl kleiner Exemplare, die ganz dem von Laube (Taf. XI. Fig. 9) als Spirigera indistincta abgebildeten Exemplar entsprechen. Die dicke Stirn mit den zahlreichen Anwachsstreifen, die stark gewolbten Schalen, die ganzen Formvcrhăltnisse, der gerade Verlauf der Kommissuren, das Fehlen eines Medianseptums, alles entspricht bestens dem von Bittner mit T. cassiana bezeichneten Typus. Anzahl der Exemplare: 3. Waldheimia angustaeformis Boeckh (Taf. V. Fig. 1—2) 1873. Waldheimia angustaeformis BOECKH, Geol. Verhâltn. d. sudl. Bakony, p. 172. Taf. XI. Fig. 20. 1920. Waldheimia angustaeformis DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 97. W. angustaeformis ist in den Breiteverhăltnissen scheinbar sehr variabel. Salomon unterschied daher auch eine var. elongata fur die gestrecktere Form. Eine sichere Unterscheidung auf Grund der ăusseren Form ist bei diesen variabeln Arten zwischen W. angusta und W. angustaeformis schwierig. Bittner hebt die krăftigere Entwicklung des Schnabels bei angustaeformis hervor. Charakteristischer durf’te der Unterschied im Verlauf der seitlichen Năhte sein. Wăhrend die Seitennaht bei W. angusta stark geschwungen in kraftigem Bogen gegen die kleine Klappe vorgezogen ist, verlăuft die Seitennaht bei angustaeformis sehr wenig geschwungen und weicht nur um sehr geringe Betrăge von einer geraden Linie ab. Obwohl mir nur kleine Exemplare vorliegen und gerade auch die bedeu- tendcre Grosse des IK angustaeformis als Unterscheidungsmerkmal gegen IK angusta angefiihrt wird, muss ich meine Form auf Grund des fast gerad- linigen Verlaufes der seitlichen Naht doch zu W. angustaeformis stellen. Anzahl der Exemplare: 3. Institutul Geological României 66 ERICH JEKELIUS Waldheimia dacica n. sp. (Taf. V. Fig. 3—5) Die ăussere Form erinnert an Spirigera sufflata Munster (Bittner, Bra- chiopoden d. alp. Trias, Taf. II. Fig. 10). Das kurze Medianseptum der kleinen Klappe stellt unsere Form aber zu Waldheimia. Die kleine Klappe ist etwas flacher oder ebenso stark gewolbt wie die grosse. Die Kommissuren liegen in einer Ebene. Seitenrănder und Stirnrand sind im Umriss gerundet. Es ist im allgemeinen eine banale Form, die keine besonderen Kennzeichen bietet, doch lăsst sie sich mit keiner der bekannten Triasformen identifizieren. Anzahl der Exemplare: 10. Arttypus : das Taf. V. Fig. 4 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr B. t. 370. Waldheimia predai n. sp. (Taf. V. Fig. 6—7) Eine infolge des stark entwickelten Schnabels auffallende Form unter den Brachiopoden der Triasfauna von Brașov. Sowohl die grosse, als auch die kleine Schale sind stark gewolbt. Neben Exemplaren, deren kleine Schale ungefăhr ebenso breit wie lang ist, gibt es auch solche, die schmăler sind. Die Schale ist glatt, die Năhte liegen in einer Ebene. Anzahl der Exemplare: 6. Arttypus: das Taf. V. Fig. 7 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 372. Waldheimia subangusta Munster (Taf. V. Fig. 8 — 10) 1841. Terebratula subangusta MUNSTER, Beitrăge, p. 64. Taf. VI. Fig. 16. 1920. Waldheimia (Aulacotyris) subangusta DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p. 102. Kleine Exemplare, iiberwiegend breit, in den Formverhăltmsscn Munster’s Abbildung gut entsprechend. Ausserdem komrnen auch schlankere Exemplare vor, wie sie von Bittner, Salomon und anderen abgebildet wurden. Die grosse Schale ist krăftig gewolbt. Die kleine ist auch gewolbt aber weniger stark, mit einer scharfen Medianfurchc, die bis in die Mitte der Schale oder dariiber hinaus reicht. Eine mediane Depression ist nur schwach ange- deutet. Dies wăre nach Bittner eine seltenere Abart, wăhrend normaler- weise die kleine Klappe flacher sein soli, mit stărker ausgeprăgter medianer Depression. Der Schnabel ist stark niedergedriickt und zeigt an der Aussenseite das kurze Medianseptum, das bei W. subangusta durch die im Inneren des Schna- bels konvergierenden Zahnstiitzen gebildet wird. Anzahl der Exemplare: 22. Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 67 Waldheimia barzaviae n. sp. (Taf. V. Fig. 11—12) Eine kleine Form, die sich von Waldheimia wachneri n. sp. hauptsachlich durch gerundete Stirn und durch gleichmăssig stark gewolbte grosse Klappe unterscheidet. Das Medianseptum der kleinen Klappe ist lang, es reicht bis ins untere Drittel der Klappe. Im Schnabel sind zwei kurze Zahnstiitzen infolge Lădierung der Schale von aussen sichtbar. Anzahl der Exemplare: 9. Arttypus: das Taf. V. Fig. 12 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 375. Waldheimia alutae n. sp. (Taf. V. Fig. 13-14) Eine schwach geschulterte Form, die ihre grosste Brcite in der oberen Hălfte der Schalenhohe erreicht, von wo der Umriss gegcn den Schnabel spitz auslăuft, wăhrend er gegen den Stirnrand fast kreisformig gerundet ist. Die kleine Klappe lăsst ein Medianseptum erkennen, das die Mitte der Klappe nicht erreicht. Der Schnabel ist krăftig, wenig gebogen. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das Taf. V. Fig. 13 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 377. Waldheimia wachneri n. sp. (Taf. V. Fig. 15-16) Die Form ist gestreckt, dreieckig, mit gerader Stirn. Der Schnabel ist spitz, wenig gebogen. Die kleine Klappe hat eine gegen die Stirn breit aus- laufende, flăche Depression und ein bis iiber die Hălfte der Klappe reichendes Medianseptum. Die mediane Region der grossen Klappe ist besonders gegen die Stirn zu abgeflacht und wird gegen die steil abfallenden Flanken durch abgerundete Kanten begrenzt. Ein Exemplar zeigt in der Stirnregion der grossen Klappe eine seichte mediane Furche. Die Kommissuren liegen in einer Ebene. Anzahl der Exemplare: 13. Arttypus: das Taf. V. Fig. 15 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 379. Waldheimia triadica n. sp. (Taf. V. Fig. 17 a-d) Eine Art, deren ăussere Form eher an eine Koninckinide erinnern wiirde. Die grosse Klappe ist stark gewolbt, fast gekielt, die kleine Klappe dagegen Institutul Geological României 68 ERICH JEKELIUS konkav deckelformig in die grosse versenkt. Der Schnabel ist spitz, wenig gebogen. Die kleine Klappe zeigt ein deutliches, wenn auch kurzes Median- septum (’/2 der Lănge der kleinen Klappe). Der Umriss der kleinen Klappe ist gerundet, etwas oval verlăngert. Diese Form erinnert an Aulacotyris wiihneri Bittner (Brachiopoden a. d. Trias v. Bosnien. Jahrbuch d. k. k. geol. R.-A. LII. 1902, p. 499. Taf. XX. Fig. 18—19. Textfigur 1), die von Bittner als ganz extrem und vereinzelt dastehende Form beschrieben wurde und von der er auch hervorhebt, dass im Gestein steckende Querschnitte fur Koninckiniden angesehen werden konnten. Meine Form weicht von A. wiihneri eigentlich nur dadurch ab, dass die kleine Klappe gleichmiissig konkav ist, ohne Mittelfurche und dass der Schnabel bei meiner Form grosser ist. ? Waldheimia (Aulacothyris) cfr. conspicua Philipp (Predazzo, Zeit- schrift d. d. Geol. Gesellsch., p. 85. Taf. V. Fig. 19) diirfte auch wohl in diese Gruppe gehoren. Sie hat jedenfalls nach Abbildung und Beschreibung bei Philipp mit W. conspicua Bittner nichts zu tun. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 381. Waldheimia piai n. sp. (Taf. V. Fig. 18 —19) W. piai steht der Aulacothyris compressa Bittner nahe. Sie weicht aber durch den geraden Verlauf der Naht und den ausgesprochenen fiinfeckigen Umriss der kleinen Schale ab. Die kleine Klappe zeigt eine scharf eingeschnittene mediane Furche, die bis in die Mitte der Klappe oder dariiber hinaus reicht und eine seichte gegen den Stirnrand zu ganz verflachende mediane Depression, die den geraden Verlauf der Stirnkommissur nicht mehr beeinflusst. Der Schnabel der grossen Klappe ist kraftig und zeigt grosse Variabilităt beziiglich seiner Einkriimmung. Bei einem Exemplar ist er sehr schwach gekriimmt, bei einem zweiten dagegen stark bis auf die kleine Klappe herabgedriickt. Ein drittes Exemplar nimmt diesbeziiglich eine Mittelstellung ein. Die grosse Klappe ist hoch gewolbt und zeigt eine mediane Verflachung, die von zwei gerundeten Kanten begrenzt wird. Anzahl der Exemplare: 17. Arttypus: das Taf. V. Fig. 18 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 383. Waldheimia augusta var. rosaliae Salomon (Taf. V. Fig. 20—21) 1895. Waldheimia angusta var. Rosaliae S.ALOMON, Marmolata, p. 105. Taf.III. Fig. 35—39- \JGR Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 69 1920. Waldheimia (Aulacothyris) augusta var. Rosaliae DlENER, Foss. Cat. pars. 10, p.99. Die grosse Schale ist stark gewolbt, fast gekielt, die kleine Schale ist flach, mit einer in der oberen Schalenhălfte scharfen medianen Tiefenlinie und breiter gegen den Stirnrand auslaufender medianer Depression. Auf Grund der Abbildungen und der Beschreibung bei Salomon glaube ich vorliegende Form mit der aus dem Marmolațakalk identifizieren zu konnen. Geringfiigige Unterschiede lassen sich wohl finden, doch treten sic nicht konstant bei allen Exemplaren auf, os muss sich somit um variabele Eigenschaften handeln. So sind 2 meincr Exemplare etwas breiter selbst als Figur 36 bei Salomo.n, und bei einem ist der Schnabel der grossen Klappe schwăcher entwickelt. Charakteristisch ist die sehr breite mediane Depression und die schwă- cher entwickelten seitlichen Anschwellungen der kleinen Klappe. Anzahl der Exemplare: 5. Waldheimia k tihni n. sp. (Taf. V. Fig. 22—23) Diese Form steht der Aulacothyris supina Bittner nahe, ohne mit ihr identifiziert werden zu konnen. In der grosseren Breite und der mangelnden Parallclităt der Seitenrănder gleicht sie der von Bittner als var. subparal- lela benannten dalmatinischen Form dieser Art. Die Știm ist median etwas ausgerandet und die grosse Klappe hat eine seichte, mediane Furche, wie Bittner das von grosseren Exemplaren der bosnischcn Form erwăhnt. Die kleine Klappe hat eine seichte, breite, mediane Depression mit einer kurzen, die Mitte der Klappe nicht erreichenden scharfen medianen Furche. Bei einem zweiten Exemplar ist die kleine Klappe gewolbt, die mediane Depression ganz verflacht und nur auf die obere Schalenhălfte beschrănkt, wăhrend die scharfe mediane Furche fehlt. Die mediane Depression der grossen Klappe ist breiter und flacher. Ihr entspricht in der Stirnkommissur eine flache Aufwolbung. Es ist nicht ausgeschlosscn, dass bei reichlicherem Material diese Form als Varietăt zu behandeln wăre. Anzahl der Exemplare: 6. Arttypus: das auf Taf. V. Fig. 22 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 386. Waldheimia zugmayeri Bittner (Taf. V. Fig. 24—27) 1892. Aulacothyris Zugmayeri BITTNER, Triasbrachiopodcn. Nachtrag I. p. 29. Taf. III. Fig. 27—29. 1920. Waldheimia (Aulacothyris) zugmayeri DlENER, Foss. Cat. par's. 10, p. 103. Die grosse Klappe hat breite, steilabfallende Seitenflăchen. In den ver- Institutul Geologic al României 70 ERICH JEKELIUS hăltnismăssig schmalen, hohen Riicken ist eine mehr oder weniger tiefe Furche eingesenkt. Die kleine Schale ist verhăltnismăssig flach, mit einer vom Wirbel zum Stirnrand dreieckig, breit auslaufenden, seichten Ein- senkung, aus der der Furche der grossen Schale entsprechend eine flache Erhebung gegen den Stirnrand zu ansteigt. Der Stirnrand ist gerade abge- schnitten oder etwas eingebuchtet. Bei gerade abgeschnittenem Stirnrand hat die kleine Schale einen ausgesprochen funfeckigen Umriss. Diese Form stimmt mit der von Bittner von der Raxalpe beschriebenen A. zugmayeri uberein. Der Schnabel ist abstehend und hat getrennte Zahn- stutzen. Das Medianseptum der kleinen Klappe reicht bis in die Mitte der Klappe oder etwas dariiber. Trotz der grossen Niveaudifferenz — A. zugmayeri wurde aus dem nori- schen Kalk der Raxalpe beschrieben — glaube ich doch meine Form mit A. zugmayeri identifizieren zu sollen, da die Ubereinstiminung eine vollkommene zu sein scheint. Kutassy (Verh. d. Geol. Bundesanstalt, Wien 1928, p. 221) erwăhnt diese Form noch aus norischem Kalk des Kodrugebirges, wahrend L. Loczy (Die geol. Formationen der Balatongegend, 1916, p. 125) als Wald- heimia (Aulacothyris) cf. zugmayeri eine Form aus der weissen Kalkfazies der Buchensteiner Schichten erwăhnt. Anzahl der Exemplare: 9. LAMELLIBRANCHIATA Cassianella decussata Munster (Taf. VI. Fig. 1 a—b) 1838. Avicula decussata MUNSTER in GOLDFUSS, Petrefacta Germaniae, p. 128. Taf. CXVI. Fig. 12. 1923. Cassianella decussata DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 30. Aus dem Trias von Brașov liegt eine linke, hochgewolbte Klappe vor, die in der Berippung zwar geringfiigige Unterschiede im Vergleich mit der C. decussata von St. Cassian aufweist, die mir aber nicht tiefgreifend genug erscheinen, um diese Form von C. decussata abzutrennen. Der Hauptun- terschied besteht darin, dass wahrend bei C. decussata von St. Cassian ziemlich regelmăssig zwischen die 6 Hauptrippen der Hauptwolbung der Schale kurze Sekundărrippen eingeschaltet sind, bei meinem Exemplar eine einzige Sekundărrippe zwischen der 3. und 4. Hauptrippe vorhan- den ist, die schwăcher als die Hauptrippen entwickelt ist, aber auf den Wirbel hoch hinaufreicht. Auch die Berippung des hinteren Schalenteiles zeigt gewisse Abwei- chungen. Auf dem Steilabfall des hochgewolbten, mittleren Schalenteiles sind zwei zarte Rippen sichtbar, wăhrend auf der nach hinten anschlies- șenden, wulstformigen Wolbung drei etwas krăftigere Rippen verlaufcn. ‘iGRy Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 71 In der Furche zwischen dieser Wolbung und der schmalen wulstfbrmigen Wolbung des Hinterflugels ist noch die Andeutung einer zarten Rippe sichtbar. Sonst sind hier bloss die konzentrischen Anwachsstreifen erhalten. Vom vorderen Fliigel sind nur Reste erhalten. Die Ubereinstimmung mit der charakteristischen C. decussata ist sonst eine so vollkommene, dass ich auf diese geringen Skulpturunterschiede kein grosses Gewicht legen mochte, zumal C. decussata auch bei St. Cassian in der Skulptur eine Variabilităt in weiten Grenzen zeigt. Anzahl der Exemplare: 1. Cassianella sp. aff. gryphaeata Munster (Taf. VI. Fig. 2 a—c) Es liegt bloss ein Bruchstiick der gewolbten Schale vor, das wohl zu C. gryphaeata gestellt werden kann. Anzahl der Exemplare: 1. Daonella lommeli Mojs. (Taf. VI. Fig. 3) 1874. Daonella Lommeli MOJSISOVICS, Uber die triad. Pelecypodengattungen Daonella und Halobia. Abh. d. k. k. geol. R.-A. VII. 2, p. 19. Taf. II. Fig. 13, 14. 1923. Daonella Lommeli DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 48. Auf der angewitterten Oberflăche des Kalkes sind stellenweise zahlreiche Daonellaexemplare freigelegt. Die Form und die Art der Dichotomierung der Rippen stimmt bestens mit D. lommeli iiberein. Das abgebildete Exemplar ist ein Gipsausguss eines an Ort und Stelle genommenen Plastilinabdruckes. Pecten coronensis n. sp. (Taf. VI. Fig. 4 a—b) Eine kleine Form, die dem Pecten janirula Bittner (Lamellibranchiaten d. alp. Trias, p. 160. Taf. XIX. Fig. 17, 18) nahe steht. Wăhrend aber P. janirula sechs krăftige Hauptrippen besitzt mit j’e zwei zwischengeschal- teten schwacheren Rippen und von der ersten und der letzten Hauptrippe nach aussen noch je zwei schwăchere Rippen auftreten, besitzt mein Exem- plar nur fiinf Hauptrippen und je zwei zwischengelagerte schwăchere Rip- pen, ferner noch je zwei der ersten und letzten Hauptrippe nach aussen vorgelagerte schwăchere Rippen. Eine Anwachsstreifung ist an meinem Exemplar nicht zu sehen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 392. A, Institutul Geologic al României 72 ERICH JEKELIUS Pecten alutensis n. sp. (Taf. VI. Fig. 5 a—b) Eine Form, die wohl auch in die Gruppe des Pecten janirula und P. jani- rulaeformis Bittner gehort. Die Berippung zcigt vier Hauptrippen und je drei zwischengeschaltetc schwăchere Rippen, ferner noch je drei der ersten und der letzten Hauptrippe nach aussen vorgclagerte Rippen. Das hintere Ohr zeigt schwach lamellose konzentrische Streifung. Das vordere Ohr ist nur als Abdruck erhalten. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 393. Pecten alberti n. sp. (Taf. VI. Fig. 6 a—b) Eine Form, deren Skulptur einigermassen an die des P. subaltemans d’ORB. (Bittner, Lamellibranchiaten d. alp. Trias, p. 154. Taf. XVIII. Fig. 25) erinnert, von ihr aber doch so sehr abweicht, dass sie zweifellos als selb- stăndige Form behandelt werden muss. Die Skulptur besteht aus sechs primăren, weit auseinanderstehenden, dornentragenden krăftigeren Rippen. Der Zwischenraum zwischen zwei solchen Rippen wird von einer schwâ- cheren, glatten, sekundăren Rippe halbiert, diese Hălften werden durch noch schwăchere terțiare Rippen halbiert, zwischen denen ganz zarte quar- tăre Rippen verlaufen. Die zarte, dichte Anwachsstreifung bildet mit den Rippen eine dichte Gitterstruktur. Die Ohren sind nicht erhalten. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 394. Pecten interstriatus Munster (Taf. VI. Fig. 7 a—b) 1841. Pecten interstriatus MUNSTER, Beitrăge, p. 72, Taf. VI. Fig. 37. 1923. Pecten interstriatus DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 74. Ein kleiner, hochgewolbter Pecten mit 18 krăftigen, dichtstehenden, gleichmăssigcn Radialrippen, die durch schmale Furchcn getrennt werden. Munster gibt 16 Rippen an, Bittner bringt auf seincn Abbildungcn 16—21 Rippen zur Darstellung und Philipp gibt endlich 20—22 Rippen an. Die Anzahl der Rippen diirfte eben in gewissen Grenzen variieren. Anzahl der Exemplare: 1. Pecten sp. indet. (Taf. VI. Fig. 8 a—b) Vorliegende Form unterscheidet sich von Pecten interstriatus Munst. durch die breiteren, vollkommen gerundeten Rippen, 16 an Zahl, die durch Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 73 scharfe, lineare Furchen getrennt werden. Fiir eine Beschreibung dieser Form muss besseres Material abgewartct werden. Anzahl cler Exemplare: i. Pecten subaequicostatus Bittner (Taf. VI. Fig. 9 a—b) 1895. Pecten subaequicostatus BITTNER, Lamellibranchiaten d. alp. Trias, p. 156. Taf. XVIII. Fig. 27, 28. 1923. Pecten subaequicostatus DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 80. Ein Bruchstiick eines alternicrend-berippten Pecten gehort wohl zu P. subaequicostatus Bittner ( — Pecten nerei Laube, St. Cassian. Taf. XX. Fig. 3; non Fig. 5). Ich zăhle an meinem Exemplar 9 Hauptrippen und 8 zwischengeschaltete schwăchere Rippen, die aber gegen den Schalenrand zu den Hauptrippen fast gleichstark werden. Bittner gibt fiir seine Form etwas mehr Rippen an: 12—14 Hauptrippen, insgesamt 20 Rippen. Es durfte sich aber hier nur um individuelle Schwankungen handeln. Anzahl der Exemplare: 1. Pecten sp. Diese Form hat 20—22 gleichstarke, im Querschnitt dreieckige Rippen, die durch ungefăhr gleich breite Furchen getrennt werden. Anzahl der Exemplare: 1. Pecten undiferus Bittner 1895. Pecten undiferus BITTNER, Lamellibranchiaten d. alp. Trias, p. 164. Taf. XIX. Fig. 20. 1923. Pecten undiferus DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 82. Ein noch junges Individuum, das der nur mit feinen, konzentrischen Anwachsstreifen bedeckten Wirbelpartie des von Bittner abgebildeten viei grosseren Exemplares entspricht. Mein bloss 11 mm hohes Exemplar ist von feinen, sehr dichten Anwachs- streifen bedeckt, von denen jeder zweite durch eine tiefere Furche begrenzt wird. Erst gegen den ăusseren seitlichen Schalenrand zu beginnen die fiir P. undiferus charakteristischen breiteren Wiilste, die von der zarten Anwachs- streifung bedeckt werden. Bei meinem noch unausgewachsenen Exemplar greifen diese Wiilste noch nicht bis auf den mittleren Schalenteil vor. Ein noch kleineres Exemplar beschreibt Broili aus den Pachycardien- tuffen. Anzahl der Exemplare: 1. Pecten discites Schloth 1923. Pecten discites DlENER, Foss. Cat. pars. 19., p. 70. Institutul Geological României 74 ERICH JEKELIUS Ein in Umriss und Form der Ohrcn mit Pecten discites bestens uberein- stimmender, glatter Pecten. Apicalwinkel ca ioo°. Anzahl der Exemplare: i. Lima podeki n. sp. (Taf. VI. Fig. io) Eine unvollstăndig erhaltene, linke Klappe mit schoner Skulptur. Ich zăhle io primare, krâftige Rippen, die in ihrer Lăngserstreckung in Abstănden von ca 2,5 mm gestuft sind. Bei Betrachtung mit freiem Auge sieht es aus, als ob sie Knoten tragen wiirden, mit der Lupe aber erscheinen die Rippen aus kurzen, nach oben etwas konisch zulaufenden Rohrchen zusammengesetzt, die aus der weiteren, unteren Miindung des jeweils vor- hergehenden Rohrchens herauswachsen. Dabei erscheinen die Rănder der weiteren, unteren Miindung noch etwas aufgebogen. Ahnliches wurdc von Bittner bei Pecten tubulifer Munster beschrieben (Lamellibr. d. alp. Trias, p. 158). Die Zwischenrăume zwischen diesen primăren Rippen werden durch schwăchere Sekundărrippen geteilt. In den Zwischenrăumen zwischen den Sekundăr- und den Primărrippen verlaufen in der Regcl, aber nicht immer noch schwăchere Tertiărrippen, die gegen den Wirbel zu sich abschwăchen oder auch ganz aufhoren. Diese radialen Rippen werden von sehr dichter, zarter, konzentrischer Streifung gekreuzt. Die konzentrischen Streifen verlaufen tiber die Rippen stark abgeschwăcht. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 401. Lima sp. indet. (Taf. VI. Fig. II—12) Eine rechte und eine linke, unvollstăndig erhaltene Klappe mit gleich- măssiger, krăftiger, dichter Radialrippung. Erhalten sind 14 Rippen. Es diirften aber mehr gewesen sein (die Schalen sind unvollstăndig). Die Rippen sind gerundet und ungefăhr gleichbreit mit den sie trennenden Zwischen- răumen, etwa wie bei Lima paupercula Bittner (Lam. d. alp. Trias, p. 193. Taf. XXIV. Fig. 5). Die mir vorliegende Form war aber jedenfalls hoher und weniger breit als L. paupercula. Nahc steht diese Form jedenfalls der Lima distincta Bittner (Balaton, p. 98. Taf. VIII. Fig. 20), doch hat letztcre Form zahlreichere (21) Rippen. Anzahl der Exemplare: 2. Enantiostreon triadicum n. sp. (Taf. VI. Fig. 13 a—b) Von dieser Form liegt nur ein Exemplar vor. Von einer flachen Wirbel- 1 Institutul Geological României v IGR DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE EAUNA 75 region strahlen scharf abgesetzt 13 krăftige radiale Rippen aus, die von schwachen konzentrischen Streifen gekreuzt werden. Die Schale ist nur sehr schwach gewolbt. Unter den aus der Trias beschriebenen Formen gleicht das E. triadicum noch am meisten dem von Salomon aus der Marmolata abgebildeten Exem- plar des E. difforme Schloth (Terqueinia). Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 403. Modiola klipsteini Bittner (Taf. VI. Fig. 14 a—b) 1895. Modiola Klipsteini BITTNER, Lamellibranchiaten d. alp. Trias, p. 47. Taf. IV. Fig. 21. 1923. Modiola Klipsteini DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 141. In der ganzen Form, der auffallenden Dicke im Verhăltnis zu den iibrigen Dimensionen stimmt ein kleines Exemplar gut mit der durch Bittner von St. Cassian beschriebenen M. klipsteini uberein. Ein Unterschied kdnnte vielleicht darin gefunden werden, dass bei meinem Exemplar die Wolbung weniger kielartig, sondern mehr gerundet ist. Allerdings habe ich nach Untersuchung des Bittnerischen Originales den Eindruck, dass dieser schwache Kiel mehr durch eine Verdriickung des Gehăuses bedingt ist. Anzahl der Exemplare: 1. Leda dacica n. sp. (Taf. VI. Fig. 15 a—b) Eine nach hinten spitz ausgezogene Form, mit hinten ausgerandetem Unterrand. Die Wirbel sind schwach prosogyr und stehen vom vorderen Ende der Schale ca 1/3 der Schalenlănge entfernt. Vom Wirbel verlăuft schwach bogenfdrmig gekriimmt eine undeutliche Kante, die eine etwas vertiefte Area begrenzt. Von einem ăusseren Ligament, das fur das Genus Phaenodesmia Bittner, dessen St. Cassianer Vertreter grosse ăussere Ahn- lichkeit mit vorliegender Form haben, charakteristisch ist, fehlt jede Spur. Die Lunula ist ohne kantige Begrenzung. Die Schale ist bis auf 2 undeutliche konzentrische Wachstumsabsatze glatt. Anzahl dor Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 405. Cucullaea impressa Munster (Taf. VI. Fig. 16 a—b) 1841. Arca impressa MUNSTER, Beitrăge, p. 82. Taf. VIII. Fig. 4. 1923. Cuculaea impressa DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 159. Eine unvollstăndig erhaltene, rechte Klappe mit nur sehr schwach ange- deuteter Depression. Wie aber Salomon, Broili und Wilkens nachwiesen. L- Institutul Geologic al României N. IGR 76 ERICH JEKELIUS kommt dieser Depression keine wichtigc systematischc Bedeutung zu. Die Formverhăltnisse meines Exemplares stimmen sonst mit denen der C. im- pressa gut iiberein, so dass trotz unvollstăndiger Erhaltung mein Exemplar mit dieser horizontal und vcrtikal weit verbreitcten Form identifiziert werden kann. Anzahl der Exemplare: i. Myophoria sp. aff. ornata Munster (Taf. VI. Fig. 17 a—b) Eine unvollstăndig erhaltene rechte Klappe, die eine sichere Bestim- mung nicht zulăsst, am ehesten aber noch mit M. ornata verglichen werden kann. Diese Form, die in den Schichten von St. Cassian sehr selten, hău- figer dagegen in den Pachycardientuffen ist, unterscheidet sich von der ăhn- lichen in den Schichten von St. Cassian sehr hăufigen M. harpa hauptsăch- lich durch die dichtcr stehenden, zahlreicheren Radialrippen. In dieser Beziehung wiirde mein Exemplar zu ornata gehbren. Anzahl der Exemplare: i. Myophoria teutschi n. sp. (Taf. VI. Fig. 18 a—c) Eine leider unvollstandig erhaltene rechte Klappe, die aber auffallende Eigentiimlichkeiten zeigt. Sie gehort zu den Formen, denen im Schalcnteil vor dem Diagonalkiel eine Radialskulptur fehlt. Eine sehr hohe, beiderseits von einer Furche begrenzte Diagonalrippe teilt die Schale in eine vordere und eine hintere Schalenhălfte. Die vor diesem Kiel gelegene Furche wird nach vorne durch eine Kante begrenzț. Die krăftige, etwas unregehnăssige, konzentrische Anwachsstreifung geht mit gleich bleibender Stărke iiber Furche und Kiel hiniiber, wăhrend sie auf dem hinter dem Diagonalkiel gelegenen Schalenteil fehlt. Der hintere Schalenteil zeigt zwei krăftige, radiate Rippen, von denen die erste năher am Diagonalkiel liegt und von diesem durch eine tiefe Furche getrennt wird. Die Furche zwischen der ersten und zweiten Radialrippe ist wesentlich breiter. Hinter der zweiten Radialrippe ist eine tiefe Area ein- gesenkt. Man kbnnte bei dieser Form auch an eine Verwandtschaft mit der Tri- gonia gaytani Klipstein denken. Leider kann das Schloss nicht freigelegt werden, so dass die endgiiltige Entscheidung dariiber, ob es sich um eine Myophoria oder Trigonia handelt, erst durch weiteres Material moglich werden wird. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. Înv. Nr. B. t. 408. Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA Myophoria predai n. sp. (Taf. VI. Fig. 24 a—d) Zwei linke Klappen einer Myophorienart mit glatter, vorderer Schalen- hălfte. Auf dem vor dem Arealkiel liegenden Schalenteil sind nur konzen- trische Anwachsstreifen aber keine radialen Rippen zu sehen, auch nicht andeutungsweise, seibst in der Wirbelregion nicht. Der kriiftige, hohe Areal- kiel fălit steil zur vorderen Schalenhălfte ab. Beim abgebildeten Exemplar ist der Arealkiel gegen die vordere Schalenhălfte nicht scharf abgesetzt, beim zweiten Exemplar erscheint er aber besonders im unteren Schalenteil durch eine Furche nach vorne zu begrenzt. In der Wirbelregion erscheint der Kiel zugescharft, gegen die untere Schalenhălfte zu wird er dagegen oben stumpf abgerundet. Nach hinten fălit der Kiel sehr steil, fast senkrecht ab. Der hinter dem Arealkiel liegende Schalenteil zeigt eine ăhnliche Skulptur wie M. laevigata und auch M. kefersteini. Vom Wirbel verlăuft in einem nach hinten oben offenen, flachen Bogen ein schwăcherer Kiel, der eine Lunula abgrenzt. Zwischen diesem hinteren Kiel und dem sehr krăftigen Arealkiel fălit die Schale steil ab und ist konkav. Etwas năher dem Arealkiel wolbt sich aus dem konkaven hinteren Schalenteil eine flăche, breite Rippe auf, dic in der Wirbelpartie nur sehr schwach angedeutet ist, gegen den hinteren Schalen- rand zu aber deutlicher hervortritt. Die konzentrische Anwachsstreifung ist sehr charakteristisch ausgebildet. Zwischen die bis an den Vorderrand zu verfolgenden Anwachsstreifen schalten sich zahlreiche andere schon fruher auskeilende Anwachsstreifen ein. Auffallend sind langgestreckte, knbtchenfdrmige Erhohungen, die den Anwachsstreifen unregelmăssig aufsitzen. Der Verlauf der Anwachsstreifen lăsst vor dem Arealkiel nur eine sehr schwache Ausbuchtung nach oben erkennen. Die nur schwach sichtbaren Anwachsstreifen des arealen Scha- lenteiles biegen in fast rechtem Winkel nach oben, die der Lunula stossen in engem, spitzem Winkel an den hinteren Kiel. Ăussere Form: Die Schale war etwas lănger als hoch ^leider ist das hinterc Schalenende lădiert). Der Wirbel ist stark nach vorne geriickt. Der hintere Schalenteil, zwischen Arealkiel und hinterem Schalenrand ist ziemlich breit, flugelartig. Der Winkel zwischen dem unteren Schalenrand und dem hinteren Schalenrand diirfte dem Verlauf der Anwachsstreifen entsprechend fast recht- winkelig, zugespitzt gewesen sein. Der Bau des Schlosses entspricht der Darstellung bei Waagen (Die Lamel- libranchiaten der Pachycardientuffe p. 71), nur dass die vom hinteren Schloss- zahn nach riickwarts ausstrahlende kurze Zunge nicht freigelegt werden konnte oder nicht vorhanden war.’ Von den bisher bekannten Myophorien unterscheidet die Ausbildung der Anwachsstreifung mit den unregelmăssigen, gestreckten, knotchenartigen Institutul Geological României 78 ERICH JEKELIUS Verdickungen. Von M. laevigata, die von Waagen als eventuelle Vorlăuferin der M. kefersteini erwâhnt wurde, unterscheidet ausserdem noch vor aliem der hohe, kammartige Arealkiel. Von M. kefersteini aber unterscheidet, abge- sehen von der Ausbildung der konzentrischen Anwachsstreifung, ausser dem Fehlen jeder Andeutung einer radialen Skulptur des vor dem Arealkiel lie- genden Schalenteiles auch der viei breitere, konkav eingesenkte, hintere Schalenteil. Da Waagen bei M. kefersteini in den hoheren Schichten eine stărkere Entwicklung der radialen Skulptur des vorderen Schalenteiles feststellen konnte, in den tieferen Schichten jedoch eine Abschwăchung derselben (var. nuda), vermutete er eine Form mit fehlender Radialskulptur auf der vorderen Schalen- hălfte als Vorlăuferin der M. kefersteini. Er griff da auf die M. laevigata zuriick, die in der unteren Trias auch der Alpen haufig ist (skythisch bis ladinisch), wobei aber zwischen M. laevigata und M. kefersteini noch eine bedeutende Kluft besteht. Auf dieser Entwicklungslinie scheint nun auch vorliegende Myophorienform zu liegen, ohne dass ihr naturgemăss auf Grund der verein- zelten Schalen ein sicherer Platz noch zugewiesen werden konnte. Eine in mancher Beziehung scheinbar ăhnliche Form bildete Tommasi (Fossili della lumachella triasica di Ghegna. Palaeontographica Italica XVII. Taf. III. Fig. 14, 15, p. 33) als Myophoria wohrmanni var. levicincta Tom. ab. Die Abbildungen sind aber leider zu schwach, um sich ein sicheres Bild dieser Form machen zu konnen. Jedenfalls handelt es sich aber um eine von meiner Art verschiedene Form. Tommasi’s Fauna zeigt năchste Verwandt- schaft mit den Faunen des Marmolata- und des Esinokalkes. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 409. Myophoria n. sp. indet (Taf. VI. Fig. 21 a—b) Ein einzelnes, unvollstăndiges Exemplar einer Form, die wohl als neu zu beschreiben wăre, doch mbehte ich vorlăufig noch besseres Material abwarten. Anzahl der Exemplare: 1. Pachycardia plieningeri Broili (Taf. VI. Fig. 22) 1904. Pachycardia Plieningeri BROILI, Pachycardientuffe, p. 213. Taf. XXVI. Fig. 18-20, Taf. XXVII. Fig. 1. 1923. Pachycardia Plieningeri DlENER, Foss. Cat. pars. 19, p. 188. Eine linke Klappe eines jungen Exemplares, das in den Formverhaltnissen mit P. plieningeri sich so weitgehend deckt, dass kaum an einer Identităt gezweifelt werden kann. Waagen (Pachycardientuffe, p. 14. Taf. XXV. Fig. Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 79 9—ii) stellte P. plieningeri als Varietăt zu P. rugosa. Auf Grund der Abbil- dungen scheint aber die von Waagen abgebildete Form von P. plieningeri abzuweichen. P. plieningeri ist gestreckter, der vor dem Wirbel gelegene Schalenteil ist im Verhăltnis zur Gesamtlănge lănger als bei Fig. 9 bei Waagen. Bei Waagen Fig. 10 und 11 aber ist der Vorderteil noch viei kurzer, rugosa- ăhnlicher. Eine Entscheidung dieser Frage ist jedenfalls nur bei reichem Material moglich. Mein Exemplar deckt sich in den Formverhăltnissen jedenfalls mit den Abbildungen Broili’s. Gesamtlănge.............................................20 mm Hbhe....................................................13,5 » Lănge des Vorderteiles..................................7 » Die gestreckte, eingesenkte Lunula wird durch eine deutliche Kante begrcnzt. Der schwach konkave Teii der hinteren Schalenhâlfte weist dagegen nur eine undeutliche, auf die unmittelbare Wirbelregion beschrănkte, kantige Begrenzung auf, die gegen die hintere, untere Schalenecke in eine stumpfe, abgerundete Wolbung der Schale auslăuft, in der der konkave hintere Scha- lenteil mit der gewolbten Flanke zusammenstosst. Anzahl der Exemplare: 1. Cardita coronensis n. sp. (Taf. VI. Fig. 23 a—e) Die von Klipstein als Myophoria Blainvillii beschriebene, aber undeutlich abgebildete Form wurde von Bittner als Pleurophorus Blainvillei neu beschrie- ben und gut abgebildet. Da das Schloss dieser Art unbekannt ist, erfolgte die generische Zuweisung bloss auf Grund der ăusseren Form, von der Bittner auffallender Weise behauptet, dass es die Form einer Myoconcha sei. Ein mir von Brașov vorliegendes Exemplar gehort generisch jedenfalls mit dieser St. Cassianer Form zusammen und beide kann ich auf Grund der ăusseren Form nur an Cardita anschliessen. Der einzige von Cardita abwei- chende Charakter, der diesen Formen ein etwas auffallendes Aussehen ver- leiht, ist die diagonale starke, kielformige Aufwolbung der Schale, die bei Cardita gewohnlich weniger stark betont ist. Diesbeziiglich weicht aber meine Form von der normalen Carditaform noch viei weiter ab als die blainvillii, welch letztere, wie schon die Abbildung bei Bittner (Lamellibranchiaten d. alp. Trias. Taf. IV. Fig. 4) im Vergleich zur Abbildung der Cardita crenata bei Bittner (ibid. Taf. IV. Fig. 6) augenfăllig zeigt, von Cardita kaum zu trennen ist. Cardita coronensis hat eine etwas verlăngerte Form mit stark nach vorne geriicktem Wirbel. Die Schale ist diagonal stark kielformig gewolbt. Auf Institutul Geological României 8o ERICH JEKELIUS der Kulminationslinie dieser Wolbung verlăuft eine gerundete Rippe, durch die die Schale in zwei fast gleich grosse Hălften geteilt wird. An diese Rippe dicht anschliessend, vor bezw. unter ihr gelegen, verlaufen noch drei schwă- chere, gerundete, durch lineare Furchen getrennte Rippen, von denen be- sonders die letzte sehr stark abgeschwăcht ist. Der davor gelegene breite Teii dieser Schalenhălfte hat keine radialen Rippen. Der hinter bezw. iiber der diagonalei! Rippe gelegene Schaienteil trăgt eine krăftige, von zwei tiefen, breiten Furchen begleitete Rippe. Die zwischen dieser Rippe und der diagonalei! Rippe gelegene Furche ist schmăler als die zwischen dieser Rippe und dem kieltbrmigen Arealrande gelegene. Die Area ist schmal, lanzettformig. Die Rippen, bezw. Kiele der beiden Schalen hălften treffen « cinct» zu- sammen. Der hintere Schalenrand ist den zwei breiten Furchen entsprechend ausgerandet. Der untere Schalenrand hat einen ziemlich ausgesprochenen Sinus. Eine in gewisser Beziehung ăhnliche, von der normalen Carditaform abweichende Entwicklung sehen wir bei Cardita beneckei Bittner (Lam. d. alp. Trias Taf. IV. Fig. 18—20 und besonders Taf. XXIV. Fig. 12). Diese Form ist ăhnlich stark kielformig gewolbt, hat dabei aber eine dichte Berip- pung und einen anfangs etwas ophistogyr gekriimmten Wirbel, der erst an seinem ăussersten Ende prosogyr wird. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 413. Myoconcha sp. aff. broili Waagen (Taf. VI. Fig. 25 a—b) Eine unvollstăndig erhaltene rechte Klappe mit sehr zarter Radialrippung. 17 Rippen sind sichtbar, die in der unteren Schalenhălfte dichter gedrăngt stehen. Zwischen der 7. und 8. Radialrippe, von oben gerechnet, schaltet sich eine kurze Sekundărrippe ein. Die Radialrippen werden von zarter, dichter, konzentrischer Streifung gekreuzt, wodurch cine ausgesprochene Leiterstruktur entsteht. Die vordere Halite der Schale mit Wirbel fehlt. Vorliegende Form steht der Myoconcha maximiliani leuchtenbergensis Klipst. nahe, doch war mein Exemplar wesentlich grosser als die von Bittner (Lam. d. alp. Trias. Taf. IV. Fig. 1—2) abgebildeten Exemplare und hat viei zahlreichere Radialrippen. Sie schliesst sich dadurch enger an M. broili Waagen aus den Pachycardientuffen an. Doch ist sowohl bei M. maximiliani, als auch bei M. broili die erste, oberste Rippe krăftiger kantig, wăhrend bei meinem Exemplar die Rippen der oberen Schalenhălfte eher etwas abge- schwăcht sind. Anzahl der Exemplare: 1. Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 81 Opis sp. aff. laubei Bittner (Taf. VI. Fig. 19 a—b) Ein Bruchstiick vom vorderen Teii der linken Klappe. Diese Form, die sonst stark an O. laubei erinnert, unterscheidet sich von ihr durch drei radiale Abkantungen des vorderen, gewolbten Schalenteiles. Abgesehen von diesen Abkantungen fehlt eine radiale Skulptur, wăhrend die konzentrische Streifung ahnlich ausgebildet ist wie bei O. laubei. Anzahl der Exemplare: I. Schafhăutlia sp. aff. laubei Bittner (Taf. VI. Fig. 28 a—b) Mir liegt ein Bruchstiick einer linken Klappe mit sehr schon erhaltenem Schloss vor. Das Schloss besteht aus einem grossen, dreieckigen Zahn mit der dariiber befindlichen Zahngrube fiir den dachfbrmig gebrochcnen Zahn der rechten Klappe. Der etwas gebogene Schlossrand, der auf eine gerundetere Form hindeutet als Sch. astartiformis Munster, diirfte wohl fiir die Zugehorigkeit dieses Exemplares zu Sch. laubei Bittner sprechen. Eine sichere spezifische Bestim- mung ist in Ermangelung besseren Materiales nicht durchfiihrbar. Anzahl der Exemplare: 1. Myophoricardiurn sp. aff. lineatum Wohrmann (Taf. VI. Fig. 20 a—b) Ein ganz kleines, zweiklappig erhaltenes Exemplar, das mit dem von Bittner (Lam. d. alp. Trias, Taf. 18—22, p. 117) in Figur 18 dargestellten Exemplar, abgesehen von der Grosse, so sehr iibereinstimmt, dass eine Iden- tităt dieser Formen sehr wahrscheinlich wird. Das Ligament liegt sichtbar, aussen. Diese Form ist bisher nur aus hbherem, den Carditaschichten entsprechen- dem Niveau bekannt. Anzahl der Exemplare: i. Cardiomorpha coronensis n. sp. (Taf. VI. Fig. 26—27) Bittner (Lam. d. alp. Trias, p. 49. Taf. V. Fig. 17—t8) beschrieb eine Form von St. Cassian als Botula (?) cassiana und stellte sie provisorisch zu den Mytiliden mit Hinweis auf Botula und Crenella. Diener (Foss. Cat. pars. 19, p. 139) stellte diese Form spăter zu Lithodomus und Reis (Die Fauna « Institutul Geologic al României 82 ERICH JEKELIUS des Wettersteinkalkes. Geogn. Jahreshefte XXXIX, p. 124. Taf. VIII. Fig. 1—3) griindete auf diese Form ein neues Genus Botulopsis und stellte es zu den crenellaartigen Mytiliden. Bubnoff’s ausfiihrliche Auseinandersetzungen uber Cardiomorpha cassiana (Ladinische Fauna von Forno, p. 335. Taf. XII. Fig. 11—-12) sind sowohl von Diener als auch nachher von Reis ubersehen worden. Schon Kittl hatte (Geol. d. Umgebung von Sarajevo, p. 716. Taf. XXIII. Fig. 16) eine verwandte Form als Cardiomorpha (?) gymnitum Kittl be- schrieben und diese Form mit Vorbehalt zum palaeozoischen Genus Cardio- morpha de Konincks gestellt. Bubnoff greift auf dies zuriick und weist auf die enge Zusammengehbrigkeit dieser Formen hin, die mit den Arten der noch unsicheren rezenten Gattung Botula MbRCH geringere Beziehungen zeigen. Die Aufstellung eines neuen Genus fur diese Formen, wie das Reis mit seinem Genus Botulopsis vorschlug, das er iibrigens auch wie Bittner zu den crenellaartigen Mytiliden stellte, trăgt jedenfalls nicht zur Klărung bei und die Einreihung zu den Mytiliden diirfte wohl kaum haltbar sein. Mir liegen von Brașov zwei Exemplare vor, die eine so auffallende Ăhnlich- keit mit Bittner’s C. cassiana zeigen, dass an einer generischen Zusammenge- hbrigkeit nicht zu zweifeln ist. Ein wichtigerer Unterschied, der aber hbch- stens als Artunterschied gewertet werden kann, besteht in der grosseren Breite meiner Form. Der stark eingekrummte Wirbel, die Ausbildung des zahnlosen Schloss- randes, der aufgebogen und an den Wirbel gepresst ist, die von einer stumpfen Kante begrenzte Lunula stimmen bestens mit Bittner’s Form uberein. Das grbssere meiner Exemplare (abgesehen von einem Bruchstiick eines viei grosseren, wahrscheinlich hieher gehbrenden Exemplares) ist 12 mm hoch und 10 mm breit, das kleinere 8 mm hoch und 6,5 mm breit. Der Hohen: Breiten-Index wăre somit 1,2. Bei C. cassiana betrăgt er dagegen 1,52—1,58, sie bleibt somit wesentlich schmăler. Die grbssere Breite meiner Exemplare wird hauptsăchlich durch eine Verbreiterung des hinteren Schalenteiles bedingt, der bei C. coronensis auch viei flacher ist. Die von Bittner erwahnte radiale Riefung ist, wie eine Untersuchung der Bittnerischen Originale zeigt, bloss auf die untere Schalenschichte be- schrănkt. Die obere Schalenschichte ist, soweit sie erhalten ist, glatt. Daher ist es absolut vom Erhaltungszustande der Schale abhăngig, ob diese radiale Riefung iiberhaupt beobachtet werden kann oder nicht. Anzahl der Exemplare: 3. Arttypus: das Tafel VI. Fig. 26 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 419. < Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 83 GASTROPODA Laubella delicata Laube (Taf. VII. Fig. 1 a— b) 1869. Pleurotomaria delicata LAUBE, St. Cassian, p. 57. Taf. XXVIII. Fig. 5. 1926. Laubella delicata DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 17. Von Brașov liegen zwei Exemplare einer Laubella vor, deren Formverhălt- nisse bestens mit denen der L. delicata ubereinstimmen, nur ist bei meinem Exemplar die feine Lăngsstreifung der St. Cassianer Exemplare nicht erhalten. Bis aber neueres Material nicht den Nachweis erbringen solite, dass dics Fehlen der Lăngsskulptur konstant bleibt und nicht nur durch den Erhal- tungszustand bedingt wird, glaube ich vorlăufig richtiger zu handeln, wenn ich diese Exemplare zur L. delicata stelle. Anzahl der Exemplare: 2. Pleurotomaria barzaviae n. sp. (Taf. VII. Fig. 2 a—d) PI. barzaviae ist eine kleine, reich skulptierte Form. Die Basis ist flach, weit genabelt, das Gewinde nieder aber spitz ausgezogen. Das Schlitzband ist mittelstăndig und vertieft. Die Basis und Flanke stossen in einer scharfen Kantc spitzwinkelig an einander. Die Basis ist glatt, zeigt nur undeutlich spirale Streifung. Auf dem unteren Teii der Flanke verlaufen uber der Randkante drei Lăngskiele, zwi- schen denen zarte, dichtstehende Quergitterung sichtbar ist. Auf dem oberen Teii der Flanke verlaufen auch drei Lăngskiele, die von krăftigeren Querrippen gekreuzt werden. Die Querrippen stehen hier ungefăhr doppelt so weit aus- einander als auf der Flanke unterhalb des Schlitzbandes. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 422. Pleurotomaria krăutneri n. sp. (Taf. VII. Fig. 3) Diese Form erinnert an gewisse jurassische Pleurotomarien, wie PI. cla- thrata Munster und PI. speciosa Goldf. Das breite, kegelformige, in engge- wundene Anfangswindungen auslaufende Gehăuse hat eine sehr eigenartige Form. Die breite, flache Basis war tief und weit genabelt. Sie stosst in einer gerundeten Randkante an die flach abgeschrăgte Flanke. Uber dieser Rand- kante verlăuft das furchenformige, nach oben von einer zweiten Kante be- grenzte Schlitzband. Sonst ist das Gehăuse glatt, ohne Spur einer Spiral- skulptur. 6* A Institutul Geologic al României X igr/ 84 ERICH JEKELIUS Diese Form gehort nach Koken’s Einteilung zu der Gruppe der Conoideae. (Die Gastropoden d. Trias um Hallstatt, p. 19). Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București înv. Nr. B. t. 423. Pleurotomaria racadaui n. sp. (Taf. VII. Fig. 6 a—b) Pl. racadaui erinnert in der ăusseren Form etwas an die vorhergehende Art, doch verlăuft das Schlitzband, von zwei scharfen Kanten begrenzt, deut- lich in der Mitte der Windung. Zwischen dem Schlitzband und der vor- springenden Randkante verlăuft eine tiefe Furche. Die Basis war breit und zu dem weiten, offenen Nabel tief eingesenkt. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 424. Pleurotomaria (Echetus) mrazeci n. sp. (Taf. VII. Fig. 4 a—c) Das kegelformige Gehăuse mit den zahlreichen, niederen krăftig gewolb- ten Windungen, dem weiten, offenen Nabel und dem mittelstăndigen Schlitzband kann wohl am ehesten beim Subgenus Echetus untergebracht werden. Ich verweise da in erster Linie auf Echetus scaiariformis Koken und E. sub scaiariformis Hoernes. Der apicale Teii der Windung ist konvex. Auf ihm verlăuft ein schwa- cher Lăngskiel und zahlreiche, unregelmăssige, zum Teii s-formig gekriimmte Querrippen. Darunter folgt von zwei Kielen begrenzt, randstăndig das schwach konkave Schlitzband. Unterhalb des Schlitzbandes folgt auf der Flanke eine tiefe Furche, die gegen die Basis von einem krăftigen Kiel be- grenzt wird. Auf der Basis selber verlaufen zwei krăftige Spiralkiele und eigentlich schon im Nabel drinnen ein dritter, schwăcherer. Diese Spiral- kiele zwischen Schlitzband und Nabel werden durch zarte aber scharfe Anwachsstreifen gegittert. Die Anwachsstreifen verlaufen auf der Basis stark nach hinten und stellen sich auf der Flanke steiler auf. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 426. Pleurotomaria (Echetus) mrazeci var. acuta n. var. (Taf. VII. Fig. 5 a—c) Diese Form steht der vorhergehenden sehr nahe, unterscheidet sich aber durch das spitzer auslaufende Gewinde. Der zuerst viei engere Gewin- dewinkel wird bei den zwei letzten Windungen wesentlich weiter. Ausser- Institutul Geological României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 85 dem hat die Basis drci krăftige und einen schwăcheren, schon im Nabel verlaufenden Kiel. Anzahl der Exemplare: 1. Typus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 427. Ptychomphalina protei Munster (Taf. VII. Fig. 7 a—c) 1926. Ptychomphalina Protei DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 26. Von Brașov liegt bloss ein unvollstăndig erhaltenes, aber sicher hieher gehorendes Exemplar vor. Anzahl der Exemplare: 1. Schizogomum serratum Munster (Taf. VII. Fig. 8—9) 1841. Schizostoma serrata MUNSTER, Beitrage, p. 106. Taf. XI. Fig. 7. 1926. Schizogomum serratum DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 28. Es liegen mir zwei jugendliche Exemplare dieser Art vor. Wăhrend das besser erhaltene, kleinere den unteren Lateralkiel lamellenformig horizontal verbreitet zeigt, springt beim zweiten Exemplar der untere Kiel zwar auch stărker vor, es fehlt aber die lamellenformige Verbreiterung desselben. Die innersten Umgănge sind gerundet und zeigen Querrippen. Bei den zwei mittleren Umgăngen trăgt der obere apicalseitige Kiel lăngsgestrecktc, schwache Knoten, wăhrend beim letzten Umgang beide Kiele glatt sind, nur bei dem kleineren Exemplar mit lamellenfdrmiger Verbreiterung des un- teren Kieles erscheint dieser am Rande unregelmăssig gezahnt. Wăhrend die innersten, querskulptierten, gerundeten Windungen in einer Ebene liegen, sind die drei ăusseren, gekanteten Umgănge schwach treppig abgesetzt. Diese Entwicklung der Windungen entspricht vollkommen der von Kittl (Die Gastropoden d. Schichten von St. Cassian I, p. 213) beschrie- benen Entwicklung der Windungen bei Schizogomum. Die Basis ist gewolbt, quergerippt, der Nabel ist weit geoffnet. Obwohl bei dem einen meiner Exemplare der untere Kiel ganz glatt und nicht verbreitert ist (was allerdings auch durch den Erhaltungszustand bedingt sein kann), beim anderen zwar verbreitert ist, aber die săgezahnar- tige Zackung nur schwach angedeutet zeigt, gehoren diese Exemplare zwei- fellos zu Sch. serratum und stimmen iiberein mit jugendlichen Exemplaren dieser E'orm von St. Cassian. Anzahl der Exemplare: 2. Temnotropis carinata Munster (Taf. VII. Fig. 10 a-b) 1841. Sigaretus carinatus MUNSTER, Beitrage, p. 93. Taf. IX. Fig. 16. 1926. Temnotropis carinatus DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 31. \ IGRx Institutul Geological României 86 ERICH JEKELIUS Ein kleines Exemplar das mit T. carinata von. St. Cassian identisch ist. Anzahl der Exemplare: i. Trachybembix junonis Kittl (Taf. VII. Fig. ii a—b) 1894. Pleurotomaria Junonis KITTL, Gastropoden d. Marmolata, p. 114, Taf. I. Fig. 15 — 17. 1926. Trachybembix Junonis DlENER, Fossilium Catalogus pars. 34, p. 32. Das verhăltnismăssig gut erhaltene Exemplar deckt sich in allcn Ein- zelheiten mit den von Kittl und Boehm beschriebenen und abgebildeten Exemplaren der Tr. junonis. Anzahl der Exemplare: 2. Worthenia esinensis Kittl (Taf. VII. Fig. 12 a—b) 1899. Worthenia esinensis KITTL, Gastr. d. Esinokalkes, p. 12. Taf. I. Fig. 8—-11. 1926. Worthenia esinensis DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 37. Ein Exemplar, dessen verhăltnismăssig gestreckte Form gut mit W. esinensis iibereinstimmt. Auf der Apicalseite verlăuft ein Kiel, auf der Late- ralseite zwei Kiele. Dem un teren der Lateral kiele genahert verlăuft auf der Basis noch ein Kiel. Sonst ist die Basis glatt, ungenabelt. Anzahl der Exemplare: 1. Worthenia romana n. sp. (Taf. VII. Fig. 13 a—b) Eine Form, die der W. esenensis Kittl nahe steht, doch ist die Lăngs- rippung dichter, gleichmăssiger. Die Lateralkiele sind nur wenig krăftiger als die iibrigen Kiele. Dadurch erscheinen die Windungen gerundeter. Auf der Apicalseite verlaufen in gleichen Abstănden drei gleichstarke Lăngskiele. Auf der in die Apical- und die Basalseite gerundet ubergehenden, steil stehenden Lateralflăche verlaufen in etwas. weiterem Abstand zwei Kiele. Zwischen Basis und Lateralflăche verlăuft noch ein schwăcherer Kiel. Die Basis selbcr ist von dicht stehenden zahlreichen, zarten Spiral - kielen bedeckt. Diese Form zeigt besonders nahe Beziehungen zu dem von Kittl (Ga- stropoden d. Esinokalke, Taf. I. Fig. 10) als W. cf. esenensis abgebildeten Exemplar. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 433. Worthenia sp. cfr. subgranulata Munster Ein kleines Bruchstiick mit subsuturaler Knotenreihe, zwei krăftigen, glatten Lateralkielen und Andeutung eines zwischengeschalteten schwachcn Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 87 Kieles kann zu W. subgranulata Munster gehoren, doch ist die Erhal- tung zu unvollstândig, um eine sichere Bestimmung zuzulassen. Anzahl der Exemplare: 1. Worthenia coronata Munster 1841. Pleurotomaria coronata MUNSTER, Beitrăge, p. 109. Taf. XI. Fig. 26. 1926. Worthenia coronata DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 36. Zwei kleine, schlecht erhaltene Exemplare mit geknotetem Schlitzkiel kdnncn mit W. coronata identifiziert werden. Anzahl der Exemplare: 2. Worthenia coronata var. plicosa Kittl (Taf. VII. Fig. 14 a—b) 1891. Worthenia coronata var. plicosa KITTL, Die Gastropoden der Schichten von St. Cassian I, p. 184. Taf. II. Fig. tt. Kittl trennte von der W. coronata eine Varietăt plicosa auf Grund der Naht ab und bemerkt, dass diese Varietat bei St. Cassian selten sei. Tat- săchlich scheint aber diese Variationsrichtung bei W. coronata doch ziem- lich hăufig zu sein. So zeigen eine ganze Anzahl der W. coronata Exemplare des Naturhistorischen Museums in Wien beginnende Knotenbildung unter der Naht und zahlreiche sind typisch als plicosa ausgebildet. Worthenia liebeneri Laube, die grosse Ahnlichkeit mit W. coronata var. plicosa zeigt, unterscheidet sich durch die verschiedene Ausbildung der Knotenreihe des Schlitzkieles, die beiderseits von je einer scharfen Leiste begrenzt wird. Zu W. coronata var. plicosa gehoren 2 Bruchstiicke von Brașov, deren Skulptur sich vollkommen mit der von var. plicosa deckt. Das eine dieser Bruchstiicke weicht insoweit von dieser Form etwas ab, als der untere Late- ral kiel fehlt. Anzahl der Exemplare: 2. Worthenia johannisaustriae Klipstein (Taf. VII. Fig. 15 a—b) 1843. Pleurotomaria Johannis Austriac KLIPSTEIN, Beitrăge zur geol. Kenntnis d. ostl. Alpen, p. 161. Taf. X. Fig. 13. 1926. Worthenia Johannis Austriac DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 38. Kittl gibt 2—3 Lăngskiele in der Lateralrinne an. Das bcsser erhaltene meiner Bruchstiicke zeigt hier bloss einen Lăngskiel. Die dachfbrmig abfal- lende Apicalseite trăgt 4 Lăngskiele, iiber dem Schlitzkiel ist die Apical- seite rinnenformig vertieft. Die gewolbte Basis trăgt 10 Lăngskiele. Knoten fehlen. Anzahl der Exemplare: 2. Institutul Geologic al României 88 ERICH JEKELIUS Brochidium coronense n. sp. (Taf. VII. Fig. 16—18) Wăhrend B. cingulatum Munster von St. Cassian vollkommen sym- metrisch ist, so sehr dass nach Kittl nur auf Grund des Br. contrarium auch hier auf eine linksgewundene Form geschlossen werden kann, liegen bei der Form von Brașov die Windungen auf der Oberseite in einer Ebene, wăhrend sie auf der Unterseite eingesenkt sind. Br. coronense ist also schwach unsymmetrisch und ist linksgewunden. Sie steht somit gewisser- massen zwischen B. cingulatum und B. contrarium. Sic hat 19—20 scharfe, gleichstarke Querrippeir und stark wulstformig aufgeblăhte Miindung (siehe Abb. 18), auf dem Wulst mit zarter, dichtstehender Querrippung. Anzahl der Exemplare: 7. Arttypus: das Tafel VII. Fig. 16 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 438. Euomphalus carpathicus n. sp. (Taf. VII. Fig. 19 a—d) Ein unvollstăndiges Exemplar mit zahlreichen, langsam anwachsenden Windungen. Die Windungen liegen auf der Apicalseite in einer Flăche. Die zwei Kiele der Apicalseite sind glatt. Die basale Scite ist weitgenabelt, ver- tieft, die Windungen auf der basalen Seite gerundet mit Querrippen, die besonders auf den inneren Windungen deutlich hervortreten, auf den ăus- seren Windungen aber verschwommen werden und sich mehr auf knoten- formige Erhohungen auf der Mittellinie der Wolbung bcschrănken. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 440. Euomphalus triasicus n. sp. (Taf. VII. Fig. 21 a—b) Zwei Exemplare einer Euomphalusform von palaeozoischem Geprăge. Es sind glatte, gerundete, langsam anwachsende Umgănge, die auf der Oberseite in einer Ebene liegen, auf der Basalseite dagegen tief eingesenkt sind. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 441. Euomphalus sp. indet. (Taf. VII. Fig. 20 a—b) Zwei Exemplare, bei denen nur die basale Seite erhalten ist, mit dem tiefen Nabel und den hier steil gewolbten Windungen. Die apicale Seite scheint flach gewesen zu sein. Anzahl der Exemplare: 2, L- Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE EAUNA 8<) Astralium simionescui n. sp. (Taf. VII. Fig. 22—23) A. simionescui stcht dem A. calcar nahe. Da aber konstant bleibende, immerhin betrăchtliche Unterschiede vorhanden sind, halte ich es fur rich- tiger, die Form von Brașov als selbstăndige Art zu beschreiben. A. simionescui ist hoher getiirmt, mit engerem Gewindewinkel als A. calcar. Die beiden Lateralkiele stehen weiter auseinander als bei A. calcar. Anfangs sind beide Kiele ungefăhr gleichstark, spăter wird der obere wohl etwas krăftiger, ohne aber je in annăhernd ăhnlichem Ausmass iiber den unteren zu iiberwiegen, wie das bei A. calcar der Fall ist. Auf der iiber dem oberen Seitenkiel liegenden, abgedachten Apical- flăche zâhle ich 10—15 Querwiilste, die auf dem oberen Kiel in krăftige, nach vorne offen haubenfbrmige Knoten auslaufen. Der untere Kiel hat etwas schwăchere, dafiir zahlreichere, nach vorne offen haubenfbrmige Dornen. Die flache, gegen den Nabcl eingesenktc Basis hat 5 gleichinăssige, glatte Lăngsrippen. Anzahl der Exemplare: 5. Arttypus: das Tafel VII. Fig. 22 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București, înv. Nr. B. t. 444. Astralium simionescui n. sp. var. (Taf. VII. Fig. 24 a—b) Eine zweite Form, die sich an die vorhergehende Art eng anschliesst, aber doch charakteristische Abweichungen aufweist, wird durch ein Exem- plar vertreten. Bei dieser Varietăt wird nicht der obere Kiel, sondern der untere etwas krăftiger. Auf der Basis verlaufen vier Lăngsrippen, iiber denen die krăftigen, dichten Anwachslamellen schuppenfbrmig verstărkt sind, in stark verklei- nertem Massstab, aber viei zahlreichere nach vorne offen haubenfbrmige Dornen bildend als auf den Lateralkielen. Die Basis ist flach gegen den Nabel eingesenkt. Die Innenlippe ist schwielig verdickt, umgeschlagen und zeigt einen oberen, grosseren und einen unteren, kleineren Hbcker. Ob sich die Unterschiede bei reicherem Material als konstant erweisen, ist fraglich. Ich vermute, dass es sich vielmehr teils um Abweichungen rcin individueller Natur, teils um durch den Erhaltungszustand bedingte Abwei- chungen handelt und sehe daher von einer eigenen Benennung dieser Abart ab. Anzahl der Exemplare: 1. Ilkt Institutul Geologic al României IGR/ 90 ERICH JEKELIUS Collonia cincta Munster (Taf. VII. Fig. 25 a—b) 1841. Turbo cinctus MUNSTER, Beitrăge, p. 115. Taf. XII. Fig. 28. 1926. Collonia cincta DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 53. Die Spiralkiele sind bei dem gut erhaltenen Exemplar von Brașov etwas zarter als bei den St. Cassianer Exemplaren. Auf den Bruchstucken errei- chen sie aber die Stărke wie in St. Cassian. Der Nabel wird von zwei krăftigen Kielen begleitet. Nach Kittl (Gastropoden d. Schichten von St. Cassian I, p. 239) sollen die zu Collonia gestellten Formen (C. cincta, C. reflexa) von St. Cassian ungenabelt sein, obwohl Laube schon uber C. cincta (= Turbo subcinctus Laube) ausdriicklich schreibt, « der enge und tiefe Nabel offen », und Kittl selber wenigstens fur die Jugendgehăuse der C. cincta angibt, dass diese « eng aber deutlich genabelt» seien. Gerade die Ausbildung des Nabels recht- fertigt die Stellung der C. cincta zu Collonia und damit zu den Turbinidae. Die Stellungvon Collonia (?) reflexa von St. Cassian scheint mir dagegen unsichcr. Hier durfte es sich tatsăchlich um eine ungenabelte Form handeln. Anzahl der Exemplare: 5. Eucycloscala circumnodosa Kittl (Taf. VII. Fig. 26—27.) 1894. Scalaria circumnodosa KITTL, Marmolata, p. 119. Taf. I. Fig. 27. 1926. Eucycloscala circumnodosa DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 61. Von der Naht bis zum Nabel verlaufen 7 Lăngskiele auf der Windung, die von zahlreichen Querrippen gekreuzt werden. An den Kreuzungsstellen sind Knoten entwickelt, auf der Basis genau so wie auf der Flanke. Leider sind es nur Bruchstiicke von je zwei Windungcn, doch zeigen diese von tiefen Năhten getrennten, stark gewblbten Windungen des kegeligen Ge- hăuses die gleichen Formverhăltnisse wie Kittl’s Abbildungen. Anzahl der Exemplare: 2. Trochus (Tectus) coronensis n. sp. (Taf. VIII. Fig. 28—30) Diese in der Trias bisher, abgesehen von einer Neuseelăndcr Form, nur aus dem Hallstătter Kalk, hier aber in reicher Entwicklung nachgewiesene Untergattung ist auch in der Trias von Brașov vertreten. Die Form ist spitzkegelig mit sehr engem Gewindewinkel. Das Ge- hăuse besteht aus zahlreichen sehr niedrigen, eng aneinander schliessenden Windungen und etwas vertiefter Basis. Auf der flachen Seitenflăche sieht man mit der Lupe zwei parallele, schwache Furchen verlaufen. Die Spindel trăgt eine krăftige Falte. Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 91 Ein Exemplar hat etwas weiteren Gewindewinkel und schwach treppig gestufte Windungen, lăsst sich aber sonst zwanglos an die typischen Exem- plare anschliessen. Anzahl der Exemplare: 5. Arttypus: das Tafel VII. Fig. 28 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. Înv. Nr. B. t. 449. Trochus (Tectus) coronensis n. sp. var. (Taf. VII. Fig. 31—32) Zwei Exemplare schliessen sich sonst eng an die vorhergehende Form an, zeigen aber an der oberen und unteren Naht je einen gerundeten Lăngs- kicl, wăhrend der mittlere Teii der Seitenflăche als flaches, vertieftes Bând zwischen den zwei Kielen verlăuft. Bei den typischen Exemplarei! verlaufen hier zwei Lăngsfurchen. Obwohl der Unterschied kein tiefgreifender ist und Ubergăngc vor- liegen, glaube ich doch diese Anderung der Skulptur als Varietăt festhalten zu sollen. Anzahl der Exemplare: 2. Typus: das Tafel VII. Fig. 31 abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 451. Trochus (Tectus) racadaui n. sp. (Taf. VII. Fig. 33 a—b) Eine ganz kleine Form mit etwas grbsserem Gewindewinkel als die vor- hergehende Art. Die Windungen haben so wie T. coronensis n. sp. var. oben und unten je einen Kiel, der aber bei vorliegender Art mit zahlreichen Knoten dicht besetzt ist. Die Năhte sind zum Unterschied von der vorher- gehenden Art tief. Obwohl ich bei dem einzigen mir vorlicgenden Exemplar die Falte an der Spindel nicht freilegen kann, glaube ich doch diese Form auch am be- sten hieher zu stellen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 453. Umbonium helicoides Munster (Taf. VII. Fig. 34 a—b) 1841. Rotella helicoides MUNSTER, Beitrăge, p. 117. Taf. XIII. Fig. 5. 1926. Umbonium helicoides DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 74- Ein kleines Exemplar als Steinkern mit geringen Schalenresten erhalten. Es zeigt die Formverhăltnisse des U. helicoides. Anzahl der Exemplare; I, Institutul Geological României 92 ERICH JEKELIUS Fossariopsis binodosa Munster (Taf. VII. Fig. 35-36) 1841. Pleurotomaria binodosa MUNSTER, Beitrage, p. 111. Taf. XII. Fig. 6. 1926. Fossariopsis binodosa DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 79. Ein vollstăndig erhaltenes Exemplar zeigt nur auf dem supralateralen Kiel schwache Knotchen, die iibrigen drei Kiele sind glatt, ăhnlich wie bei dem von Laube als Fossariopsis Miinsteri abgebildeten Exemplar. Die Kiele des zweiten Exemplares sind mit krăftigen Knoten versehen, vor aliem die zwei Seitenkiele. Anzahl «Ier Exemplare: 2. Hologyra cassiana Wissmann (Taf. VII. Fig. 37-38) 1841. Natica cassiana WISSMANN in MUNSTER, Beitrage, p. 98. Taf. X. Fig. 3. 1926. Hologyra cassiana DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 82. H. cassiana ist bei Brașov ziemlich hăufig aber fur gewohnlich schlecht erhalten. Anzahl der Exemplare: 21. Naticella dacica n. sp. (Taf. VIII. Fig. 1 a—b) Eine Naticellal’orm mit krăftigen, wulstformigen Querrippen ohne Lăngs- skulptur, mit verdeckter Innen- und Aussenlippe. Kittl wies auf die nahen Beziehungen zwischen Scalaria (?) triadica Kittl und Naticella striatocostata Munster hin. Ăhnlich liegen die Vcrhălt- nisse bei vorliegender Naticellaform, die sich von Sc. triadica durch das viei niedrigere Gewinde, die geringere Anzahl der Querwiilste und das Vorhandensein eines deutlichen Nabelspaltes unterscheidet. Das Gewinde ist bei N. dacica niedrig, die Windungen nehmen rasch an Grosse zu. Die Miindung ist weit, gerundet, hinten nur schwach gewin- kelt. Innen- und Aussenlippe verdickt. Nabelritz ist vorhanden. Auf der letzten Windung waren 7 wulstformige, breit gerundete Rippen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 458. Naticella acutecostata Klipstein (Taf. VIII. Fig. 2—3) P- 1843. Naticella acutecostata 199. Taf. XIV. Fig. 4. 1926. Naticella acutecostata KLIPSTEIN, Beitrage z. Geol. Kenntnis d. ostl. Alpcn, DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 89. Institutul Geologic a României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 93 Mir liegen zwei Gehause dieser kleinen, zierlichen Form mit dichtste- henden Querrippen und zwischengeschalteter Anwachsstreifung vor. Anzahl der Exemplare: 2. / Neritopsis macovei n. sp. (Fig. VIII. Fig. 4 a—c) Eine kleine Neritopsis, die der N. ornata sehr nahe steht, sich aber von ihr unterscheidet durch sehr flaches Gewinde und viei rascher anwach- sende Windungen, so dass die letzte trompetenartig aufgeblasen erscheint. Die Skulptur, die krăftigen Querwiilste und die sie kreuzenden zahlreichen Lăngsrippchen sind denen der N. ornata ăhnlich. Dicht vor dem vorletztcn Querwulst liegen zwei eng bei einander stehende, schwăchere Querwiilste. Ganz besonders auffallend wird der Unterschied der N. macovei im Ver- gleich mit gleichgrossen Exemplaren der N. ornata von St. Cassian. Die letzte Windung hat acht krâftige Querwiilste und das schwăchere, zwischengeschaltete Wulstpaar. Der Nabel ist tief und offen. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 460. Neritopsis ornata Munster (Taf. VIII. Fig. II a—b) 1841. Naticella ornata MUNSTER, Beitrăge, p. 101. Taf. X. Fig. 14. 1926. Neritopsis ornata DlENER, Foss. Cat. p. 34, p. 96. Neritopsis ornata Munster ist die Form mit kurzem Gewinde, wăhrend N. subornata Munster (1. c. Taf. X. Fig. 19) die Form mit gestrecktem Gewinde ist. Bei Laube sind die Abbildungen vertauscht. Mein Exemplar ist eine N. ornata Munst. Hohe 10 mm. Durchmesser 12 mm. Somit ist das Exemplar von Brașov wcsentlich grbsser als die Exem- plare Laube’s von St. Cassian. Laube gibt eine Hohe von 7 mm und einen Durchmesser von 8 mm an. Das von Kittl in Tafel V. Fig. 11. abgebildete Exemplar von St. Cassian hat aber die gleiche Grosse wie meines. Anzahl der Exemplare: i. Cryptonerita elliptica Kittl (Taf. VIII. Fig. 5 a—b) 1894. Cryptonerita elliptica KITTL, Gastr. d. Marmolata, p. 126. Taf. II. Fig. 13 — >5> >7- 1926. Cryptonerita elliptica DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 99. Exemplare, deren Erhaltungszustand zu wiinschen iibrig lăsst, gehoren Institutul Geologic al României 94 ERICH JEKELIUS zu C. elliptica Kittl. Die Miindung mit der callos verdickten Innenlippe ist nicht erhalten, doch stimmen die Formverhăltnisse gut mit denen der zahlreichen Exemplare aus dem Marmolatakalk und von Esino aus den Sammlungen des Naturhistorischen Museums in Wien uherein. Anzahl der Exemplare: 3. Cryptonerita conoidea Boehm (Taf. VIII. Fig. 6—7) 1895. Cryptonerita conoidea BOEHM, Gastropoden d. Marmolatakalkes, p. 242. Taf. XIII. Fig. 1. Textfigur 26. 1926. Cryptonerita conoidea DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 98. Von Cr. elliptica unterschieden durch spitzeres Gewinde und konisch abgef'lachte Schlusswindung. Diese Form diirfte wohl, wie Kittl schon vermutete, eher als Varietat der Cr. elliptica aufzufassen sein. Die Exemplare von Brașov weichen von der typischen Cr. conoidea inso- weit etwas ab, als die von Boehm erwăhnte Depression der Windung un- terhalb der Naht an meinen Stiicken nicht beobachtet werden kann. Anzahl der Exemplare: 2. Neritaria comensis Hoernes (Taf. VIII. Fig. 8-9) 1856. Natica comensis HOERNES, tJber Gastropoden a. d. Trias d. Alpen, p. 25. Taf. I. Fig. 6. 1926. Neritaria comensis DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 102. Diese sehr variabele Form, wobei es sich allerdings nur um geringfiigige Unterschiede handelt, wurde in eine ganze Anzahl Arten geteilt, die nachher von Hăberle und Bubnoff als Varietăten aufgefasst wurden. Bubnoff unterscheidet neben dem Typus 11 Varietăten. Zwei meiner Exemplare wăren darnach zur var. calcitica Kittl zu stellen und eines von viei gestreckterer, konischer Form zu var. candida Kittl. Anzahl der Exemplare: 6. Pachyomphalus rectelabiatus Kittl (Taf. VIII. Fig. 10 a—b) 1894. Naticopsis rectelabiatus KITTL, Gastr. d. Marmolata, p. 148. Textfigur 2. 1926. Pachyomphalus rectelabiatus DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 108. Diese Form wurde in einem einzigen Exemplar aus dem Marmolata- kalk bekannt. Ein nicht ganz sicheres Exemplar stellte nachher Kittl aus dem Esinokalk (Originalexemplar der Natica angusta Stoppani) mit Vor- behalt hieher. Hâberle aber stellte vier Exemplare aus dem Trias von Pre- dazzo zu dieser Form. DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 95 Mir liegt ein verhaltnismăssig gut erhaltenes Exemplar vor und vier schlechter erhaltene, die aber zweifellos mit dem besser erhaltenen zur selben Form gehbren. Das gut erhaltene Exemplar erlaubt eine vollkommene Iden- tifizierung mit P. rectelabiatus wie diese Form durch Kittl aus dem Mar- molatakalk beschrieben wurde. Die gewolbten Umgănge mit schwacher lateraler Abflachung und etwas abgeflachter Basis, die hinten winkelige, sonst gerundete Miindung, die callose Innenlippe decken sich vollkommen mit Kittl’s Beschreibung und Abbildung. Anzahl der Exemplare: 5. Platychilina cainalloi Stopp (Taf. VIII. Fig. 12 a-b) 1860. Stomatia Cainalloi STOPPANI, Petrif. d’Esino, p. 68. Taf. XV. Fig. 1—3. 1926. Platychilina Cainalloi DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 108. Es liegt bloss ein Bruchstiick vor, das aber auch als solches bei dieser charakteristischen Formengruppe geniigend sicher bestimmt werden kann. Im oberen Teii der Windung verlaufen zwei krăftige Knotenreihen. Im unteren Teii der Windung tritt gegen die Miindung zu noch eine dritte Knotenreihe dazu, die in einiger Entfernung von der Miindung aufhort. Nach Form und Ausbildung der Knotenreihen kann es sich nur um PI. cainalloi handeln. Anzahl der Exemplare: 1. Trachynerita quadrata Stopp (Taf. VIII. Fig. 13 — 14) 1860. Turbo quadrata STOPPANI, P6trif. d’Esino, p. 63. Taf. XIV. Fig. 8 —11. 1926. Trachynerita quadrata DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. tu. Die Exemplare von Brașov stimmen in der Form mit T. quadrata be- stens iiberein, nur ist unter der Naht die Stufenkante stărker abgerundet, ferner ist die Stufenflăche weniger horizontal abgeflacht als bei ■ der typischen 7'. quadrata, sondern abgerundet und gekriimmt. Doch erwăhnt Kittl (Gastropoden d. Esinokalke, p. 72) ein ebenso ausgebildetes Exem- plar auch unter den Originalstiicken aus der Sammlung Stoppants. Anzahl der Exemplare: 4. Patella coronensis n. sp. (Taf. VIII. Fig. 15 a—d) P. coronensis ist noch wesentlich spitzwinkeliger als P. granulata Munster. Wăhrend bei P. granulata einem grossten Durchmesser von 9 mm eine Hbhe von 5 mm entspricht, hat mein Exemplar schon bei 6 mm grosstem Durchmesser eine Hohe von 5 mm, entspricht in diesen Verhăltnissen somit A Institutul Geologic al României X IGR 96 ERICH JEKELIUS der P. altissima Blaschke. Ausserdem sind bei meinem Exemplar die Rip- pen hoher und schărfer. Der Wirbel meines Exemplares ist glatt, die Rippen beginnen erst ca i mm vom Wirbel entfernt. In der oberen Schalenhălfte verlaufen zwei wulstige Anwachsringe. Der Wirbel ist fast zentrisch, kaum merklich nach vorne geriickt. Im hinteren Schalendrittel stehen 7 schărfere, hbhere Rippen in etwas weiteren Zwi- schenrăumen, wăhrend auf die iibrigen 2 Drittel der Schale sich die ver- bleibenden, etwas schwăcheren, dichtstehenden 16 Rippen verteilen. Ins- gesamt sind somit 23 Rippen vorhanden. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 468. Patella racadaui n. sp. (Taf. VIII. Fig. 16 a—d) Eine Form mit schwach exzentrischem Wirbel. Der Umriss ist etwas oval, hinten verbreitcrt. Zwei Drittel der Schalenoberflăche werden von 12 gleichmăssigen in ungefăhr gleichem Abstand stehenden ziemlich krăftigen Radialrippen ein- genommen. Im hinteren Drittel der Schale stehen fiinf krăftigere, hohere Rippen in etwas weiteren Zwischenrăumen. Die Radialrippen werden von ziemlich dichten gleichmăssigen, fadenfbrmigen Anwachsstreifen gekreuzt. Einem grossten Durchmesser von 6 mm entspricht eine Hohe von 4.5 mm. Diese Form unterscheidet sich von Patella coronensis n. sp. durch die geringere Anzahl der Radialrippen, ferner durch die charakteristischen, regelmăssigen Anwachsstreifen und die etwas geringere Hohe. Gemeinsam ist beiden die eigenartige Anordnung der Radialrippen, die bei vorliegender Form noch auffălliger ist als bei P. coronensis. Der Wirbel liegt etwas exzentrischer als bei P. coronensis. Die Vorder- seite fălit daher steiler ab als die hintere Seite. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 469. Patella crateriformis Kittl (Taf. VIII. Fig. 17 a — b) 1894. Patella crateriformis KlTTL, Gastropoden d. Marmolata, p.m.Taf. I. Fig.1,2. 1926. Patella crateriformis DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 113. Das flăche Gehăuse, die zahlreichen, zarten Radialrippen, die stellen- weise weiter auseinanderstehen, stellenweise wieder dichter gedrăngt sind, wobei einzelne der Rippen gepaart erscheinen, decken sich vollkommen Nigr. L- Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 97 mit Kittl’s Art aus dem Marmolatakalk. Zuwachsstreifen sind deutlich ausgebildet. Anzahl der Exemplare: i. Purpuroidea carpathica n. sp, (Taf. VIII. Fig. 18 n— b) Eine eigenartige Form mit nach aussen wulstig stark verbreiteter Win- dungskante. Dieser das Gehăuse aussen spiralformig umlaufende, stark vorspringende Kragen ist am Aussenrand nach oben gebogen und zeigt cin- zelne unregelmiissig verteilte steil nach oben gestellte, verbreitete Zacken. Ich glaube diese Form vorlăufig am besten bei Purpuroidea unterbringen zu konnen. Anzahl der Exemplare: r. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 471. Scalaria triadica Kittl (Taf. VIII. Fig. 19 a—b) 1892. Scalaria triadica KITTL, Gastropoden von St. Cassian II, p. 45. Taf. VIII. Eig. 34, 35- 1926. Scalaria triadica DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 135. Wahrend Sc. triadica von St. Cassian ca 12 Querwiilste pro Umgang hat, zeigt diese Form aus dem Marmolatakalk bloss 7 Querwiilste. Mein Exemplar stimmt bestens mit der Marmolataform uberein, es zeigt wie diese nur 7 Querwiilste pro Umgang. Anzahl der Exemplare: r. Turritella alutae n. sp. (Taf. VIII. Fig. 20 a—b) Mir liegt ein Exemplar vor, das in mancher Hinsicht an Spirocyclina eucycla Laube erinnert, doch einen viei engeren Gewindewinkel hat, kleiner bleibt und zahlreichere Windungen hatte. Leider ist die Miindung nicht erhalten, so dass weiteres Material abzuwarten ist, um die systematische Stellung dieser Form definitiv feststellen zu konnen. T. alutae ist spitz turmformig mit engem Gewindewinkel, zahlreichen niederen, langsam anwachsenden, stark gewolbten Windungen, die dop- pelt so breit sind als hoch. Die Windungen sind mit dichten, zarten Lăngs- kielen bedeckt. Mein Bruchstiick ist 10 mm hoch (mit 9 Windungen), die letzte Win- dung ist 2 mm hoch und hat einen Durchmesser von 4 mm. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 473. 7 Institutul Geological României 9» ERICH JEKELIUS Turritella abbatis Kittl (Taf. VIII. Fig. zi—22) 1892. Turritella Afihatis KITTL, Gastropoden von St. Cassian II, p. 56. Taf. IX Fig. 15. 1926. Turritella Abbatis DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 136. Die Formverhăltnisse, sowie die Ausbildung des unteren Nahtkieles stimmen bei den mir vorliegenden Bruchstiicken mit den Verhăltnissen bei Kittl’s Art uberein. Die iibrigen drei feinen Lăngskiele, die Kittl erwăhnt, sind nicht mehr erhalten. Anzahl der Exemplare: 4. Coelostylina nodosa Munster (Taf. VIII. Fig. 23 a—b) 1841. Metania nodosa MUNSTER, Beitrăge, p. 96. Taf. IX. Fig. 42. 1926. Coelostylina (?) nodosa DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 153. Das von Munster abgebildete Exemplar hat einen weiteren Gewinde- winkel. Mein Exemplar stimmt diesbeziiglich besser mit Kittl’s Exemplar uberein (Gastropoden d. Schichten v. St. Cassian, III. Taf. VI. Fig. 35). Anzahl der Exemplare: 1. Euchrysalis (Coelochrysalis) pupaeformis MOnster (Taf. VIII. Fig. 24 a—c) 1841. Metania pupaeformis MUNSTER, Beitrăge, p. 96. Taf. IX. Fig. 34. 1926. Euchrysalis (Coelochrysalis) pupaeformis DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 161. Es ist bloss ein Bruchstiick erhalten, das die mittleren Windungen zeigt. Die Hohe der letzten erhaltenen Windung betrăgt 1,3 mm, der Durchmesser der Windung 5,5 mm, was mit Kittl’s Angaben diese Form betreffend voll- kommen ubereinstimmt. Die hohle Spindel hat bei dem Windungsdurch- messer von 5,5 mm einen Durchmesser von 2 mm. Die Seitenflăche der Windung ist flach, die Năhte sind schwach fadenformig vertieft. Dies Bruchstiick kann nur auf E. pupaeformis bezogen werden, mit welcher Form es bestens ubereinstimmt. Anzahl der Exemplare: 1. Euthystylus coronensis n. sp. (Taf. VIII. Fig. 25 a—b) Ein spitzkegelformiges Gehăuse mit sehr kleinem Gewindewinkel, so dass Teilstiicke des Gehăuses fast zylindrisch wirken. Die schwach gewolbten Anfangswindungen zeigen drei zarte Spiralkiele, die sich aber bald verlieren. Die spăteren Windungen sind glatt, eben, die Năhte fadenformig eingesen kt Die Basis ist flach und setzt kantig von der Flanke ab. nstitutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 99 Erhalten sind 14 Windungen bei einer Lange von 25 mm und einem Durchmesser der letzten erhaltenen Windung von 3 mm. Die ersten Anfangs- windungen fehlen. Die erste erhaltene Windung hat einen Durchmesser von 0,75 mm- Diese Form diirfte dem E. fuchsi Klipstein nahe stehen. Leider sind die Anfangswindungen bei letzterer nicht bekannt. Doch fehlt die bei E. fuchsi vorhandene zarte Querskulptur bei meinem Exemplar vollkommen. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 477. Omphaloptycha concavoconvexa Stoppani (Taf. VIII. Fîg. 26) 1860. Chemnitzia concavoconvexa STOPPANI, Petrii. d’Esino, p. 34. Taf. VII. Fig. 30. 1926. Omphaloptycha (?) concavoconvexa DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 182. Eine gestreckte, spitzkonische Form. Die letzten Windungen sind an der oberen Naht etwas konkav verengt, gegen die vorangehende Windung etwas eingezogen. Eine ăhnliche Ausbildung der Windungen stellt Kittl auch bei der schmalen Varietăt der O. irritata von Esino dar. (Kittl, Gastropoden d. Esinokalke, Taf. XIV. Fig. 11). Nach Kittl ist die Beschreibung dieser Form bei Stoppani ungenau, die Abbildung aber falsch. Sowohl bei Stoppani’s Exemplar, als auch bei dem Kittl’s ist die Miindungganz unvollstăndig erhalten, die Rekonstruktion daher willkurlich. Jedenfalls ist die Miindung bei meinem Exemplar unten gerundet, nicht so spitz ausgezogen, als Kittl das rekonstruierte. Mein Exemplar zeigt einen deutlichen Nabelritz. Die Miindung ist oben gewinkelt, unten gerundet mit seichtem Ausguss. Die Zuwachsstrcifen sind verkehrt S-formig, schwach gebogen, so wie Kittl fur O. concavoconvexa angibt. Anzahl der Exemplare: 1. Protorcula loxonemoides Kittl (Taf. VIII. Fig. 27 a—b) 1894. Eustylus loxonemoides KITTL, Gastr. d. Marmolata, p. 169. Textfigur 9. 1926. Protorcula loxonemoides DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 190. Zwei Exemplare dieser spitzen Form mit engem Gewindewinkel und ganz flachen Umgăngen, die doppelt so breit als hoch sind. Das besser er- haltene Exemplar zeigt bei einer Hohe von 18 mm 16 Umgănge. Die Anwachsstreifen sind an meinen Exemplaren nicht sichtbar. Anzahl der Exemplare: 2. 7* Institutul Geological României \ IGRZ IOO ERICH JEKELIUS Spirochrysalis nympha Munster (Taf. VIII. Fig. 28) 1841. Metania nympha MlÎNSTER, Beitrăge, p. 94. Taf. IX. Fig. 18. Trochus pyramidalis MUNSTER, ibid., p. 108. Taf. XI. Fig. 17. 1926. Spirochrysalis nympha DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 195. Von Brașov liegt ein Exemplar vor, das in Bezug auf Gewindewinkel, Hohe der Windungen gut iibereinstimmt mit der von Munster als Trochus pyramidalis bezeichneten «unreifen » Form der Sp. nympha. Die Basis ist abgeflacht, die Spindel ist hohl. Anzahl der Exemplare: 1. Spirochrysalis coronensis n. sp. (Taf. VIII. Fig. 29 a—b) Sp: coronensis hat ein kegelformiges Gehause mit flachen Windungen, abgeflachter Basis und hohler Spindel. Basis und Seitenflăchen sind glatt, die Năhte schwach, fadenformig ver- tieft. Diese Form erinnert an « unreife » Gehause der Sp.,nympha Munster (Trochus pyramidalis Munster, Beitrăge, Taf. XI. Fig. 17). Sie unterscheidet sich aber von ihr durch grossere Breite im Vergleich zur Hohe, durch niederere und zahlreicheie Umgănge. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr- B. t. 481. Telleria coronensis n. sp. (Taf. VIII. Fig. 30 a—b) Kittl (Gastr. d. Schichten v. St. Cassian III, p. 208. Taf. VII. Fig. 27—29) stellte fiir eine Form von St. Cassian, Telleria umbilicata Kittl, das Genus Telleria auf. Als Kennzeichen dieses Genus gibt er an: « Gehăuse weit genabelt, glatt oder fein lăngsgestreift, mit wenigen Umgăngen, spitzer Spira. Letzter Umgang gross, Mundung erweitert. Aussenlippe mit einer submarginalen Verdickung. Eine innere Perlmutterschichte fehlt». Telleria antecedent Kittl aus dem Marmolatakalk ist kleiner und glatt, Telleria umbilicata Kittl von St. Cassian und aus den Pachycardientuffen ist grosser und lăngsgestreift. Hăberle beschrieb endlich als T. cf. umbilicata aus der Trias von Predazzo eine Form mit feiner Anwachsstreifung aber keiner Lăngsstreifung. Mein Exemplar, dem die Anfangswindungen fehlen, ist, abgesehen von zarter Anwachsstreifung glatt, weitgenabelt und die Mundung zeigt die submarginale Verdickung der Aussenlippe. Die letzte Windung ist weniger stark aufgeblasen, als das Kittl fiir seine T. umbilicata darstellt; das An wachsen Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA iot der Windungen ist gleichmăssiger. Trotzdem kann mein Exemplar nur zu Telleria gestellt werden, ohne aber mit einer der zwei bekannten Arten ver- einigt werden zu konnen. Anzahl der Exemplare: i. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 483. Trypanostylus laevigatus n. sp. (Taf. VIII. Fig. 32 a—b) Ein kleines Gehăuse mit engem Gewindewinkel, glatten, flachen Win- dungen, kaum vertieften Năhten. Die Windungen sind ungefăhr so hoch wie breit, dementsprechend stehen die Năhte ziemlich schrăg. Bei 7,5 mm Hohe 10 Umgănge. Durchmesser der letzten Windung 2 mm. Anzahl der Exemplare: 1. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 484. Trypanostylus carpathicus n. sp. (Taf. VIII. Fig. 31 a—b) Eine Form mit engem Gewindewinkel, abgeflachtcn, glatten Windungen, kaum vertieften Năhten. Die Windungen sind doppelt so breit als hoch. Die Basis ist abgeflacht und trifft in einer gerundeten Kante mit der abgeflachtcn Flanke zusammen. Ungenabelt. Durchmesser der letzten Windung 4 mm, Gesamthohe (ergănzt): 12 mm. Erhalten sind 7 Windungen bei einer Hbhe von n mm. Anzahl der Exemplare: I. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 485. Undularia (Orthostomia) concava Stoppani (Taf. VIII. Fig. 33) 1860. Chemmtzia concava STOPPANI, P^trif. d’Esino, p. 33. Taf. VII. Fig. 25, 26. 1926. Undularia (Orthostomia) concava DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 208. Die stufig abgesetzten Windungen, die unter der Naht gerade abgeschrăgte, gegen die Flanke von einer Kante begrenzte Apicalseite, zwei schwach ange- deutete Lăngskiele auf der abgeflachtcn, steilen Seitenflăche, die durch einen Lăngskiel gegen die spitzkonische Basisflăche abgegrenzt wird, die drei schwachen Lăngskiele der Basis stimmen alle bestens mit U. concava nach Kittl’s Beschreibung (Gastr. d. Esinokalke, p. 158) iiberein. Auch die Form- verhăltnisse der letzten Windung sind die gleichen, die vorhergehenden Windungen aber erscheinen bei meinem Exemplar etwas hoher als das auf den Abbildungen Kittl’s und Stoppani’s dargestellt ist, das Gewinde er- scheint stărker auseinandergezogen, was jedoch kaum als spezifischer Unter- schied gewertet werden kann. Institutul Geological României I 02 ERICH JEKELIUS Unter den von Kittl zur Darstellung gebrachten Variationen dieser Form steht mein Exemplar noch der in Textfigur Nr. 84 dargestellten am năchsten. Anzahl der Exemplare: 1. Promathildia subornata Munster (Taf. VIII. Fig. 35-36) 1841. Turritella subornata MUNSTER, Beitrăge, p. 121. Taf. XIII. Fig. 34. 1926. Promathildia subornata DlENER, Foss. Cat. pars. 34, p. 219. Es liegen mir zwei Bruchstiicke vor, auf Grund deren ich Kittl’s Be- schreibung der Art nichts zuzufugen habe. Das eine Bruchstiick zeigt bei einem Durchmesser von 4 mm 14 Querfalten. Bei dem zweiten, das die Anfangs- windungen ohne die Spitze selber darstellt, hat es den Anschein, als ob die ersten Windungen einen etwas weiteren Gewindewinkel hătten, der dann spăter enger wird. Anzahl der Exemplare: 2. Promathildia barzaviae n sp. (Taf. VIII. Fig. 37 a-b) Die Formverhăltnisse und Skulptur erinnern an P. subnodosa. Das am vollstăndigsten erhaltene Gehăuse hat 10 Windungen bei einer Hohe von 7,5 mm. Vom stark winkelig vorspringenden Marginalkiel fălit die Externseite schrăg nach innen zum unteren Nahtkiel ab. Der Marginalkiel trăgt 14 krăftige Knoten. Diese Knoten, die auf dem Kiel zugespitzt sind, erscheinen nicht in der Lăngsrichtung der Windung verlăngert wie bei P. subnodosa, sondern in der Querrichtung. Ausserdem hat P. subnodosa zwei Lateralkiele, wăhrend vorliegende Form ausser dem oberen und unteren Nahtkiel nur den einen geknoteten Marginalkiel besitzt. Jede weitere Lăngsskulptur fehlt, wăhrend P. subnodosa noch zahlreiche Lăngsstreifen zeigt. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 488. CEPIIALOPODA Orthoceras campanile Mojsisovics (Taf. IX. Fig. 1 a—b) 1882. Orthoceras campanile MOJSISOVICS, Ceph. d. mediterranen Triasprovinz, p 291. Taf. XCIII. Fig. 1—4, 11. 1915. Orthoceras campanile DlENER, Foss. Cat. pars. 8, p. 339. Aus dem Triaskalk von Brașov staminen zwei Bruchstiicke, deren Form- verhăltnisse mit denen des O. campanile iibereinstimmen, Anzahl der Exemplare: 2. ICR. L- Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 103 Orthoceras sp. (Taf. IX. Fig. 2) Ausser O. campanile liegt noch eine kleine, verhaltnismăssig stark konisch zulaufende Form vor, die năher nicht bestimmbar ist. Anzahl der Exemplare: 1. Pleuronautilns marmolatae Mojsisovics (Taf. IX. Fig. 3) 1882. Pleuronautilus Marmolatae MOJSISOVICS, Ceph. d. medit. Triasprovinz, p. 276. Taf. LXXXVI. Fig. 4. 1915. Pleuronautilus Marmolatae DlENER, Foss. Cat. pars. 8, p. 347. Die Formverhăltnisse und die Skulptur meines Exemplares stimmen mit PI. marmolatae bestens iiberein. Auch der von Mojsisovics erwăhnte, auf der Externseite weit zuriickgebogene Sinus der Zuwachsstreifen ist gut zu beobachten. Der Sipho, der bei Mojsisovics’ Exemplar nicht zu beobachten ist, liegt bei meinem Exemplar unterhalb der halben Miindungshohe. Mojsisovics erwăhnt auf der Innenseite der Windungen drci Lăngsrippen. Leider ist von PI. marmolatae bis heute bloss ein einziges Exemplar bckannt geworden, so dass eine Beurteilung der Bestăndigkeit dieser Lăngsrippen nicht mbglich ist. Der Erhaltungszustand meines Exemplares aber erlaubt die Entscheidung nicht, ob hier Lăngsrippen, die Mojsisovics auch nur auf den inneren Windungen darstellt, vorhanden waren oder nicht. Anzahl der Exemplare: 1. Sageceras sp. (Taf. IX. Fig. 4 a-c) Hieher gehbrt ein ganz kleines Bruchstiick der inneren Windungen, das eine năhere Bestimmung nicht zulăsst. Auf Grund der Formverhăltnisse glaube ich aber, dies Bruchstiick nur als Sageceras bezeichnen zu kbnnen. Anzahl der Exemplare: 1. Hungarites elsae Mojsisovics (Taf. IX. Fig. 5-6) 1882. Hungarites Elsae MOJSISOVICS, Cephalopoden d. medit. Triasprovinz, p. 224. Taf. XXIV. Fig. 6. Taf. XXXIII. Fig. 3, 4. 1915. Hungarites Elsae DlENER, Foss. Cat. pars. 8, p. 152. Diese Form von Brașov deckt sich vollkommen mit der Beschreibung und den Abbildungen bei Mojsisovics. Infolge des Erhaltungszustandes sind die sichelfbrmig gekriimmten Rippenfalten der Flanken nur bei einzelnen Exem- plaren und auch da nur schwach sichtbar. Der mehr oder weniger deutlich Institutul Geological României 104 ERICH JEKELIUS entwickelte Externkiel erscheint durch Einkerbungen schwach gekornt, wie das Mojsisovics auf Taf. XXXIII. Fig. 3 b, darstellt und auf Scite 224 be- schrcibt. Ein Bruchstiick eines etwas grosseren Exemplares zeigt die Extern- seite beidseitig des Mediankieles gekantet (Taf. IX. Fig. 6). Anzahl der Exemplare: 6. Arpadites sp. aff. cinensis Mojsisovics (Taf. IX. Fig. 7) Ein Bruchstiick einer Arpadites s. s. Form, die in năchste Verwandtschaft des Arpadites cinensis aus dem Esinokalk gehoren diirfte. Die Seitenflăchen crscheinen glatt (eventuell durch den Erhaltungszustand bedingt), die Ex- ternseite wird von der medianen Furche und den sie begleitenden glatten Kielen, die gegen die Seitenflăche nicht abgesctzt sind, eingenommcn. Anzahl der Exemplare: r. ? Nannites n. sp. ind. (Taf. IX. Fig. 8 a—b) Ein kleincs, glattes Exemplar, bei dem eine năhere Bestimmung kaum durchfiihrbar ist. Es konnte sich um eine Form aus der Nahe des Nannites spurius Munster handeln. Wahrend die inneren Windungen arcestes ahnlich, wesentlich dicker sind als hoch, mit breitgerundetem Rucken und gegen den Nabel stcil abfallend, wird die letzte Windung viei flacher, nimmt im Ver- gleich zur vorhergehenden Windung an Hohe wesentlich zu, nicht aber an Dicke, so dass die letzte Windung die vorhergehende an Dicke nicht iiber- trifft. Die letzte Windung ist ebenso hoch wie dick, hat gerundeten Rucken und flache Flanken. Diese auffallende Ănderung des Querschnittes der Win- dungen ist sehr charakteristisch. Ahnliche Verhăltnisse scheinen mir auch in den Abbildungen des N. spurius bei Mojsisovics (Ceph. d. medit. Triaspro- vinz Taf. XXVIII. Fig. 15—17) angedeutct. Leider sind an meinem Exemplar Lobenlinien nicht sichtbar. Anzahl der Exemplare: 1. Trachyceras coronense n. sp. (Taf. IX. Fig. 9) ? 1882. Trachyceras indet. MOJSISOVICS. Ceph. d. medit. Triasprovinz. Taf. XVIII. Fig- 3- Mojsisovics bildet (Ceph. d. medit. Triasprovinz. Taf. XVIII. Fig. 3) als Trachyceras indet. aus der Zone des Trach. archelaus des Abtey Tales bei Corvara einen kleinen Trachyceras ab, den er in die Gruppe der Trachycerata furcosa stellt. In der Tafelerklărung meint er, dass dies Exemplar vielleicht zu Tr. richthofeni oder zu Tr. judicarium gehore, Institutul Geologic al României DER WEISSE TRIASKALK VON BRAȘOV UND SEINE FAUNA 1°5 Von einer năheren Verwandtschaft mit Tr. richthofeni kann jedoch kaum die Rede sein, da erscheinen die Formverhăltnisse doch zu abweichend und die Ausbildung der Rippen und deren Knotung zu verschieden. Ebenso scheint mir die Form von Tr. judicarium abzuweichen. Mit diesem Trachyceras sp. indet. scheinen nun kleine Exemplare aus der Trias von Brașov ubereinzustimmen. Der weite Nabel, die mit fiinf Knoten besetzten krăftigen Rippen scheinen gleich ausgebildet zu sein. Die Rippen sind bei meinen Exemplaren auf der Externseite durch eine ganz schmale Furche unterbrochen und endigen hier in Knoten. Diese knotigen Rippen- enden stehen an der medianen Externfurche wechselstăndig. Nach Mojsisovics (1. c., p. 94) ist die alternierende Stellung der Extern- dornen der beiden Windungshălften fur die Mehrzahl der ălteren Trachyce- raten aus den Zonen mit Trachyceras reitzi und mit Trachyceras archelaus charakteristisch. Eine regelmăssige Korrespondenz der Externdornen stellt sich erst bei Formen der Cassianer und Raibler Schichten ein. Mojsisovics stellt nun allerdings seinen Trachyceras sp. indet. in die Gruppe der Trachyceras furcosa zusammen mit Tr. judicarium und Tr. richtho- feni. Diese letzteren reihte er dann spăter (Hallstătter Kalke II, p. 622) in sein Subgenus Anolcites ein, bei dem die Rippen auf der Externseite nicht unterbrochen werden, sondern die Externknoten geradlinig verbinden. Die Externknoten mussen bei diesen somit korrespondieren. Auf Grund der Abbildung des Trachyceras sp. indet. bei Mojsisovics hat es nicht den Anschein, als ob eine Beurteilung der Externseite moglich wăre. Trachyceras coronense n. sp. gehort zu Trachyceras s. s. Auf der Extern- seite stehen beidseitig der medianen Furche je eine Doppelreihe von Knoten, wobei jedoch die beidseitig an die Furche grenzenden Knoten wechselstăndig stehen. Dies Alternieren der Externknoten wiirde nun eher fur Protrachyceras sprechen, doch scheint dies ein sehr unbestăndiges Merkmal zu sein, da Mojsisovics als zur gleichen Art gehorend Exemplare mit alternierenden und auch solche mit korrespondierenden Externknoten abbildct {Protrachy- ceras Thous., 1. c., Taf. CLXVIII. Fig. 10 b und Fig. 8 b). Sogar beim gleichen Individuum scheint dies im Verlaufe des individuellcn Wachstums sich ăn- dern zu konnen (1. c., Taf. CLXVIII. Fig. 10 b und Fig. 11 b). Ferner bildct Mojsisovics Protrachyceras laricum (Ceph. d. med. Triasprovinz, Taf. XXIII. Fig. 13 b) mit dcutlich wechselstăndigen Externknoten ab, Protrachyceras chiesense aber (1. c., Taf. XXXIV. Fig. 4 b) mit genau korrespondierenden Externknoten und bemerkt (1. c., p. 96) ausdriicklich, dass der Externtcil des Protrachyceras laricum ziemlich genau dem des Protr. chiesense ent- sprăche (!). Ausser der Reihe Doppelknoten auf der Externseite tragen die krăftigen Rippen des Trachyceras coronense auf der Lateralflăche zwei Knoten, ferner Geologic al României X 16 io6 ERICH JEKELIUS einen Umbilicalknoten. Vom ăusseren Lateralknoten gabeln sich einzelne der Rippen gegen den Externteil. Anzahl der Exemplare: 2. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Inst. Geol. București. înv. Nr. B. t. 496. Arcestes (Proarcestes) barrandei Laube (Taf. IX. Fig. 10—11) 1869. Arcestes Barrandei LAUBE, St. Cassian, p. 90. Taf. XLIII. Fig. 2. 1915. Arcestes Barrandei DlENER, Foss. Cat. 1 ars. 8, p. 45. Diese Form, die mit A. barrandei gut ubereinstimmt, licgt mir in einer Anzahl kleiner Exemplare vor. Der verhăltnismăssig schmale, gerundete Riicken, die flachgewblbt zur grbssten Windungsbreite um den Nabel schrăg nach aussen abfallenden Seitenflachen charakterisieren diese Form. Mir liegen nur wesentlich kleinere Exemplare vor, als das einzige von St. Cassian bisher bekannt gewordene Exemplar, das einen Durchmesser von 53 mm hat. Bei der grossen Ubereinstimmung der Formverhăltnisse aber kann an einer Identitat nicht gezweifelt werden. Anzahl der Exemplare: 10. Arcestes sp. ind. aff. A. boeckhi Mojsisovics (Taf. IX. Fig. 12—13) Hăufiger als vorige Form findet sich eine breitriickigere kugeligere Form mit gerundeteren Seitenflachen. Von dieser Art liegen leider nur kleine Exemplare vor, die eine sichere Bestimmung oder Neubeschreibung kaum zulassen. Anzahl der Exemplare: 18. Arcestes sp. (Taf. IX. Fig. 14 a—b) Von einer dritten Arcestes-Form, die weiter genabelt ist, mit breiten, niederen Windungen liegen zwei Exemplare vor, die aber auch keine năhere Bearbeitung zulassen. Anzahl der Exemplare: 2. Atractites boeckhi (Sturzenbaum) (Taf. IX. Fig. 13-16) 1876. Orthoceras boeckhi STURZENBAUM, Adatok a Bakony Ceratites Reitzi szint faunâjănak ismeretehez. Fold. Kozl. V, p. 254. Taf. IV. Fig. 1. 1915. Atractites boeckhi DlENER, Foss. Cat. pars. 8, p. 18. Zwei Bruchstiicke mit elliptischem Querschnitt, deren Dimensionsver- hăltnisse, sowie die auf der Lateral- und Dorsalseite sattelfbrmig etwas nach oben gebogenen Kammerwănde stimmen gut mit den Verhăltnissen bei A. boeckhi iiberein. Anzahl der Exemplare: 2. Manuskript eingegangen Mai 1934 \JGR Institutul Geological României N A C H T R A G Erst nach Drucklcgung dieser Al bei t kamen mir die von KUTASSY bearbeiteten Nach- tragsbănde der triasichen Lamellibranchiaten und Cephalopoden aus den Jahien 1931 und 1933 in die Hand. Durch dies Ubersehen hat meine Arbeit aber, w.e ich nach- trăglich feststellen konnte, keinen Schaden erlitten. Ânderungen in der Namengebung werden dadurch nicht notwendig. Dagegen kann ich es nicht unterlassen auf einen schweren Irrtum KUTASSY’s hinzu- .weisen. Eine Publikation, die internaționale wissenschaftliche Geltung beansprucht, wie der Fossilium Catalogus, darf nicht zu einem politischen Propagandamittel entwiirdigt werden. Der Fossilium Catalogus hat in erster Linie die Aufgabe, eine leichte und schnelle Orientierung zu ermoglichen, darf aber unter gar keinen Umstănden bewusst irrefuhren. In diesen zwei Bănden aber fiigt KUTASSY den Ortsbezeichnungen, die wir aus Sieben- biirgen (Rumânien) kennen, in Klammer Ungarn hinzu. Dies muss zu der Vorstcllung fiihren, dass es auch in Ungarn Lokalităten mit den gleichen Bezeichnungen gebe und KUTASSY eben extra darauf hinweisen wolle, dass nicht das Bihar-Gebirge, Kodru-Ge- birge oder Moma-Gebirge in Rumânien, sondern Gebirge gleichen Namens in Ungarn gemeint seien. Wie KUTASSY aber sehr genau weiss, liegen die Gebirge, die er meint, in Rumânien und nicht in Ungarn. Es handelt sich hier keineswegs um vereinzelte Miss- verstandnisse, vielmehr konnte ich schon bei fliichtiger Durchsicht der beiden Bande nicht weniger als 137 solcher bewusst falscher, irrefuhrender Angaben zăhlen. Zweifellos ist dies ohne Kenntnis des Herausgebers erfolgt, da so ein Vorgehen das Niveau und die internaționale wissenschaftliche Geltung des Fossilium Catalogus schwer schâdigen muss. Bei einer Veroffentlichung von der Natur des Fossilium Catalogus wăre notwendig gewescn, von Beginn an die Mitarbeiter zu einem einheitlichen Gebrauch der geographischen Ortsbezeichnungen zu verpflichten. Es kann nicht der Willkiir jedes einzelnen iiberlassen bleiben, ob er sich an den Atlas von vor oder an den von nach 1919 halt. Zu Kundgebungen patriotischer Gesinnung aber diirften andere Veioffent- lichungen besser geeignet sein als der Fossilium Catalogus. jA Institutul Geological României Institutul Geological României E. JEKELIUS : Der weisse Triaskalk von Brașov Siidostabhang des Schneckenberges bei Brașov . Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII impr. Memin-Torterner Arcueii IGR Institutul Geological României TAFEL II Institutul Geological României TAFEL II Fig. i— 7 Colospongia dubia MUNSTER (i/i).......................................... 39 8—11 Encrinus cassianus LAUBE (6/5)......................................... 40 12 — 13 Encrinus granulosus MUNSTER (3/2)........................................ 40 14 Encrinus varians MUNSTER (3/2)........................................... 41 15 Encrinus coronensis n. sp. (5/3)......................................... 41 16—17 Encrinus carpathicus n. sp. (2/1)....................................... 42 18 Isocrinus sp. (2/1)...................................................... 42 19 a-b Isocrinus racadaui n. sp. (a = 2.6/1; b= 2.3/1)........................ 42 20 a-c Cidaris coronensis n. sp. (a. b. = 3/2; c = 1/1)........................ 44 21—22 Miocidaris curmături n. sp. (2/1)....................................... 43 23 Miocidaris subcoronata (2.25/1).......................................... 43 24—26 Cidaris barzaviae n. sp. (2/1).......................................... 43 27 Cidaris alata subalata d’ORB (2/1); adapicale Flăche ................. 44 28 Cidaris alata subalata d’ORB (2/1); adorale Flăche.................... 44 29 Cidaris alata subalata d’ORB (5/3); adorale Flăche.................... 44 30 Cidaris alata poculiformis BATHER (3/2); adapicale Flăche.............. 44 31 Cidaris dorsata MUNSTER (3/2)............................................ 45 32—33 Cidaris dorsata marginala BATHER (3/2) ........................ 45 34—35 Cidaris trigona MUNSTER (4/3)............................................ 46 36 Cidaris similis DESOR (2/1).............................................. 46 37 Cidaris wăchteri WlSSMANN (3/2)......................................... 46 38—44 Cidaris roemeri WlSSMANN (3/2).......................................... 47 45 Radiolus herbichi n. sp. (3/2)........................................... 50 46 Radiolus alutensis n. sp. (3/2).......................................... 49 47 a-c Radiolus racadaui n. sp. (3/2)........................................... 49 48 a-b Radiolus antipai n. sp. (a = 2/1; b = 1/1)............................. 50 49 Anaulocidaris testudo BATHER (5/3)....................................... 51 50 a-b Radiolus adametzi n. sp. (a = 2.25/1; b = 2/1)....................... 49 51 a-b Radiolus adametzi n. sp. (a = 1.7/1; b = 2.2/1)................... 49 Institutul Geologic al României E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. 11 4 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geologic al României TAFEL III HU Institutul Geological României IGR/ TAFEL III Fig. i Discina sp. (3/2)..................................................... 51 2 Discina n. sp. indet. (2 b = 1/1).................................... 51 3 a-e Thecidea asperulata BITTNER (3 e = 1/1)......................... 52 4 a-c Thecidea aspertdata BITTNER (40=1/1)................................ 52 5 a-e Rhynchonella brasoviae n. sp. (5 e = 1/1)............................ 52 6 a-d Rhynchonella coronae n. sp. (Typ) (8/5)............................ 52 7 a-c Rhynchonella coronae n. sp. var...................................... 52 8 a-d Rhynchonella dacica n. sp. (3/2)..................................... 53 9 a-d Rhynchonella alutae n. sp. (3/2) . ................................. 54 10 a-c Rhynchonella racadaui n. sp. (3/2)................................... 54 11 a-d Rhynchonella cynodon var. nuda n. var.............................. 55 12 a-e Rhynchonella cynodon var. nuda n. var. (12 e =1/1)........... 55 13 a-e Rhynchonella cynodon var. nuda n. var. (Typ) (136=1/1). . . . 55 14 a-d Rhynchonella cynodon LAUBE (d = 1/1)............................. 54 15 a-c Rhynchonella cynodon LAUBE.......................................... 54 16 a-c Rhynchonella cynodon LAUBE.......................................... 54 17 a-d Rhynchonella cynodon LAUBE (d = I/l)............................ 54 18 a-e Rhynchonella cynodon var. triplicata n. var (e = 1/1)................ 55 19 a-e Rhynchonella tricoslata MUNSTER (e = 1/1)........................... 56 20 a-e Rhynchonella tricoslata MUNSTER (e = 1/1)............................ 56 21 a-e Rhynchonella barzaviae n. sp. (Typ) (e = 1/1)........................ 56 22 a-d Rhynchonella barzaviae n. sp......................................... 56 23 a-d Rhynchonella barzaviae n. sp......................................... 56 24 a-d Rhynchonella curmături n. sp. (Typ) (d = 1/1)........................ 57 25 a-c Rhynchonella curmături n. sp......................................... 57 26 a-d Rhynchonella transsylvanica n. sp....................................... 57 27 a-e Rhynchonella meschendorferi n. sp. (e = 1/1)........................ 57 • 28 a-d Rhynchonella meschendorferi n. sp. (Typ)............................ 57 29 a-e Rhynchonella meschendorferi n. sp. (e = 1/1)........................ 57 30 a-d Rhynchonella (Austriella l) parva n. sp. (d = 1/1)................... 58 31 a-d Rhynchonella (Austriella ?) herbichi n. sp. (d = 1/1)................... 58 32 a-b Cyrtina (Bittnerula) zitteli BITTNER (b = 1/1)................. . . 60 33 Cyrtina (Bittnerula) zitteli BITTNER........................................ 60 E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. III Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geological României TAFEL IV Institutul Geologic al României TAFEL IV Fig. i a-c Spiriferina fragilis SCHLOTH. (3/2)....................................... 59 2 a-e Spiriferina simionescui n. sp. (e = 1/1).................................. 59 3 a-d Spiriferina stefanescui n. sp. (d = 1/1).................................. 59 4 a-c Spirigera athanasiui n. sp. (Typ) (3/2).................................... 61 5 a-c Spirigera athanasiui n. sp........................................... 61 6 a-c Spirigera athanasiui n. sp........................................... 61 7 a-c Spirigera athanasiui n. sp........................................... 61 8 a-e Spirigera fasciataeformis n. sp. (e = 1/1)................................ 61 9 a-e Spirigera fasciataeformis n. sp. (e = 1/1)................................ 61 10 a-e Spirigera fasciata n. sp. (e = 1/1)....................................... 60 11 a-c Spirigera macovei n. sp. (3/2)........................................... 61 12 a-b Spirigera coronae n. sp................................................... 62 13 a-b Spirigera coronae n. sp. (Typ) (3/2)..................................... 62 14 a-c Spirigera coronae n. sp................................................... 62 15 a-c Spirigera coronae n. sp................................................... 62 16 Spirigera carpathica n. sp. (3/2)............................................ 62 17 Spirigera qtdnquecostata MiÎNSTER (3/2)...................................... 63 18 a-c Spirigera romana n. sp. (3/2)............................................. 63 19 a-d Spirigera indistincta BEYR. (d = 1/1)................................... 63 20 a-c Spirigera indistincta BEYR................................................. 63 21 a-d Spirigera indistincta BEYR. (d = 1/1).................................... 63 22 a-d Spirigera wissmanni MUNSTER (3/2)......................................... 64 23 a-e Retzia carpathica n. sp. (e = 1/1).......................................... 64 24 a-d Retzia schaffcri n. sp. (d = 1/1).................................... 64 25 a-d Koninckella trauthi n. sp. (Typus) (d = 1/1)........................ 64 26 a-c Koninckella trauthi n. sp........................................... 64 27 a-c Koninckella trauthi n. sp........................................... 64 28 a-c Terebratula cassiana BITTNER (d und e = 1/1)................................ 65 Institutul Geological României E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Tal. IV TAFEL V Institutul Geological României TAFEL V Fig. i a-c Waldheimia angustaeformis BOECKH (c = i/i)..................... 65 2 a-b Waldheimia angustaeformis BOECKII................................ 65 3 Waldheimia dacica n. sp. (3/2)................................... 66 4 a-e Waldheimia dacica n. sp. (Typ) (e = 1/1)........................ 66 5 a-e Waldheimia dacica n. sp. (e = 1/1).............................. 66 6 a-f Waldheimia predai n. sp. (Typ) (f = 1/1)........................ 66 7 a-f Waldheimia predai n. sp. (f = 1/1).............................. 66 8 a-d Waldheimia subangusta MUNSTER (d = 1/1)......................... 66 9 a-d Waldheimia subangusta MUNSTER (d= 1/1).......................... 66 10 a-d Waldheimia subangusta MUNSTER (d = 1/1)........................ 66 11 a-d Waldheimia barzaviae n. sp. (Typ) (d = 1/1)..................... 67 12 a-d Waldheimia barzaviae n. sp. (d = 1/1)........................... 67 13 a-d Waldheimia alutae n. sp. (Typ) (d = x/i)........................ 67 14 a-d Waldheimia alutae n. sp. (d = 1/1).............................. 67 15 a-d Waldheimia wachneri n. sp. (Typ) (d = 1/1)..................... 67 16 a-d Waldheimia wachneri n. sp. (d = 1/1)........................... 67 17 a-d Waldheimia triadica n. sp. (d = 1/1)........................... 67 18 Waldheimia piai n. sp. (Typ) (3/2)............................. 68 19 a-b Waldheimia piai n. sp.......................................... 68 20 a-d Waldheimia augusta var. rosaliae SALOMON (d = 1/1)............. 68 21 a-c Waldheimia augusta var. rosaliae SALOMON....................... 68 22 a-d Waldheimia kiihni n. sp. (3/2)................................. 69 23 a-c Waldheimia kiihni n. sp........................................ 69 24 a-e Waldheimia zugmayeri BITTNER (e = 1/1)........................ 69 25 a-e Waldheimia zugmayeri BITTNER (e = 1/1) 69 26 a-e Waldheimia zugmayeri BITTNER (e = 1/1)........................ 69 27 a-e Waldheimia zugmayeri BITTNER (e = 1/1)........................ 69 E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. V TAFEL VI Institutul Geological României TAFEL VI Fig. i a-b Cassianella decussata MUNSTER (b = i/i).............................. 70 2 a-c Cassianella sp. aff. gryphaeata MUNSTER (c = 1/1).................... 71 3 Daonella lommeli MOJS................................................. 71 4 a-b Pecten coronensis n. sp. (b = 1/1)................................... 71 5 a-b Pecten alutensis n. sp. (b = 1/1).................................... 72 6 a-b Pecten alberti n. sp. (b = 1/1)...................................... 72 7 a-b Pecten interstriatus MUNSTER (b = 1/1)............................... 72 8 a-b Pecten sp. (b = 1/1)................................................ 72 9 a-b Pecten subaequicostatus BITTNER (b = 1/1)............................ 73 10 Lima podeki n. sp. (1/1).............................................. 74 11 a-b Lima sp. (b = 1/1).................................................... 74 12 a-b Lima sp. (b = 1/1).................................................... 74 13 a-b Enantiostreon triadicum n. sp. (b = 1/1).............................. 74 14 a-b Modiola klipsteini BITTNER (b = j/i).................................. 75 15 a-b Leda dacica n. sp. (b = 1/1).......................................... 75 16 a-b Cucullaea impressa MUNSTER (b = 1/1).................................. 75 17 a-b Myophoria sp. aff. ornata MUNSTER (b = 1/1)......................... 76 18 a-c Myophoria teutschi n. sp. (c = 1/1)................................... 76 19 a-b Opis sp. aff. laubei BITTNER (b = 1/1)................................ 81 20 a-b Myophoricardium sp. aff. lineatum WOEHRMANN (b — i/i)................ 81 21 a-b Myophoria n. sp. indet. (b = 1/1).................................... 78 22 Pachycardia plieningeri BROILI (5/4).................................. 78 23 a-e Cardita coronensis n. sp. (d und e= 1/1).............................. 79 24 a-d Myophoria predai n. sp. (d = 1/1).................................... 77 25 a-b Myoconcha sp. aff. broili WAAGEN (b = 1/1)........................... 80 26 a-b Cardiomorpha coronensis n. sp. (b = 1/1)............................. 81 27 a-b Cardiomorpha coronensis n. sp. (b = 1/1)......................... . 81 28 a-b Schafhăutlia sp. aff. laubei BITTNER.................................. 81 Institutul Geological României E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. VI Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geological României TAFEL VII Institutul Geological României TAFEL VII Fig. i a-b Laubella delicata LAUBE (b = i/i)...................................... 83 2 a-d Pleurotomaria barzaviae n. sp. (c und d = 1/1)........................ 83 3 Pleurotomaria krăutneri n. sp. (9/8)..................................... 83 4 a-c Pleurotomaria mrazeci n. sp. (c — 1/1. In der Kontur der letztcn Win- dung, rechts ein kleiner Fehler, siehe die Photographie) .... 84 5 a-c Pleurotomaria mrazeci var. acuta n. var. (c = 1/1)...................... 84 6 a-b Pleurotomaria racadaui n. sp. (1/1)..................................... 84 7 a-c Ptychomphalina protei MUNSTER (c= 1/1).................................. 85 8 a-c Schizogonium serratum MUNSTER (c = 1/1)................................. 85 9 a-d Schizogonium serratum MUNSTER (c = Basalseite) (d = 1/1) . . . . 85 10 a-b Temnotropis carinata MUNSTER (b=i/i).................................... 85 11 a-b Trachybembix junonis KITTL (b= 1/1)..................................... 86 12 a-b Worthenia esinensis KITTL (b = 1/1)..................................... 86 13 a-b Worthenia romana n. sp. (b = 1/1)....................................... 86 14 a-b Worthenia coronata var. plicosa KITTL (b = 1/1)......................... 87 15 a-b Worthenia johannisaustriae KLIPSTEIN (b = 1/1).......................... 87 16 a-b Brochidium coronense n. sp. (Basalseite) (b = 1/1)...................... 88 17 a-b Brochidium coronense n. sp. (Apicalseite) (b = 1/1)..................... 88 18 a-b Brochidium coronense n. sp. (Bruchstiick mit erhaltener Mundung) (b = 1/1)....................................................................... 88 19 a-d Euomphalus carpathicus n. sp. (a = Apicalseite; b = Basalseite) (c und d = 1/1)..................................................................... 88 20 a-b Euomphalus sp. indet. (b = 1/1)........................................... 88 21 a-b Euomphalus triasicus n. sp. (b = 1/1)..................................... 88 22 a-b Astralium simionescui n. sp. (b = 1/1)................................ 89 23 a-b Astralium simionescui n. sp. (b = 1/1)................................ 89 24 a-b Astralium simionescui n. sp. var. (b — 1/1)........................... 89 25 a-b Collonia cincta MUNSTER (b = 1/1).................................... 90 26 a-b Eucycloscala circumnodosa KITTL (b = 1/1)............................. 90 27 a-b Eucycloscala circumnodosa KITTL (b = 1/1)............................. 90 28 a-b Trochus (Tectus) coronensis n. sp. (b = 1/1).......................... 90 29 a-b Trochus (Tectus) coronensis n. sp. (b = 1/1).......................... 90 30 a-b Trochus (Tectus) coronensis n. sp. (b = 1/1).......................... 90 31 a-b Trochus (Tectus) coronensis n. sp. var. (b = 1/1)..................... 91 32 a-b Trochus (Tectus) coronensis n. sp. var. (b = 1/1)..................... 91 33 a-b Trochus (Tectus) racadaui n. sp. (b = i/i)............................ 91 34 a-b Umbonium helicoides MUNSTER (b = 1/1)................................. 91 35 a-b Fossariopsis binodosa MUNSTER (b = 1/1)............................... 92 36 a-b Fossariopsis binodosa MUNSTER (b = 1/1)............................... 92 37 a-b Hologyra cassiana WlSSMANN (b = 1/1).................................. 92 38 a-b Hologyra cassiana WlSSMANN (b = 1/1).................................. 92 Institutul Geologic al României E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Tai. Vil Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geological României TAFEL VIII JA Institutul Geological României igr/ TAFEL VIII Fig. i a-b Naticella dacica n. sp. (b = i/i)...................................................... 92 2 a-b Naticella acutecostata KLIPSTEIN (b = 1/i)............................ 92 3 a-b Naticella acutecostata KLIPSTEIN (b = 1/1)............................ 92 4 a-e Neritopsis macovei n. sp. (d und e = 1/1)............................. 93 5 a-b Cryptonerita elliptica KITTL (b = 1/1)................................... 93 6 a-b Cryptonerita conoidea BOEHM (b = 1/1)................................ 94 7 a-b Cryptonerita conoidea BOEHM (b = 1/1)................................ 94 8 a-b Neritaria comensis HOERN (b = 1/1).................................. 94 9 a-b Neritaria comensis HOERN (b = 1/1).................................. 94 10 a-b Pachyomphalus rectelabiatus KITTL (b = 1/1)..................... 94 11 a-b Neritopsis orna ta MUNSTER (b = 1/1)..................................... 93 12 a-b Platychilina cainalloi STOP, (b = 1/1)................................... 95 13 a-b Trachynerita quadrata STOP, (b = 1/1)..................................... 95 14 Trachynerita quadrata STOP. (2/1)............................................. 95 15 a-d Patella coronensis n. sp. (c und d = 1/1)................................ 95 16 a-d Patella racadaui n. sp................................................... 96 17 a-b Patella crateriformis KITTL (b = 1/1).................................... 96 18 a-b Purpuroidea carpathica n. sp. (b = 1/1).................................. 97 19 a-b Scalaria triadica KITTL (b = 1/1)........................................ 97 20 a-b Turritella alutae n. sp. (b = 1/1)....................................... 97 21 a-b Turritella abbatis KITTL (b = 1/1)....................................... 98 22 a-b Turritella abbatis KITTL (b = 1/1)....................................... 98 23 a-b Coelostylina nodosa MUNSTER (b = 1/1).................................... 98 24 a-e Euchrysalis pupaefortnis MUNSTER (b = basale Ansicht) (c=i/i) . 98 25 a-b Euthystylus coronensis n. sp. (b = i/r).................................. 98 26 Omphaloptycha concavoconvexa STOP. (1/1).......................... . . 99 27 a-b Protorcula loxonemoides KITTL (b = 1/1).................................. 99 28 Spirochrysalis nympha MUNSTER (7/6)...................................... 100 29 a-b Spirochrysalis coronensis n. sp. (b = 1/1).............................. 100 30 a-b Telleria coronensis n. sp. (b = 1/1).................................... I00 31 a-b Trypanostylus carpathicus n. sp. (b = 1/1).............................. 101 32 a-b Trypanostylus laevigatus n. sp. (b = 1/1)............................... 101 33 Undularia concava STOP. (7/6) .... I..................................... 101 34 a-b Promathildia subornata MUNSTER (b = 1/1).......................... . 102 35 a-b Promathildia subornata MUNSTER (b = 1/1)................................ 102 36 a-b Promathildia barzaviae n. sp. (b = 1/1)................................. 102 Institutul Geological României E. Jekelius, Der weisse Triaskalk von Brașov Taf. VIII Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geological României TAFEL IX Institutul Geological României TA FEL IX Fig. 1 a-b Orthoceras campanile MOJS. (a = 9/7, b = 1/1)....................... 102 2 Orthoceras sp. (9/5)................................................. 103 3 Pleuronautilus marmolatae MOJS. (9/7)................................ 103 4 a-b Sageceras sp. (b = 2/1)............................................. 103 5 Hungarites elsae MOJS. (6/5)......................................... 103 6 Hungarites elsae MOJS............................................... '103 7 Arpadites sp. aff. A. esinensis MOJS. (6/5)......................... 104 8 a-b Nannites n. sp. ind. (b = 1/1)...................................... 104 9 Trachyceras coronense n. sp. (8/5) 104 10 a-b Arcestes barrandei LAUBE (b = 1/1)................................... 106 11 Arcestes barrandei LAUBE............................................. 106 12 Arcestes sp. aff. A. boeckhi MOJS.................................... 106 13 a-b Arcestes sp. aff. A. boeckhi MOJS. (b = 1/1)......................... 106 14 a-b Arcestes sp. (b = 1/1)............................................... 106 15 a-b Atractites boeckhi STURZENBAUM (b = 1/1)............................. 106 16 Atractites boeckhi STURZENBAUM....................................... 106 E. Jekelivs, Der weisse triaskalk von Brașov Taf. IX Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII Institutul Geological României E. JEKELIUS : Der weisse Triaskalk von Brașov / 1 E. JEKELIUS GEOLOGISCHE KARTE DES SCHNECKENBERGES BEI BRAȘOV 100 O 100 200 300 400 500". Legende □ Pleistozăn f [ Tîthon | | Lias | - | Tniaskalk |. | Trachyt tO! o - Bohrung N® w T = Fossilfundont ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI, Voi. XVII Impr. Atei. Inst Geologic al Rom. Institutul Geological României DIE ANTIIOZOEN, HYDROZOEN, TABULATEN UND BRYOZOEN DER TRIAS VON BRAȘOV (KRONȘTADT) VON Dr. OTHMAR KUHN (Wien, Naturhiător. Museum, geolog.-palaeontolog. Abteilung) Herr Dr. EriCH JEKELIUS ubergab mir eine individuenreiche Fauna von Korallen und Hydrozoen, sowie eine Bryozoenkolonie aus dem von ihm ent- deckten Triaskalk des Schneckenberges bei Brașov. MATERIAL UND ERHALTUNGSZUSTAND Dic Lokalităt wurde in einer vorlăufigen Mitteilung ’) beschrieben und wird in einer gleichzeitigen Arbeit von Jekelius eingehend geschildert. Der Kalk, aus dem die vorliegende Fauna stammt, ist weiss, oft mit einem Stich ins Graue. Im Diinnschliff ist er stark umkristallisiert. Die Fossilien fanden sich ausschliesslich in einer mehrere Zentimeter măchtigen Ver- witterungsrinde, die sich nur an jenen Stellen erhalten hatte, wo sie durch iiberlagernden Lehm geschiitzt war. Sie sind aussen stellenweise mit einer diinnen, braunen Tonhaut iiberzogen, die sich aber leicht abbiirsten lăsst. Innen sind sie leider ganz in kristallinen Kalk umgewandelt, so dass die Mikrostruktur auf keine Weise, weder durch An- oder Dunnschliffe, noch durch Fărbungen sichtbar gemacht werden konnte. Nun beruht die Systematik der triadischen Korallen auf Grund der Arbeiten von Frech, Volz, Vinassa De Regny, zum grossten Teile auf Merkmalen der Feinstruktur, jedenfalls in grdsserem Masse, als jene der jurassischen oder kretazischen Korallen. So musste an Stelle der iibli- chen Dunnschliffe die Oberflăchenprăparation mittels Ătzkali und Mes- singbiirste treten, die in vielen Făllen im Vergleiche mit den in Wien vor- handenen Originalen von Volz Identifikationen ermoglichte. Ausgreifen- dere Untersuchungen systematischer Natur waren hingegen von vornherein ausgeschlossen. ’) JEKELIUS, 1932 Bul. Soc. Rom. Geol., I, S. 196—198, Taf. 5. Institutul Geological României I IO OTHMAR KOHN BESCHREIBUNG DER ARTEN ANTHOZOEN Hexastraea magna n. sp. (Tafel I. Fig. 8 a—b) Stocke mit grossem Terminalkelch und bedeutend kleineren Seitenkel- chen. Die Septen sind dick, kraftig, am Oberrande grob gezăhnt, am Innen- ende frei. Die Septen des ersten und zweiten Zyklus sind am Innenende verdickt (ăhnlich wie bei Flabellum) und reichen fast bis ins Zentrum, aber ohne sich zu beriihren. Die Septen des dritten Zyklus erreichen nur etwa zwei Drittel des Kelchhalbmessers und sind bedeutend diinner als jene des ersten und zweiten; die des vierten Zyklus sind noch diinner und etwa halb so lang wie diese. Columella ist keine vorhanden. Querblăttchen sind zahl- reich und kraftig, namentlich in den Randpartien. Die Seitenkelche ent- wickeln sich in der fur Hexastraea charakteristischen Weise, welche Ogilvie Taschenknospung nannte. Von den beiden vorhandenen Exemplaren ist das eine relativ gut er- halten. Es hat eine Hohe von 23 mm, ist aber an einem Ende abgebrochen. Die Durchmesser betragen 9x11 mm. Von den Seitenkelchen hat der grosste 2x3 mm, die kleineren messen 1—1,5 mm im Durchmesser. Das zweite, sehr schlecht erhaltene Stiick zeigt in Hohe und Durch- messer fast genau dieselben Masse, auch Anordnung und Durchmesser der Seitenknospen sind dieselben. Im Inneren ist es aber ganz in kristallinen Kalk umgewandelt und die Kelchoberflăche ist zerstort. Die Gattung ist bisher ausschliesslich aus den Cassianer Schichten der Siidalpen bekannt. Holotyp: Geolog. Institut București. înv. Nr. B. t. 250. Stylophyllopsis romerloana Volz 1896. VOI.Z, Pnlaeontographica, 43, S. 88, Taf. 11, Fig. 5—8. Die Art ist an der geringen Septenzahl und den starken peripheren Tra- versen leicht zu erkennen. Die Epithek ist jedoch etwas stărker, als sie Volz abbildet. Nur aus der Cassianer Stufe der Siidalpen bekannt. Anzahl der untersuchten Exemplare: 3. Montlivaultia cf. montis hierosolymorum Papp 1900. Papp, S. 7, Taf. j, Fig. 1, 1 a. Die vorliegenden Stiicke gestatteten wegen ihrer schlechten Erhaltung nur wenige Beobachtungen, vor aliem fast keine uber die Mikrostruktur. Institutul Geologic al României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 111 Die Gestalt des Polypars ist zylindrisch, nur an der Basis rasch ver- schmălert. Der Durchmesser betragt bei allen Stiicken 27 mm, die Hohe des grossten, noch iminer unvollstăndigen Stiickes 44 mm. Die Septen sind nur in einem kleinen Abschnitt des Kelches dcutlich sichtbar. Sie entsprechen hier an Zahl, Stărke und Ausbildung recht genau den Angaben von Papp. Auch die Traversen und der diinne Primărstreif waren in den Randpartien der Septen der ersten vier Zyklen zu sehen. Da- gegen kann ich iiber das Zentrum des Kelches keinerlei Angaben machen, weshalb auch die systematische Stellung als unsicher betrachtet werden muss. Die Art ist bisher nur aus den Cassianer Schichten des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: 3 Bruchstttcke. Montlivaultia ohliqua (Munster) (Taf. I. Fig. 9) 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 17. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. Papp, S. 6. Die Stiicke aus Siebenbiirgen weichen allgemein von jenen der Siid- alpen durch geringere Grosse ab. Wăhrend Volz Durchmesser von 20—80 mm angibt, messen von den vorliegenden die kleinsten 10 mm und die gros- sten 20 mm im Durchmesser. Einige sicher bcstimmbare Exemplare ergaben folgende Masse in mm: MASSE Exemplar : I 2 3 4 5 6 7 8 9 Grosster Durchmesser . Kleinster » Hohe IO 9.4 14 ? 14 21 5 IO ? IO 14.5 12 14 10,2 9 23 12,5 12 18,2 16 25 i3.5 ■'.5 21 ■4.2 ■ 3.8 ? Die Zahl der Septen ist infolge der fast ubereinstimmenden Grosse eben- falls ziemlich gleichmăssig und betragt etwa 96, also 5 Zyklen. Ihre Mikro- struktur ist leider sehr schlecht erhalten und weder durch Schliff, noch durch Fărbung sichtbar zu machen. Die Epithek ist stark, mit zahlreichen, kragenfbrmigen Ringen. Das Fehlen der Columella, das Verhăltnis der Septenzahl zur Grosse, die Schrâgstellung des Kelches, die bei keiner anderen Korallenart so regel- măssig und ausgeprăgt ist, die regelmăssigen Verengungen und Erweite- rungen des Durchmessers lassen ausschliesslich auf die zitierte Art schliessen. Ausserdem ist der beschriebene Formenkreis durch alle mbglichen Uber- gănge mit typischen Formen der M. obliqua verbunden, die zwar immer noch nicht so gross sind, wie die von Volz beschriebenen, aber immerhin Institutul Geological României 1 I 2 OTHMAR KUHN Durchmesser von 15—25 mm erreichen. Auch die Epithek ist bei gros- seren Exemplaren am Rande stets feiner, oft unterbrochen oder abgerieben, so dass die Rippen sichtbar werden. Doch tritt hier ein anderer Unterschied hervor: wahrend die kleineren Exemplare und die unteren Teile der gros- seren die Verdickungsringe, die ja stets der jeweiligen Kelchoberflachc ent- sprechen, schrag gestellt zeigen, wie dies Volz ganz allgemein beobachtetc, tritt im oberen Teile der grosseren Exemplare eine Horizontalstellung des Kelches ein (vgl. fig. 9). Die Art ist bisher bekannt aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony. Anzahl der untersuchten Exemplare: zahlreiche, davon 20 sicher bestimmbar. Margarophyllia crenata (Munster) Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 23. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. I’APP, S. 6. Ein Bruchstiick, nicht ganz die Hălfte eines Polypars umfassend, aber gut erhalten. Namentlich die Septcn zeigen die fiir Margarosmilia und Mar- garophyllia charakteristische Ausbildung zweier Leistensysteme, die aber deutlich sichtbar, aus einzelnen Kbrnern bestehen. Sonst entspricht das Stiick, dessen grosster Durchmesser ergănzt etwa 28 mm betragen diirfte, ganz der Beschreibung von Volz. Die Art ist bisher aus dor Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony bekannt. 1 Bruchstiick. Margarophyllia multisepta n. sp. (Tafcl I. Fig. 2 a—b) Die neue Art steht der M. michaelis Volz nahe und unterscheidet sich in erster Linie durch grbssere Septenzahl. MASSE UND SEPTENZAHLEN Hohe Durchmesser grosster | kleinster Zahl der Septen im Kelch ir Exemplar I » II 16 mm 14 » 11 mm 11 » 9 mm 9 » 80 — 90 80 — 90 Die Masse (ausser den Septenzahlen) wurden also etwa fur grbssere Exemplare von M. michaelis stimmen. Auch die Form zeigt die fur diese Form charakteristische hornfbrmige Kriimmung, die geradezu an manche Tetrakorallen erinnert. Die breiteste Stelle des Polypars liegt aber etwa in der Mitte der Hbhe; nach oben zu verschmălert es sich wieder etwas. Die Epithek macht nicht nur von aussen einen derben Eindruck, wie sich Volz bei M. michaelis ausdriickt, sie ist es wirklich und hat ziemlich krăftige Querrunzeln. Institutul Geologic al României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV Die Septen erheben sich am Rande zunăchst steil, laufen dann ein Stiick wagrecht und fallen dann steil gegen den Zentralraum ab. Da Schliffe bei dem iiblen Erhaltungszustand wertlos sind, konnte ihre Zahl nur ăusser- lich auf 80—90 geschătzt werden; gegcnuber den 60 Septen, die ein gleich grosses Exemplar von M. michaelis aufweist, jedenfalls ein erheblicher Un- terschied. Anzahl der untersuchten Exemplare: 2 relativ gut erhaltene, 7 fragliche. Typ: das abgebildete Stiick. Geol. Institut București. înv. Nr. B. t. 251. Thecusmilia tublaevis (Munster) Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 23. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. PAPP, S. 6. Von dieser Art, die Volz sehr eingehend beschrieben hat, unterscheidet sich die Mehrzahl der mir vorliegenden Exemplare durch eine etwas krăf- tigere Wand. Es sind aber auch einige Exemplare mit sehr schwach entwik- kelter Wand darunter, so dass sich eine Abtrennung nicht durchfiihren lăsst. Dadurch wird iibrigens auch Volz’ Argumentation gegeniiber Salo- mon, der die Art zu Calamophyllia stellte, gestiitzt; ebenso durch die Zwei- teilung, die in unseren Exemplaren noch ausgeprăgter auftritt, als in Volz’ Material. Die Art ist bisher bekannt aus der Cassianer Stufe der Siidalpen, des Bakony und von Ti mor. Anzahl der untersuchten Exemplare: etwa 70. Margarotmilia confluent (Munster) (Taf. I. Fig. 1 a—c) 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 23. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. PAPP, S. 6. Richtige, stockbildende Korallen sind in den Kronstădter Schichten sehr selten. So ist auch die M. confluent, von Volz M. zieteni Klipstein genannt, nur durch Einzelindividuen und eine einzige paarige Kelchgruppc vertreten; die Vermehrung bei der letzteren erfolgte durch Teilung. MASSE UND SEPTENZAHLEN Durchmesser Hohe Anzahl der Septen Exemplar I Exemplar II etwa 8 mm » 9 » 16 mm 16 » 52 56 Die Innenstruktur entspricht ganz der Beschreibung von Volz, beson- ders die spindelformige Verdickung der Septen gegen das Innenende zu ist deutlich zu sehen. 8 Institutul Geologic al României 114 OTHMAR KOHN Die Epithek ist nur im unteren Teile erhalten. Die Basis, die bei Volz weder beschrieben, noch abgebildet ist, verschmălert sich rasch zur spit- zigen Anheftungsstelle (vgl. fig. i). Bei anderen Individuen ist die Wachstumsform mit M. richthofeni Volz iibereinstimmend, d. h. sie zeigt eine allgemeine kreiselfbrmige Ver- schmălerung nach unten und kragenformige Verbreiterungen als Folgen rhythmischen Wachstums, vgl. Taf. I. Fig. i. Besonders auffallend ist ein Exemplar, bei dem der Kelch nicht mehr die typische schwach eingetiefte und nach dem Rând abfallende- Gestalt hat, sondern von dem scharfen Rând steil nach innen abfăllt. Nur die Zahl, Ausbildung und charakteristische Spindelform der Septen zeigen, dass es sich um die zitierte Art handelt. Die Art ist bisher aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony bekannt; als unsicher auch aus der Dobrudscha *). Anzahl der Exemplare: 13 gut erhaltene, 1 abweichendes. Margarosmilia richthofeni Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 24. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. I’APP, S. 5. Ein Einzelkelch, eine Gruppe von zwei Kelchen und ein Stock von drei Kelchen, welcher ersichtlich durch dreifache Abschniirung (intracalicinale Teilung) aus einem (erhaltenen) Basiskelch cntstanden ist. Die Durchmesser der Kelche betragen auffallend gleichmăssig 10 bis 12 mm, die Hohen (ohne den Basiskelch bei dem dritten Exemplar) 17 bis 20 mm. Das Aussehen der Kelche von oben ist auf Fig. 13 von Volz gut abgebildet. Die Unterseite ist mit einer stellenweise unterbrochenen, aber recht krăftigen Epithek bedeckt; zumindestens ist sie stărker, als bei jeder an- deren Margarosmilia. Sie ist in fast regelmăssigen Abstănden kragenfbrmig erweitert; diese Erweiterungen gehen stellenweise in solche des benach- barten Kelches iiber. Die Kelche sind selten rund, meistens oval (dann ist auch die Kelchgrube lănglich), kurz nach der Teilung auch ganz unregel- măssig. Anzahl und Bau der Septen hat Volz gut beschrieben. Dic Art ist bisher aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: 3. Margarosmilia septanectens (Loretz) Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 24. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. Papp, S. 5. Mehrere kleine Stbcke, die auch nur 3 bis 4 Aste besitzen. Die Aste sind rund, haben 5—6 mm im Durchmesser, mehrere zeigen beginnende Zweiteilung, nur einer Dreiteilung. Zahl und Grosse der Septen stimmen x) 1. SIMIONESCU, S. 497, 1910 (Calamophyllia cf. cassiana LAUBE). \ igr/ Institutul Geological României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 115 mit den Beschreibungen von Volz iiberein, doch sind bei den grossen Kel- chen bis 96 Septen zu beobachten. Sehr schbn ist die Verschmelzung der jiingeren mit den ălteren Septen zu beobachten. Bei einem gut erhaltenen Stiick kann inan auch ohne Schliff, mit der Lupe den locker-trabekulăren Aufbau der Septen und die seitlichen Korner sehen. Dic Art ist bisher aus den Cassianer Schichten der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: Ein gut erhaltenes und 6 minder erhaltene. Genus: Cassianastraea Volz Die Stellung dieser Gattung ist sehr umstritten. Volz stellte sie *) zu den Styliniden, wo sie auch Diener 2) beliess. Tornqulst s) halt dagegen ihre Abgrenzung von Cyathocoenia, einer Stylophoride, fur fraglich. Die Styli- niden sind durch den Besitz einer Columella und von Boden, wie von Tra- versen gekennzeichnet. Allen Arten von Cassianastraea fehlen Columella und Boden. Bei C. reussi Volz sollen am Rande vereinzelte Traversen auf- treten. Da Volz andererseits betont, dass keine Endothek vorhanden ist, wie dass die Septalkammern leer sind, diirften damit die spăter zu erwah- nenden bodenformigen Blăschen gemeint sein. Damit ist die Stellung bei den Styliniden bereits ausgeschlossen. Die Stylophoriden besitzen durchwegs Săulchen, nicht oder wenig her- vorragende Kelche und ein von Hohlrăumen durchzogenes Coenenchym, Nun beschreibt ja Volz bei seiner Art im Coenenchym « wenig zahlreiche, bodenartige Blăschen ». Man kdnnte also an die Stylophoriden denken, mit denen sie aber im Verhalten der Septen keine Ăhnlichkeit zeigt. Am năch- sten steht sie aber durch die Art der Knospung, durch die Septen, die nach unten stark verengten und leeren Septalkammern den Oculiniden. Wenn auch der Typus der Gattung durch die bodenartigen Blăschen an die Sty- lophoriden, durch die oberflăchliche Verbindung der Rippen an die Sty- liniden erinnert, so sind solche Zwischentypen gerade am Beginne der Ent- wicklung der Hexakorallen sicher nicht verwunderlich. Da bisher keine Oculiniden aus der Trias bekannt waren, ist Cassiana- straea die ălteste Gattung dieser Familie, die sich im Jura mit den Gattun- gen Enallohelia, Euhelia, Dendrohelia, Synhelia u. s. w. bereits breit ent- wickelt. Cassianastraea rudissima n. sp. (Taf. I. Fig. 4) Kolonie einfach, stammformig, 15—17 mm hoch. Die Kelche stehen in senkrechten Reihen iibereinander, nur ausnahmsweise einer dazwischen. ■) Volz, S. 95, 1896. 2) DlENER, S. 24, 1921. 3) TORNQUIST, S. 126—127, 1900. 8« Institutul Geological României 116 OTHMAR KUHN Sie sind breit-oval bis kreisrund, der grbssere Durchmesser misst 2—3 mm. Sie ragen deutlich, aber nur wenig, etwa 1 mm hoch, und schrâg aus der Oberflăche empor. Die Wand ist dicht und aussen mit etwa 24 gekbrnten Rippen besetzt, die nach unten in der regellosen Kornung des Zwischenraumes verschwinden. Zwei Zyklen von Septen sind nicht immer, aber doch manchmal vollstăndig entwickelt. 6 Septen sind gross und reichen nahezu bis zum Zentrum, die iibrigen sind sehr kurz. Am Kelchrand sieht man ausser diesen 12 Septen noch 12 Kbrner aufsitzen, die aber nicht bis in den Kelchraum ragen. Colu- mella ist keine vorhanden. Von den Exemplaren ist eines 15, das andere 17 mm hoch, das eine zeigt 2, das andere 3 Vertikalreihen von Kelchen. An der Spitze der Kolonie scheinen die Kelche dichter gedrăngt zu stehen, doch ist diese in keinem Falie einwandfrei erhalten. Die Art unterscheidet sich von C. reussi (Laube) Volz, wie von C. quin- quecostata Tornq. durch bedeutendere Kelchgrbsse und grbssere Septen- zahl. Wăhrend die Zahl der grosseren Septen bei ersterer 5 betrăgt, bei letz- terer ausserdem noch ein ktirzeres, aber immerhin noch dem ersten Zyklus angehbriges Septum vorhanden ist, enthălt unsere Art deutlich 6 Septen des ersten Zyklus. Anzahl der Exemplare: 2. Typus: das abgebildete Stiick. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 253. Cassianastraea (?) transsylvamca n. sp. (Taf. I. Fig. 3 a-b) Die Kolonieform ist leider nicht sicher feststellbar. Die beiden bester- haltenen Exemplare zeigen beide die auf Fig. 3 a dargestellte Form, sind aber beide nur Bruchstucke. Die Kolonie bestand also wahrscheinlich aus einem Zentralstamm, von dem nach den Seiten senkrecht Aste mit je einem Kelch abstehen. Die 2 mm langen Ăste sind aussen mit Rippen bedeckt, die aber nicht in der Lăngsrichtung der Aste verlaufen, sondern in zwei steilen Spiralen, funf Rippen rechts und funf links einer durch den ganzen Stock gehenden Symmetrieebene. Stock und Aste sind also bilateral-sym- metrisch. Nach unten gehen die Rippen in schwăchere, mit feinen Knotchen besetzte Streifen iiber, die das ganze Coenenchym bedecken. Die Kelche messen aussen 1,7 mm im Durchmesser, ihre Offnung be- trăgt aber nur 0,9—1 mm; sie sind immerhin betrăchtlich grbsser, als jene aller bisher bekannten Arten. Die Kelchoffnung ist in der durch den ganzen Stock gehenden Symmetrieebene etwas in die Lănge gezogen. Im Inneren sieht man funf breite, wenig hervorragende Septen; die Art stimmt in diesem Merkmal also mit C. quinquecostata Tornq. iiberein, ' A Institutul Geologic al României \ icr7 ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 117 nicht mit C. reussi (Laube) Volz. Die Mitte des Kelchraumes ist vollstăndig leer. Anzahl der Exemplare: 3, davon eines schlecht erhalten, in der Stockform etwas abweichend. Arttypus: das abgebildete Exemplar. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 252. Die Erscheinung der Septenreduktion. Es ist natiirlich fraglich, ob man Cassianastraea quinquecostata Tornquist und meine C. transsylvanica iiber- haupt zu dieser Gattung zâhlen kann, oder ob nicht fur sie eine neue Gattung zu errichten wăre. Beide Arten unterscheiden sich von den anderen Arten dieses Genus vor aliem durch die kurzen, fast als Ausbuchtungen der Wand dcutbaren Septen. Diese Erscheinung, die ich mit Riicksicht auf ihre phy- logenetische Bedeutung als Septenreduktion bezeichne, ist aber eine durch- aus nicht seltene, die wir bei den verschiedensten Korallengruppen beob- achten konnen. Ich erwăhne nur aus dem Palaeozoikum Michelinia und Pleurodictyon (die schon wegen ihrer Kelchgrosse nicht zu den Tabulaten gehoren konnen), ferner Amplexus Sow., aus der Trias Pinacophylluvi Frech, CoccophyUum Reuss u. a. Glenaraea Pocta aus dem Cenoman, Ewal- docoenia Oppenheim aus dem Alttertiăr, Alveopora Q. & G. aus dem Jung- tertiăr. Ich fasse diese Septenreduktion, ebenso wie die Porosităt des Skelettes (die auch bereits bei den Tetrakorallen, wie bei den verschiedensten Gruppen der Hexakorallen auftritt), die Verkleinerung des Kelchdurchmessers, die Reduktion der Epithek u. a. als Konvergenzerscheinungen auf, die sich im Laufe der Stammesgeschichte bei den verschiedenen Verzweigungen ein- stellen konnen. Eine genauere Darlegung dieser Verhâltnisse, die vor aliem auf das Tabulatenproblem neues Licht werfen, behăite ich mir fur die Verof- fentlichung der Revision der alpinen Trias- und Jurakorallen vor. Astraeomorpha robusta n. sp. (Taf. I. Fig. 5) Da nur ein, wenn auch gut erhaltenes Bruchstiick vorliegt, kann die Diagnose leider nicht vollstăndig sein. Die Kolonie war offenbar flach-schei- benformig, vielleicht inkrustierend, das Bruchstiick misst 15x5 mm in der Breite und bis 2 mm in der Hohe; es scheint, da es in der Lăngsrichtung diinner wird, aus der Randpartie einer grosseren Kolonie zu stammen. Die Unterseite ist mit einer schwach konzentrisch gestreiften Epithek bedeckt. Die Kelchzentren stehen in Entfernungen von 3 mm, nur selten von mehr, bis 4 mm; es ist daher die grosskelchigste, bisher bekannte Art dieser Gattung. Auch die Zahl der Septen ist dementsprechend grosser als bei den ubrigen Arten; in einem Kelch zăhlt man bis 32. Der Kelch ist, auch abgesehen von der Gestalt der Columella, bilateral-symmetrisch, indem ein Institutul Geological României i 18 OTHMAR KOflN Paar gegeniiberliegender Septen gerade verlăuft und nach beiden Seiten in gleichen Abstănden weiterc Septen abgibt. Diese Erscheinung, die aller- dings auch bei anderen Gattungen auftritt, wurdc von Ogilvie 1) als Merktnal der Gattung Astraeomorpha hervorgehoben. Die Columella ist verhăltnismăssig stark und etwas lănglich, wobei die grossere Achse in der Richtung der beiden obenbeschriebenen Septen verlăuft. i Exemplar. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 254. Die Gattungen Thamnastraea Lesauvage und Astraeomorpha ReuSS Auf Grund der grossen Kelche und der zahlreichen Septen kdnnte man bei der bcschricbenen Art vielleicht auch an eine Thamnastraea denken. Dabei muss man im Auge behalten, dass Pratz als Thamnastraea cine kre- tazische Synastraea beschrieb 2), dass aber Frech und Volz diesen Irrtum nicht bemerkten und fiir die triadischen Thamnastraeen die Befunde Pratz bestătigten. Es wăre also moglich, dass in der Trias bereits echte Syna- stracen vorkommen; ineine im Gange befindliche Untersuchung der alpinen Trias- und Jurakorallen wird diese Frage klăren. Fiir unsere Art kommt sie nicht in Betracht, da der Septalbau und die starke Columella die Zuge- horigkeit zu Synastraea ausschliessen. Auch iiber die Frage der Verwandschaft von Astraeomorpha kann ich mich dzt. noch nicht ăussern. Nur soviel ist sicher, dass weder die von Pratz3) angenommenen Beziehungen zu Siderastraea, noch die von Ogilvie angenommenen ’) zu den Poritiden existieren. Myriophyllia jekeliusi n. sp. (Taf. I. Fig. 6 a—d) Polypar klein, meistens dichotom verzweigt, nach den vorliegenden Stiicken nur infolge Teilung. MASSE: Hohe Grosster Durchmesser Kleinster Durchmesser Exemplar I . . . » 11. . . » III . . 5 mm 8 » 5.6 » 2 mm 3 * 2,2 » 1,5 mm 2 » 1,8 » D Ogilvie, S. 306, 1896. 2) Wie bereits GREGORY Jurassic fauna of Cutch, S. 134, 1900; OPPENHEIM, Antho- zoen der Gosauschichten, S, 150, 1932, u. a. nachgewiesen haben. ’) Pratz, S. 115 und 117, 1882. ') Ogilvie, s. 191 und 305, 1896, Institutul Geological României ANTHOZOEN. ETC. VON BRAȘOV '19 Der Kelch zeigt nur am Rande eine leichte Wolbung, ist aber im Zen- trum tief eingesenkt. Die Septen sind in regelmăssigen Zyklen angeordnet. Jene des ersten Zyklus reichen fast bis zum Zentrum, wo sie sich zu einer spongiosen Columella verbinden; sie sind ziemlich krăftig und bis zum Innenende fast gleich stark. Nahezu ebenso lang und stark sind jene des zweiten Zyklus, jene des dritten dagegen wesentlich kiirzer, auch ist der dritte Zyklus meistens nicht voii ausgebildet. Alle Septen sind oben gesăgt und an den Seiten mit groben Kbrnern besetzt. Synaptikel sind reichlich vorhanden, Dissepimente scheinen dagegen nicht zahlreich zu sein. Mit Si- cherheit lassen sich diese Verhăltnisse jedoch nicht beurteilen, da nur die Oberseite des Kelches, nicht aber das Innere erhalten ist. Die Epithek ist sehr krăftig und zeigt ausserordentlich charakteristische, scharfe Querrunzeln. Die Koralle zeigt in ihrer Teilungs- und Stockform, in den wenigen und dicken Septen, der krăftigen Epithek, grosse Ahnlichkeit mit M. pygmaea, unterscheidet sich aber durch die scharfen und regelmăssigen Querrunzeln der Epithek und die 6 Hauptsepten gegeniiber io bei M. pygmaea. Anzahl der untersuchtcn Exemplare: 3. Holotyp: Geol. Institut București. înv. Nr. B. t. 258. Myriophyllia miinsteri Volz 1896. VOLZ, Palaeontoilraphiea, 43, S. 77, Taf. 9, Fig. 25—27. Das Polypar ist niedrig-kreiselfbrmig, der Durchmesser ist kreisrund bis oval. MASSE: Grosster Durchmesser Kleinstcr Durchmesser Hohe Zahl der Septen Exemplar I . . . 8 mm 8 mm 7 mm 80 » II . . 9,2 » 7,8 » 4 » 86 Die Unterseite ist mit einer krăftigen, quergestreiften Epithek bedeckt und lăuft in eine spitzige Basis aus. Die Septen erheben sich am Rande bo- genfbrmig und zeigen im Zentrum eine unvermittelte, tiefe Einsenkung, eine Art Zentralgrube, von etwa einem halben mm im Durchmesser. Man kbnnte darnach an Procyclolites denken. Doch fehlen die horizontalen Sep- talleisten und im tieferen Teile der Zentralgrube findet sich eine spongibse Columella. Die Septen sind dick und mit Vertikalreihen grober Kbrner besetzt. Die jiingeren Septen legen sich mit den Innenenden fast stets an die ăltcren an, wie dies bereits Volz hervorgehoben hat. Man kann aber keine Lăngen- yBry Institutul Geologic al României x I6R/’ 120 OTHMAR KOHN ordnungen der Septen unterscheiden, auch legen sich niemals an ein Haupt- septum etwa zu beiden Seiten, in gleichen Entfernungen, Nebensepten an. Die vorliegenden Formen gleichen im Aufbau ganz der VoLZ’schen Art. Sie sind aber einfach-kreiselfdrmig, wăhrend Volz nur Kelche mit mehreren Zentren und Reihenkelche erwăhnt und abbildet. Da aber bei der nahe verwandten M. gracilis Laube alle drei Wachstumsformen neben- cinander vorkommen und ineinander ubergehen, diirfte diese Beschrănkung bei Volz nur auf die geringe Zahl (3) der untersuchten Stiicke zuriickzu- fuhren sein. Dic Art ist bisher nur aus der Cassianer Stufe der Siidalpen bekannt. Anzahl der Exemplare: iz. Myriophyllia pygmaea (Munster) m. 1821. (Montlivaultia p.) MUNSTER, Geognosic d. siidostl. Tirols, 4, S. 36, Taf. 2, Fig. 14 c. 1843. (Montlivaultia dichotoma) KLIPSTEIN, Ostl. Alpen, S. 289, Taf. 19, Fig. 22. 1856. (Omphalophyllia p.) LAUBE, Denkschr. Akad. d. JF/ss., Wicn, 24, S. 253, Taf. 2, Fig. 9 a (non 9 b). 1896. (Myriophyllia dichotoma) VOLZ, Palaeontographica, 43, S. 78, Taf. 9, Fig. 16-—24, Textfig. 39. 1900 (Myriophyllia dichotoma) PAPP, S. 6. 1921. (Myriophyllia dichotoma) DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 27. Die Art muss im Sinne der internaționalei! Nomenklaturregcln selbst- verstandlich den altesten Namen tragen. Wenn Volz darauf hinweist, dass dieser sachlich unrichtig sei, so ist dies zunăchst nach Artikel 32 der Regeln fiir die Nomenklatur ohne Bedeutung. Ausserdem ist aber, zumindesten in meinem Material, der Durchmesser wirklich recht gering. Die Mehrzahl der Exemplare hat Durchmesser von 2 bis 4 mm und Hohen von 6 bis 11 mm. Nur wenige erreichen Hohen bis 23 und Durchmesser bis 7 mm, so dass man die Bezeichnung Munster’s nicht als ganz fălschlich empfinden kann. Sonst entsprechen sie recht gut der Beschreibung von Volz. Die Art ist bisher aus den Cassianer Schichten der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der untersuchten Exemplare: 2 gut erhaltene und 20, welche bloss nach dem Habitus hicher gerechnet wurden. Omphalophyllia. boletiformis (Munster) Wohrmann 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 28. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. Papp, S. 5. Von dieser Art sind gut erhaltene Exemplare relativ hăufig. Bei vielen von ihnen ist selbst die ăușsere Form, die sonst als sehr variabel gilt, recht konstant. Sie ist immer hoher oder niedriger kreiselformig, manchmal ganz regelmăssig, manchmal mit kragenformigen Hervorragungen. Der Durch- messer des ganz oder nahezu kreisformigen Kelches șchwankt bei diesen Institutul Geological României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 121 Exemplaren zwischen 5 und 11 mm, die Hohe zwischen 5 und 10 mm. Die Kelchoberflăche ist nahezu eben, nach innen nur wenig vertieft, nach aussen nur wenig abgerundet. Die Zahl der Septen betrăgt, je nach der Grosse, 64 bis 96, also bis 5 Zyklen. Sie stimmt dabei ungefăhr mit der von Volz aufgestellten Regel, dass auf je 1 mm des grossten Durchmessers 9 Septen kommen. Von ihnen reichen ungefăhr 20 fast bis zur Columella, die anderen sind in etwa drei Abstufungen kiirzer, aber ohne dass sich eine bestimmte Regel beziiglich Zahl und Anordnung erkennen liesse. Der trabekulăre Aufbau der Septen dagegen ist stellenweise gut zu sehen. Die Columella ist stets eine dichte Papille, die etwas iiber den inneren Septenrand emporragt. Sie ist im Querschnitt stets etwas lănglich, wenn auch oft fast kreisrund, und hat Durchmesser von 0,4 bis 0,8 mm. Die hier beschriebenen Exemplare wurden durch geringere Grosse, sowie gleichmăssigere Ausbildung in Bezug auf Gestalt und Form der Columella, von den siidalpinen abweichen. Ausser diesen liegen aber noch andere, z. T. auch wesentlich grossere vor, die ăusserlich ganz den siidalpinen entsprechen, innerlich aber sehr schlecht erhalten sind. Die Art ist bisher aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: 9 wohlerhaltene und zahlreiche fragliche. Omphalophyllia radiciformis (Klipstein) Volz (Taf. I. Fig. 10 a—c) 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 29. Ibid. Lit. Auch bei diesem Formenkreis sind die siebenbiirgischen Stiicke zwar sonst ganz iibereinstimmend, aber wesentlich kleiner, als die siidalpinen. Die Durchmesser schwanken iiberhaupt nicht so sehr, als bei den letztcren, nur zwischen 5 und 7,5 mm, die Hohe betrăgt bis 27 mm. Das Verhăltnis von Durchmesser zur Hohe, auf das Volz scheinbar Wert legt, betrăgt von 1: 1,5 bis 1:4,5. Fast alle Exemplare zeigen die Erscheinung der Kelchverjiingung, wie Volz sie nennt, des rhythmischen Wachstums, wie ich es nennen mochte. Die kleinsten Exemplare zeigen 2 Wachstumsstadien (Fig. 10 a). Bei gros- seren Exemplaren wicderholen sich die Absătze, wobei die obcren manchmal kontinuierlich an Grosse zunehmen (Fig. 10 b). Meistens ist das aber nicht der Fall, die oberen Absătze bleiben vielmehr gleich oder werden sogar schmăler (Fig. 10 c). Die Kelche sind stets rund und schwach eingetieft. Die Septen sind auf- fallend krăftig und gezackt. Charakteristisch ist ihre regelmăssigc Verschmel- zung im Inneren, die Volz zwar nicht erwăhnt, aber auf Taf. VIII, Fig. 27 a, 30 und 31 recht gut abgebildet hat. Ebenso die schwache und kurze Institutul Geologic al României 122 OTHMAR KUHN Columella, dic man auf der natiirlichen Oberflăche oft gar nicht sieht, wes- halb Laube die Art zu Montlivaultia stellte. Die Art ist bisher nur aus den Cassianer Schichten der Siidalpen bekannt. Anzahl der Exemplare: zahlreiche, davon 16 sicher bestimmbar. Omphalophyllia recondita (Laube) Volz (Taf. I. Fig. 7) 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 29. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. PAPP, S. 6. Das einzige, gut erhaltene Exemplar zeigt leider abweichende Grosse. Der Kelch hat nur 2,5 mm im Durchmesser; doch sind auch unter dem Ori- ginalmaterial Volz solche kleine Stiicke. Die Epithek ist sehr krăftig und schwach quer gerunzelt. Charakteristisch ist auch die von Volz abgebildete, aber nicht erwăhnte Erscheinung, dass die unter grossem Trennungswinkel auseinanderweichenden Kelche sehr rasch im Durchmesser zunehmen, sodass eine merkwiirdige Wuchsform entstcht (s. Fig. 7). Die Anzahl der Septen betrăgt 30; sie beriihren sich mit den Innenenden haufig, was ebenfalls von Volz (auf Taf. 8, Fig. 24 a, b) abgebildet, aber nicht erwăhnt wurde. Die Columella ist deutlich griffelformig, bei dem einen runden Kelch auch rund, bei dem anderen, ovalen Kelch etwas lănglich. Bekannt aus dei- Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony. Anzahl der untersuchten Exemplare: 1 gut erhaltenes mit 2 Kelchen, mehrere fragliche. Rhythmisches Wachstum bei Korallen. Die bei Montlivaultia obliqua und Omphalophyllia radiciformis typischen Verengungen und Erweiterungen des Kelchdurchmessers werden meistens als " Kelchverjiingung» bezeichnet. Dieser Ausdruck erscheint mir aber nicht gliicklich, da er sicher nicht das Wesentliche der Erscheinung trifft. Bildung von einer bis drei kleineren Kelchen oder Knospen aus einem grosseren Kelch ist sehr oft beobachtet worden, besonders bei Fungia (Diaserisbildung); eine Zusammenstellung ălterer Falie von einfacher Kelchneubildung, sowie Beschreibungen neuerer Falie habe ich kiirzlich gegeben 1). Bei diesen beiden Korallen, sowie seltener auch bei anderen, ist aber eine wiederholte, sprunghafte Anderung des Kelch- durchmessers auffăllig. Sie kann zunăchst nichts anderes sein, als der Aus- druck eines rhythmischen Wachstums, das durch die in mehr oder minder regelmassigen Intervallen erfolgende Wiederkehr von Schwankungen der Umweltsfaktoren bedingt ist. Welcher Art diese Faktoren sind, ist bei fossilen Formen natiirlich schwer zu cntscheiden. Die gewohnlichen, das Wachstum der Korallen bestimmenden ') Kuhn, Palaeontographica, 79, S. 200, 1933. Institutul Geological României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 123 Faktoren (Licht, Wărme, Sauerstoffgehalt, Nahrung usw.) schciden wohl aus, da ihr normaler Wechsel in zu kurzen Intervallen erfolgt, als dass er so tiefgreifende Anderungen bewirken konnte. Es ist auch auffăllig, dass diese Erscheinung bei rezenten Riffkorallen, aber auch bei fossilen, reinen Riff- korallen, z. B. jenen des Dachsteinkalks, unbekannt ist. Sie scheint also in unserem Falie mit der Fazies zusammenzuhăngen. Wood-Jones zeigte ja schon 1906, welche Anderungen bereits geringe Sediinentation auf die Kelche der Korallen ausiibt, wie sie aus der gemeinsamen Oberflăche emporwachsen, abnorme Teilungen und Furchenbildung zeigen, ehe sie zugrunde gehen. In Meeresbuchten mit stărkerer Sedimentation, bezw. hăufiger Triibung des Wassers finden sich iiberhaupt keine Riffkorallen, sondern nur klein- kelchige Einzelkorallen, vorwiegend mit spitzer Basis. Solche Korallen- faunen findet man etwa im Wiener Miozăn bei Steinabrunn, oder in dem vor kurzen von mir beschriebenen Tegel von Kreta. Die Sedimentation erfolgt in solchen Buchten, wie man z. B. an der Adria sehr gut beobachten kann, nicht gleichmăssig, sondern in grosseren Abstănden, zu Zeiten grosser Sturmfluten oder eines hohen Wasserstandes der Flusse. Zu solchen Zeiten wird sich auch das von Wood-Jones beobachtete stărkere Emporwachsen der Kelche zeigen, dabei aber auch infolge der bei Korallen stark ausgebil- deten Materialokonomie, vielleicht auch infolge Absterbens der Randpartien, eine Verkleinerung des Kelchquerschnittes eintreten. Zu Zeiten geringer Sedimentation dagegen erfolgt normales Breitenwachstum. Vielleicht spielt auch die Ernăhrung mit, da die Nahrungstiere') sicher schlammreiches Wasser meiden. Craspedophyllia alpina (Loretz) Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 29. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. PAPI’, S. 5, 6. Die vorliegenden Stiicke haben allerdings nur Hohen von 9 und 10 mm. Der Querschnitt ist oval, die Durchmesser betragen 8:10 mm. Die derbe Epithek, die iiber 60 Septen mit ihren glatten Horizontallcisten, die grosse lăngliche Columella charakterisieren die Art geniigend. Die Art ist bisher bekannt aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony. Anzahl der untersuchten Exemplare: 3. Craspedophyllia cristata Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 3, S. 29. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. PAPP, S. 6. 2) Vgl. iiber die Ernăhrung der Korallen die neuen Untersuchungen von YONGE 1930, S. 55. MA, 1933, fiihrt die regelmâssigen Wachstumsschwankungen palăozoischer und re- zneter Korallen nur auf Temperaturschwankungen zuiiick; dies steht aber in Wider- spruch mit den Untersuchungen von VAUGHAN, MAYOR und neuerdings STEPIIENSON 1933. Institutul Geologic al României 121 OTHMAR KOHN Meist kleine, flach-trichterformige, seltener hbhere Polypare, im ersteren Falie 2,5, im letzteren bis 9 mm hoch. Die Durchmesser betragen regel- massig 5 mm, nur selten bis 4 oder 6 mm. Die Zahl der Septen bctrăgt 40— 50. Die Korallen entsprechen ganz der Beschreibung von Volz, nur die Epithek ist, zumindestens bei den flachen Exemplaren, dicker. Ausserdem wiirden sie zu den kleinsten Exemplaren zăhlen. Die Art ist bisher aus der Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: 9. Procyclolites (?) sp. Das Polypar ist rund, scheibenformig und hat einen Durchmesser von 25 mm, in der Mitte eine grbsste Hohe von 9 mm, die am Rande bis auf 3 mm herabsinkt. Die Unterseite ist mit einer schwachen, stellenweise unterbro- chenen, konzentrisch gestreiften Epithek bedeckt; sie iiberkrustet andere Organismen, ist daher zum grossen Teile nicht sichtbar. Man zăhlt 172 Septen, es konnen aber auch etwas mehr sein, da an man- chen Stellen ein genaues Zahlen nicht moglich ist. Sie sind diinn und am Oberrande fein gezâhnt. In der Mitte senken sie sich unvermittelt zu einer tiefen Zentralgrube. Sie ist oval, der kurzere Durchmesser misst 1,5 mm; der grbssere konnte nicht gemessen werden, da gerade hier eine Kalzitader durchgeht. Leider war es nicht moglich, die wichtigsten Merkmale der Gattung festzustellen, trotz mehrerer Schliffe. Die Septen sind samt einer Infiltrations- schicht ganz in kristallinen Kalkspat umgewandelt, selbst die Zwischenrăume zwischen ihnen sind mit demselben Kalk ausgefullt, so dass man nur die Oberrănder derselben ausnehmen, dagegen weder Poren noch Horizontal- leisten oder Synaptikel wahrnehmen kann. So muss selbst die Gattungszugehdrigkeit als unsicher bezeichnet werden, obwohl sie, angesichts der Tatsache, dass Procyclolites bisher bloss aus nori- schen Schichten bekannt ist, sehr interessant wăre. Ein Exemplar (zerschnitten). Pinacophyllum gracile (Munster) Volz 1921. DlENER, Fossilium Catalogus, pars 13, S. 36. Ibid. Lit. Ausserdem: 1900. Papp, S. 6. Kleine, wenig verzweigte Stocke, die sonst vollstăndig der ausgezeichneten Beschreibung von Volz entsprechen; manche sind sehr gut erhalten. Am hăufigsten sind einzelne Exemplare oder solche mit drei Kelchen, zwei Kelche zeigt nur ein Exemplar. Die Art ist bisher aus den Cassianer Schichten der Siidalpen und des Bakony bekannt. Anzahl der Exemplare: 13. Institutul Geological României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 125 HYDROZOA Spongiomorpha dendroidea n. sp. (Taf. I. Fig. 11) DicKolonien sind aufrecht, seiten einfach, meistens verzweigt. Die Aste haben Durchmesser von 3,5 bis 7 mm, die grbssten, an beiden Enden noch abgebrochenen Exemplare Hohen von 40 mm. Die Oberflăche lăsst, wo sie halbwegs gut erhalten ist, ein wurmar- tiges Gewebe erkennen, das auch regelmăssig angeordnete, kegelformige Hocker bildet, deren Durchmesser 1 mm, deren Hohe 0,2 mm betragt. An der Spitze dieser Hocker sieht man manchmal, aber nicht immer, ein stern- formiges Zusammenlaufen des Gewebes (Kelchbildung ?). Im Inneren sind die Zweige leider vollstăndig in grosse Kristalle urnge- wandelt; weder An- noch Diinnschliffe zeigten daher eine wirkliche Struktur. Nur nach der verschiedenen Orientierung der Kalzitkristalle kann man ver- muten, dass wenigstens am Rande die Pfeiler untereinander parallel, aber senkrecht zur Oberflăche verliefen. Wir haben also eine Spongiomorpha vor uns, wenn auch die Innenstruktur nicht ersichtlich ist. Von allen bisher bekannten Arten ist sie schon durch die Kolonieform und die regelmăssige Ausbildung der Hocker, die bei dieser Gattung bisher nicht bekannt sind, unterschieden. Anzahl der untersuchten Exemplare: Die Art gehort zu den allerhăufigsten. Ich zăhlte 12 relativ gut erhaltene und zahlreiche minder gute. Holotyp: das abgebildete Exemplar. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 255. Sind die Spongiomorphiden Korallen ? Die beschriebene Art unterscheidet sich im Gewebe gar nicht, in der Kolonieform nur unwesentlich von den iibrigen Spongiomorphiden. Auch die bei diesen gelegentlich auftretenden, kelchăhnlichen Struk- turen sind bei ihr, wenn auch in etwas anderer Form, zu beobachten. Sie wăren daher der von Frech aufgestellten Gattung Heptastylopsis zu zu- zăhlen. Haas x) bezweifelt aber den Gattungswert und Smith 2) findet nicht nur zwischen diesen beiden Formenkreisen, sondern auch gegeniiber Hepta- stylis und Stromatomorpha keine generische Begrenzung, was mir allerdings zu weit gegangen scheint. Man hat die Spongiomorphidae bisher stets fiir Vorlăufer der Poritidae gehalten. Frech hat diese Auffassung als erster begriindet 3) und alle spăteren Autoren sind ihm darin gefolgt4). Frech verglich sie unmittelbar mit der B Haas, S. 154—155, 1909- 2) Smith, S. 133, 1927. 3) Frech, S. 72, 1890. 4) Haas, S. 155, 1909; Vinassa de regny, S. 103, 1915; Smith, S. 132, 1927; YABE und SUGIYAMA, S. 103, 1931. Institutul Geologic al României JGRZ 126 OTHMAR KOHN kretazisch-tertiăren Adinacis *), Smith mit Goniopora 2). Felix fand in den Cladospongiomorphinae ein jurassisches Verbindungsglied3), das sich âller- dings spăter als Tabulate entpuppte. Schon vorher hatte Haas die Zuge- horigkeit von Cladocoropsis zu den Spongiomorphidae bezweifelt 4). Nun ist aber die Ahnlichkeit zwischen den Spongiomorphiden und den Poritiden gar nicht so gross. Man darf zunăchst nicht, wie dies Frech und seine Nachfolger taten, nur den Feinskelettbau vergleichen. Denn die Auf- lockerung des Skeletts bis zur Porosităt ist eine allgemeine Konvergenz- erscheinung bei den Coelenteraten, die bei den verschiedensten Gruppen und zu den verschiedensten Zeiten auftritt. Wir beobachten sie etwa bei den Rugosen, von denen zahlreiche, besonders karbone Gattungen poros sind, bei verschiedenen, nicht von einander abstammenden Gruppen der Hexa- korallen, wie den Eupsammiden, den Acroporiden, den Poritiden, die sich unabhăngig aus verschiedenen Fungidengruppen entwickelt haben. Wie man aber die vollstăndig kelchlosen Spongiomorpha- und Stromatomorpha- Arten Frech’s als Korallen deuten soli, wo Frech selbst von einer unregelmăssigen Verteilung der Gastrovascularrăume zwischen den Trabekeln spricht5) und selbst ein so kritischer Beobachter, wie Haas, sich dieser Ansicht aus- driicklich anschliesst6) ist mir bis heute, trotz einiger Kenntnis der einzelnen Coelenteratengruppen, schleierhaft geblieben. Tiere, welche dem von Frech angenommenen Bau entsprechen, sind eben keine Anthozoen 1 Dazu kommt noch, dass der Skelettbau der Spongiomorphiden (ganz abgesehen von dem Fehlen der Kelche) wenig dem massiveren von Adinacis, sondern mehr dem lockeren der tertiăr-rezenten Gattungen Goniopora und Porites gleicht. Die Entwicklung der Poritidae geht aber, wie ich schon friiher gezeigt habe 7), in zwei Linien vor sich, deren eine iiber Litharaea zu Goniopora und Porites und deren andere iiber Adinacis zu Turbinaria fiihrt. Also von dichteren zu immer lockereren Formen. Der gemeinsame Ursprung der beiden Entwicklungslinien ist also bei Formen mit noch dichterem Skelett, etwa der jurassich-altkretazischen Thamnaraea und den Fungiden zu suchen. Dagegen ist die Entwicklung aus dem sehr lockeren Skelett der Spongiomorphiden ganz ausgeschlossen. Da nun die Spongiomorphiden bei den Anthozoen, wie wir sahen, nir- gends Anschluss finden und infolge ihrer Kelchlosigkeit gar nicht zu dieser Klasse gehoren, erhebt sich die Frage, ob sic einer isolierte Gruppe, wie die Tabulaten, oder einer anderen Klasse angehoren. *) Frech, S. 72, 1890. 2) Smith, S. 132, 1927. 3) Felix, S. 1—8, 1906. Haas, S. 155, 1909. s) Frech, s. 71, 1890. 6) Haas, S. 155, 1909. ’) Kuhn, S. 243, 1925. ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 127 Da wăre zunăchst an Hydrozoen zu denken. Es ist ja bekannt, dass die Poritidenskelette sehr jenen von Hydrozoen gleichen, was schon friiher die Ursache von Verwechslungen war '). Tatsâchlich gleichen die Bilder, welche Frech, Smith und Yabe vom Spongiomorphidenskelett entwerfen, sehr jenen von Actinostromaria2). Auch die Kolonieformen gleichen einander z. T. vollstăndig. Selbst die kclchăhnlichen Strukturen, wie sie Frech abbil- det, finden ihr fast genaues Analogon in den Astrorhizen von Actinos- tromaria, vergleiche etwa Steiner 1932, Textfig. 9. Die oben beschriebene Art scheint insoferne eine bedeutsame Zwischen- stellung einzunehmen, als sie mit ihren Hockern und den darauf zusammen- laufenden Skelettelementen zwischen den ebenfalls meistens auf Hockern sitzenden Astrorhizen der Stromatoporen einerseits und den als Kelchen gedeuteten stemformigen Anordnungen der Skelettelemente, sowie den Hockern mancher kretazisch bis rezenter Hydroiden andererseits vermittelt. TABU LATA Zu den Tabulaten, von denen ja bereits einige Chaetetesarten aus der Trias bekannt sind, scheinen zwei Kolonien zu gehoren. Leider war es in keinem Falie moglich, die Zugehdrigkeit sicherzustellen. Die eine Kolonie war etwa fingerhutfdrmig, die Hohe betrug 19, der Durchmesser unten 10, oben 7 mm. Die Unterseite ist gewolbt und mit einer krăftigen Epithek bedeckt. Die Oberseite zeigt bei schwacher Ver- grosserung eine gleichmăssig-netzartige Struktur, wie bei Chaetetiden. Der grosste Teii der Kolonie wurde fur Schliffe verbraucht, in denen jedoch nicht das geringste zu sehen ist. Es handelt sich also um einen aus Kalk- kornchen bestehenden Steinkern. Die zweite Kolonie ist dichotom verzweigt. Ihr Durchmesser betrăgt unten 5x7 mm, die beiden Aste haben je 5 mm und sind kreisrund; die Hohe betrăgt 9 mm. Die Kolonie ist oben und unten abgebrochen. Ober die Aussenstruktur gilt das oben gesagte. 2 Exemplare. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 256. B R Y O Z O E N Ceriopora cf. cnemidium (Klipstein) Wohrmann 1901. VlNASSA DE RF.GNY, S. 16, Taf. 2, Fig. 19. Ibid. Lit. Eine halbkugelige Kolonie, die aber unten abgebrochen ist, so dass man weder eine Epithek, noch eine etwaige Fortsetzung nach unten sehen kann. ') Das angebliche Hydrozoon Neostroma sumat rensis TORNQUIST, dessen Zugehdrigkeit zu Actinacis GEHRT nachwies (vgl. K0HN, Fossilium Catalogus, pars 36, S. 93, 1928). 2) Vergleiche die Abbildungen bei DEHORNE 1920 und STEINER 1932. Institutul Geological României 128 OTHMAR KOHN Der Durchmesser der Kolonie betrăgt 6 mm. Die Rohrchen sind rund, ohne Tabulae, und haben Durchmesser von 0,2 bis 0,3 mm. Wir konnen also nur wenig von der vorliegenden Form aussagen. Dieses Wenige spricht aber ausschliesslich fiir die oben zitiertc Art. Diese ist bisher aus den Cassianer Schichten der Siidalpen und des Bakony bekannt. 1 Exemplar. Geol. Inst. București. înv. Nr. B. t. 257. SCHLUSSBEMERKUNGEN Die Untersuchung der relativ wenigen, bestimmungsfăhigen Formen ergab mithin: A N T H O Z O A Hexastraea magna n. sp. Stylophyllopsis romerIoana Volz Montlivaultia cf. montis hierosolymorum Papp » obliqua (Munster) Margarophyllia crenata (Munster) Volz » multisepta n. sp. Thecosmilia sublaevis (Munster) Volz Margarosmilia confluens (Munster) » richthofeni Volz » septanectens (Loretz) Volz Cassianastraea transsylvanica n. sp. » rudissima n. sp. Astraeomorpha robusta n. sp. Myriophyllia jekeliusi n. sp. » miinsteri Volz » pygmaea (Munster) Kuhn Omphalophyllia boletiformis (Munster) Wohrm. » radiciformis (Klipst.) Volz » recondita (Laube) Volz Craspedophyllia alpina (Loretz) Volz » cristata Volz Pinacophyllum gracile (Munster) Volz . HYDROZOA Spongiomorpha dendroidea n. sp. TA B U L ATA Chaetetes sp. Institutul Geological României ANTHOZOEN, ETC. VON BRAȘOV 129 BRYOZOA Ceriopora cf. cnemidium (Klipst.) Wohrm. Man hat nach dieser Tabellc den Eindruck, dass sich die nahen Bezie- hungen zur Cassianer Stufe der Siidalpen und des Bakony geradezu auf- drăngen. Ich wurde aber warnen, darauf allzu viei Gewicht zu legen. Denn Korallen aus tieferen Horizonten der Mitteltrias sind nur wenige bekannt. Abgesehen von jener des germanischen Muschelkalks, die neuerdings durch Weissermel bearbeitet wurde, ist keine einzige mitteltriadische Korallen- fauna in neuerer Zeit untersucht worden. So ist die von Simionescu erwahnte Korallenfauna von der Insei Popina noch nicht untersucht, ebensowenig jene der Marmolata, die nach Salomon auch Hydrozoen und Cerioporen enthalten soli. Was ich selbst bisher an mitteltriadischen Korallen sah, etwa aus den Steiner Alpen oder aus dem Schneeberg-Raxgebiet, ist allerdings auffallend schlecht erhalten, so dass man sich nicht wundern kann, wenn sich niemand an ihre Bearbeitung wagt. In der Regel sind bloss an verein- zelten Schichtflăchen schwache Abdriicke erkenntlich, manchmal heraus- gewitterte Partien undeutlicher Steinkerne; dagegen ist keine Spur des Ske- letts mehr vorhanden. Immerhin ist es bemerkenswert, dass in der vorliegenden Fauna mir Arten der Cassianer Fauna vertreten sind, dagegen keine einzige der zahl- reicheren obertriadischen Arten, so dass das Alter als oberer Mitteltrias auch durch die Korallen allein bewiesen wurde. Von Interesse ist auch das Auf- treten der Spongiomorphiden, die damit zum ersten Male in ălteren als ober- triadischen Schichten nachgewiesen wurden, nachdem erst vor kurzem Yabe und Sugiyama ihre Anwesenheit im Oberjura sicherstellten. Doch deuten einige der von Vinassa de Regny aus dem Bakony beschriebenen Hydro- zoen, sowie die Bemerkung Salomon’s iiber Hydrozoen im Marmolatakalk wahrscheinlich bereits auf verwandte Formen hin. Merkwiirdig ist auch die Fazies. Es liegen fast ausschliesslich-Einzel- korallen, noch dazu von geringer. Grosse vor, ausgesprochene Riffko- rallen fehlen iiberhaupt. Selbst die Thecosmilia und die Margarosmilien sind nicht etwa in Bruchstiicken erhalten, aus denen man auf Riffe schliessen kbnnte, sondern. sind ganz deutlich kleine, unbedeutende Stocke. Die meisten Arten, wie Montlivaultia obliqua, Myriophyllia pygmaea, Omphalophyllia boletiformis, O. radiciformis, O. recondita, Craspedophyllia alpina, C. cristata, Pinacophyllum gracile zeichnen sich gegeniiber den sonst bekannten Formen (Typen) noch durch geringere Grosse aus. Diese Erscheinung, die ich sonst nur in Ablagerungen von grbsster Sedimen- tationsgeschwindigkeit, z. B. in den miozănen Mergeln von Steinabrunn, dem Tegel von Kreta usw. beobachtete, wurde also einer mergeligen Abla- gerung entsprechen. 9 Institutul Geological României >3° OTHMAR KtlHN Der Kalk, in dessen Verwitterungszone sich die Korallen fanden, macht aber nach einer freundlichen Mitteilung von Herrn Dr. Jekelius ganz den Eindruck eines Riffkalkes und besteht zu 99,5% aus reinem Kalziumkar- bonat. Es ist aber als sicher anzunehmen, dass die Korallen nicht aus Riffkalk, sondern aus einem feinkornigen Sediment stammen. Dafiirspricht nicht nur der Charakter der Fauna, sondern auch die Tatsache ihrer Erhaltung. Im Riffkalk dagegen sind die Korallenstrukturen im Verlaufe der Diagenese verschwunden. Dies ist eine ganz allgemeine Erscheinung. Wir kennen wohl die Ko- rallen der Mergel von St. Cassian, aber nicht die der angrenzenden Kalke; wir kennen eine umfangreiche Fauna der Zlambachmergel, dagegen wenige und schlecht erhaltene Korallen des Dachsteinkalkes. Im Jura sind es neben mergeligen, besonders eingekieselte Gesteine (Terrain â chailles des Schweizer Jura, die eben von mir untersuchte Hornsteinbreccie des Sonn- wendgebirges), welche reiche Korallenfaunen geliefert haben, wăhrend der Plassenkalk mit seinem deutlichen Riffcharakter nur selten untersuchungs- făhige Spuren bietet. Auch in der Kreide sind es die Gosaumergel, welche die reichhaltigste Korallenfauna lieferten, wăhrend aus den vielen Kalken der unteren und oberen Kreide fast keine Korallen bekannt sind. Wir kon- nen es daher als eine Regel betrachten, dass aus wirklichen Riffen die Ko- rallen nicht erhalten bleiben. Die eigentumliche Struktur der Korallenske- lette mit ihren vielen Hohlrăumen und der stets reichlichen Bildung von Korallengrus, welcher sie und ihre Umgebung dann erfiillt, begiinstigt offenbar im Verlauf der Diagenese eine gleichmăssige Umkristallisation, bei der jede Struktur verschwindet. Nur bei Gegenwart versehiedener Fossilisationssubstanzen, die auch eine verschiedene Sedimentation (Ton) oder Diffusion (Kieselsăure) zeigen, besteht Aussicht, dass auch feinere Strukturen erhalten bleiben. In unserem Falie koînmen aber beide Substanzen nicht in Betracht. Nach freundlicher Mitteillung von Herrn Dr. Jekelius stammen die Ko- rallen unmittelbar aus dem reinen Kelk, die Tonhăute, welche die he- rausgewitterten Exemplare umgeben, sind aus der dariiber lagernden Lehm- schichte eingeschwemmt. Der Kalk zeigt makroskopisch und im Mikro- skop keinerlei Riffstruktur, sondern ist kdrnig-kristallin. Wir konnen daher nur annehmen, dass es sich zwar um rasche, dem Faunencharakter ent- sprechende Sedimentation, aber nur von rein kalkigem Material handelte. Denn tonige Bestandteile wăren im Verlaufe der Diagenese und Verwit- terung eher angereichert, als abgefiihrt worden. Mamiskript eingegangen, Mai, 1934. Institutul Geologic al României VERZEICHNIS DER ZITIERTEN LITERATUR DlENER C. Cnidaria triadica. Fossilium Catalogus, pars 36, 1921. FRECI! F. Die Korallenfauna der Trias. I. Die Korallen der juvavischen Triasprovinz. Palaeontographica, 37, S. 1—216, 1890. HAAS O. Bericht uber neue Aufsammlungen in den Zlambachmergeln der Fischerwiese bei Altausee. 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Great Barrier Reef Expedit.'on, III, Nr. 7. London, 1933. TORNQUIST A. Neue Beitrăge zur Geologie und Palaentologie der Umgebung von Recoaro und Schio, II. Z. d. Deutschen geol. Ges., 52, S. 122, 1900. 9* Institutul Geological României 132 OTHMAR Kt)HN VlNASSA DE REGNY P. Trias-Tabulaten, Bryozoen und Hydrozoen aus dem Bakony. Res. d. wissenschaftl. Erforschung des Balatonsees, I, i. Palaeontolog. Anhang. Budapest, 1901. — Neue Schwămme, Tabulaten und Hydrozoen aus dem Bakony. Ibid. 1901. — Triadische Algen, Spongien, Anthozoen und Bryozoen aus Timor. Pal. non Timar, 4. Lief., Stuttgart, 1915. VOLZ W. Die Korallenfauna der Trias. II. Die Korallenfauna der Schichten von St. Cassian in Siid-Tirol. Palaeontographica, 43, 1896. YABE H. und SUGIYAMA T. Upper Triassic Spongiomorphid from Saarzozan Province of Tosa. Jap. Journ. Geol. and Geogr., Tokyo, 10, S. 5—9, 1932. YONGE C. M. Studies on the physiology of Corals. I, Feeding mechanisms and food. Brit. Mus. Great Barrier reef expedition, I, Nr. 2, 1930. Institutul Geological României TAFEL I M Institutul Geological României IGR/ TAFEL I Fig. i a—c Margarosmilia confluens MUNSTER................................ 113 2 a—b Margarophyllia multisepta n. sp................................... 112 3 a—b Cassianastraea transsylvanica n. sp. (b — 5/1).................... 116 4 Cassianastraea rudissima n. sp...................................... 115 5 Astraeomorpha robusta n. sp......................................... 117 6 a—d Myriophyllia jekeliusi n. sp. (d = 3/1).......................... 118 7 Omphalophyllia recondita (LAUBE) VOLZ............................... 122 8 a—b Hexastraeamagna n. sp. (b = 2/1)................................. 110 9 Montlivaultia obliqua MUNSTER......................................... m 10 a—c Omphalophyllia radiciformis (K.LIPST.) VOLZ....................... 121 11 Spongiomorpha dendroidea n. sp...................................... 125 Institutul Geological României Kuhn, Die Anthozoen der Trias von Brașov Taf. I 10a 10b 8 a Anuarul Institutului Geologic al României, Vo). XVII Impr. Memin - Torteilier Arcueil (Seine) Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ PAR MIRCEA PAUCĂ S O M M A I R E Introduction........................................................ >33 I Stratigraphie du Bassin.......................................... 136 A) Lc Tortonien............................................ 136 B) Le Sarmatien ............................................ 148 C) Le Pliocene ............................................. 162 1. Le Pontien......................................... 166 2. Le Pliocene superieur.............................. 175 D) Lc Pleistocfene ......................................... 178 II Tectonique du Bassin.............................................. 180 III Morphologie du Bassin.......................................... 184 IV Geologic economi que ............................'................ 192 V Paleontologie ................................................... 194 VI Conclusions generalcs............................................ 218 Bibliographie .............................. 221 INTRODUCTION Historique. Le premier geologue qui ait fait des recherches dans le bas- sin de Beiuș, est Beudant qui a publie son « Voyage mineralogique et geo- logique » auquel est annexee une carte geologique. Dans ce voyage entrepris en 1818 â travers la Hongrie et la Transylvanie, cet auteur reconnaît dans le bassin de Beiuș de la « Nagelfluhe et de la mollasse ou du greș â lignites » d’âge tertiaire, tandis que les bords du bassin seraient formes de «calcaires rouges ă encrines » d’âge mesozoîque. Apres un intervalle d’une trentaine d’annees, la region des trois Criș commence â attirer l’attention des geologues de l’Institut geologique d’Au- triche, parmi lesquels il convient de mentionner specialement les noms de Fr. Hauer et de K. Peters, chacun d’eux publiant ă son tour une carte geo- logique. Pendant l’ete de 1860, les bassins des trois Criș, mais surtout celui du Criș Repede, sont etudies de fa 9011 plus minutieuse par H. Wolf, geologue Institutul Geological României 134 M1RCEA PAUCĂ de l’Institut geologique d’Autriche. Ce dernier trace aussi un bref historique des etudes anterieures et dessine quelques coupes qui se referent surtout aux formations mesozoîques de la limite N des Monts de Pădurea Craiului. Wolf est le premier qui ait remarque l’absence des formations «marines eocenes », c’est-â-dire du Paleogene dans cette region; il croit que les pre- rhiers depots de ces bassins sont les depots saumâtres (du Sarmatien); il affirme que le calcaire de Leitha — qui du reste est tfos peu developpe dans la region qu’il a etudiee — ne s’y trouve pas. Wolf mentionne aussi les ar- giles et les sables â Melanopsis (du Pontien) mais ne les separe pas, du point de vue de l’âge, de ceux ă Cerithes. Apres un nouvel intervalle d’une trentaine d’annees, les recherches sont reprises dans le bassin de Beiuș par les geologues de l’Institut geologique de Hongrie, vers 1890, mais interrompues en 1918. Cette fois, le bassin est etudie assez minutieusement et leve au 25.000-e; les Comptes-Rendus (Jahres- bericht) de l’Institut geologique hongrois publient d’assez nombreux rapports des quatre geologues qui se sont plus longuement occupe de ce bassin. Ce sont: J. Petho, Th. Szontagh, Ott. Kadic et Hugo Bockh. Quoique pendant cette periode le bassin de Beiuș ait ete completement leve, et que pour certains endroits, le lever, ait meme ete revu, il n’en a ete publie qu’une seule carte geologique au 75.000-e, la feuille Ucuriș (Okrds) levee par J. Petho et H. Bockh et parue en 1905; elle contient en majeure pârtie les Monts du Codru et une petite portion du bassin seulement qui limite ces montagnes au Nord. Ce qui caracterise les etudes de cette periode, c’est qu’elles consistent uniquement en une description tres detaillee d’une region restreinte (concernant d’ordinaire une feuille au 25.000-e ou meme moins, les resultats rassembles pendant une campagne d’ete) mais sans qu’on la mit suffisamment en rapport avec les regions avoisinantes deja etudiees et sans qu’on s’elevât â un point de vue general embrassant toute l’histoire geologique de ce bassin, en concordance avec celle de la Depression pannonienne dont il fait pârtie. Le present travail resume les resultats des recherches entreprises sur le terrain au cours des annees 1928—1931. Limites de la region etudiee. Du point de vue morphologique, on entend par bassin de Beiuș, la region geographiquement bien caracterisee, com- prise entre Vașcău au S et Beiuș au N. II est limite au S et ă l’W par les Monts du Codru et de Moma, formes de roches permiennes, triasiques et jurassi- ques, au N par les Monts de Pădurea Craiului, formes de roches penno-meso- zoîques, y compris le Cretace (excepte le Danien), et â l’E par les Monts du Bihor, formes de roches permo-mesozoîques et de massifs granitiques (â l’E de Petroasa), dacitiques et porphyriques (â l’E de Budureasa). Le Institutul Geologic al României LE BASSIN NEOGfiNE DE BEIUȘ 135 bassin a, â peu preș, la forme d’un triangle isocele, dont la base est tourne vers le Nord. Les Monts de Pădurea Craiului, du Codru et de Moina x) presentent, les uns par rapport aux autres, selon Pâlfy, Rozlozsnik, Szontagh et W. Fisch, des unites stratigraphiques et tectoniques differentes. Geologiquement parlant, on entend par bassin neogene d: Beiuș, une region quatre fois plus grande environ, qui s’etend aussi vers le S dc Vașcău jusqu’â la vallee du Criș Alb, lâ oii le bassin de Beiuș s’unit ă celui de Zarand; au N et â l’W de Beiuș, ce bassin s’etend jusqu’aux environs des villes d’Oradea Mare et de Salonta, oii commence la plaine hongroise. Toute la region etudiee se trouve dans le district de Bihor. Apres une longue periode continentale qui dure depuis le commence- ment du Danien jusqu’au Miocene moyen, le bord W des Monts Apuseni se fragmente et s’affaisse en trois vastes regions, dans lesquelles les eaux du Neogene, venant de la Depression pannonienne, ont penetre, toujours plus profondement pour chaque etage, ă l’interieur de ces montagnes, sous forme de golfes, en sedimentant les trois bassins: le bassin de Borod au N, celui de Beiuș au milieu et celui de Zarand au S; les eaux de tous les trois sont actuellement drainees par les trois Criș. Pendant le Pontien, les bassins de Beiuș et de Zarand etaient unis par leurs extremites du S et de l’E et avan^aient vers le fosse du Mureș qui, des le Tortonien, servait de communication entre le bassin de Transyl- vanie et la Depression pannonienne. Donc, â cette epoque, les Monts du Codru et de Moma, formes de sediments permo-mesozoîques traverses de nombreuses eruptions, ne representaient qu’une île triangulaire preș du littoral E de la Mer Pannonienne. C’est â peine â la fin du Pliocene que ces deux bassins furent separes par des eruptions de laves et de tufs andesitiques, qui se produisirent dans l’espace compris entre les Monts Metalliferes et ceux du Codru et de Moma. La region etudiee dans le present ouvrage est comprise entre les limites suivantes: â l’W, et dirigee approximativement du N au S, une ligne qui commence â Oradea Mare, correspond â la limite entre le Pleistocene du bassin et les alluvions de la Plaine pannonienne et coincide â peu preș avec la frontiere entre la Roumanie et la Hongrie. Au S et â l’W, le bassin est limite par un systeme de failles d’âge neogene de la vallee du Criș Negru, qui commencent au S de Vașcău et se dirigent vers le NNW â proximite de Beiuș; â partir de cet endroit, â l’W, le bassin est limite par les formations permo-mesozoîques des Monts du Codru, jus- *) Dans la litterature gdologique hongroise, les Monts du Codru et de Moma sont connus aussi sous le nom dc Monts du Beliu, d’apres le petit bourg de Bcliu, district de Bihor. WRV Institutul Geological României >36 MIRCKA PAUCĂ qu’au dela du village d’Olcea, ou commcncent Ies depots alluvionnaires de la Plaine Pannonienne. Au N et â l’E la limite du bassin correspond â un autre systeme de failles d’âge neogene, qui commencent au niveau du village de Haieu (â 7 km au SE d’Oradea Mare) et se dirige d’abord au SE, paisant aux environs de Betfia, Sântelec, Tașad, Bucuroaia, Corbești, Dobrești, Sitani, Valani et Re- metea jusqu’â Meziad ou les failles prennent approximativement la direction NS, passant le long de Cresulia, Budureasa, Fericea, Pietroasa, Valea Neagră de Sus, Sighiștel, Băița, Vărzaru de Sus, jusqu’â Săliște preș Vașcău ou les failles rejoignent de nouveau la vallee du Criș-: Negru. Les deux systemes de failles representent chacun une zone large de plu- sieurs km. dans laquelle les failles sont tres nombreuses et presque parallcles. Ces failles sont parfaitement visibles dans les carrieres taillees dans les con- glomerata et les greș rouges du Permien superieur, știr la rive gauche du Criș Negru, entre les villages d’Urviș et de Șoimi. Elles descendent en escalier vers l’interieur du bassin et sont en pârtie recouvertes par les depots du Pliocene. C’est â l’epoque de ce dernier que les eaux de la Depression pan- nonienne ont recouvert la plus grande surface et se sont elevees â la plus grande altitude. I. STRATIGRAPHIE DU BASSIN Les etages qui participent â la composition de ce bassin sont: le Torto- nien, le Sarmatien, le Pliocene et le Pleistocene. Tous ces etages se trouvent en discordance sur un soubassement permo-mesozoîque, fortement plisse en direction N-S, E-W, ou NW-SE, pendant le Cretace moyen et superieur, et peut-etre meme pendant le Paleogene. Ce dernier, ainsi que le premier etage Mediterraneen font completement defaut â la limite W des Monts Apuseni, ou la transgression du Miocene commence partout par le Torto- nien. .4} LE TORTONIEN Le Tortonien du bassin de Beiuș est represente par des depots littoraux detritiques ou recifaux et par des depots neritiques d’ou, â la suite de l’ero- sion du Sarmatien superieur jusqu’au Meotien, demeurent seules quelques îlots assez petits par rapport â la surface occupee par les eaux du Tortonien. Ces îlots peuvent etre groupes en 11 regions. 1. Le Tortonien entre les villages de Vintir et de Răbăgani. Dans cette region, Ies depots tortoniens reposent au NW sur un îlot permo-triasique de greș et de conglomerats rouges, parfois â structure croisee, d’autres fois tres brechifies et alteres — probablement sous l’influence des lignes de dislo- Institutul Geological României LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ 137 Fig. i. — Coupc du Tortonien ă l’ouest du village de Vintir. Trn greș rouges (couches de Groden); Tt, Tortonien; T2 et T3; Terrasses; PI. Marnes â Valencunnesia; Q, Quatcrnaire inferieur; al, Alluvions,; * Le moulin de Dumbrăvița Mică. cation du Miocenc superieur —; au-dessus de ces roches est depose d’abord, au SE, un mince paquet de schistes argileux violets ou verts â l’aspcct seri- citeux (couches de Werfen), ensuite les dolomies grises du Virglorien et en- fin, les epais calcaires noirs disposes en bancs â odeur bitumineuse (Calcaires de Wengen-Ladinien). Au NE de la crete Măgura Răbăganilor (399 in), â 1 km environ entre les dolomies et les calcaires noirs, ainsi que dans la masse de ceux-ci, se trouvent intercales des schistes verts — ou jaunâtres par alte- ration — n’ayant guere que quelques metres d’epaisseur; ils contienncnt de nombreux Daonella moussoni Mer. et D. cfr. tyrolensis Mojs. ainsi que des restes fossiles indeterminables de Gasteropodes, de Lamellibranches, d’Echi- nides, etc. D’apres la detennination faite par Kittl, Rozlozsnik mentionne en cet en- droit, en 1912, Daonella taramellii Mojs. aussi, et c’est sur quoi il s’ap- puie pour attribuer aux calcaires noirs un âge ladinien. La position des ro- ches de ce soubasse- ment permo-triasique est en general N 35—60 W et plongent de 25—40 vers le N. A l’epoque du second etage mediterraneen, cet îlot formait la limite S du bassin et c’est â peine pendant le Sarmatien que les eaux de celui-ci ont envahi la region situee plus au S, depassant le cours actuel du Criș Negru entre Pietrani et Șoimi, qui est une vallee cpigenique, formee pendant le Levantin et le Pleistocene. Le Tortonien situe sur cet îlot, est developpe surtout sous un facies littoral detritique ou recifal, et se compose de trois îlots, dont deux, notam- ment le plus grand, d’environ 3 km2, et le plus petit de quelques cen- taines de metres carres seulement, se trouvent au N du villagc de Vintir; sur l’îlot d’etendue moyenne, sont eparses les maisons du village de Brătiești. Les roches qui prennent part â sa composition sont: des greș et des conglome- rats fins, en general quartzeux, â ciment calcaire forme d’un detritus abon- dant de Lithothamnium. Les restes fossiles de ces roches, ă l’exception de nombreuses concretions de differentes dimensions de L. ramosissimum Rss., sont assez rares et appartiennent plutot aux Pectinides et aux Echinodermes, parmi lesquels se trouvent de nombreux fragments roules de Scutella et de Clypeaster. Une seule fois, sur le chemin nouvellement trace en 1929, qui monte depuis la cote 135, de la vallee du Holod, vers le SE, ă la ferme de l’eveche greco-catholique de Vintir, j’ai trouve un exemplaire presque entier Institutul Geologic al României 13$ MIRCEA PAUCĂ de Scutella vindobonensis Laube. Outre les conglomerats, dans le Tortonien de cette region, surtout aupres du moulin denomme « Dumbrăvița-Mică» (â l’E de Vintir), se trouvent aussi des calcaires â Serpules, ă Bryozoaires et â tres nombreux Foraminiferes, tels que: Polystomella crispa Lamk., No- nionina depressula Walk et Jak., Rotalia sp., Nodosaria sp., Discorbina sp., Polymorphina sp., Tnmcatulina sp., etc. et au S de ce moulin se trouvent egalement quelques tufs dacitiques blancs inalteres. A l’extremite NW du village de Brătiești, les tufs dacitiques contiennent beaucoup de biotite; ils sont blancs, mais tres alteres. Le Tortonien de cette region est mentionne pour la premiere fois en 1893 par Szontagh, qui ne le decrit que tres sommairement. Les erosions de l’e- poque du Sarmatien inoyen — Meotien et du Levantin ■— Pleistocene, ont totalement ecarte le Sarmatien et le Pliocene situes au-dessus, de sorte que le Tortonien de cet endroit est recouvert uniquement d’une mince couche d’argiles de couleur jaune-rougeâtre, â concretions ferrugineuses (Bohnerz), d’âge pleistocene inferieur (Fig. 1). 2. Le Tortonien de la region des villages de Spinuș, de Highiș et de Coșdeni. Ce Tortonien se composant de quatre îlots, W E dont deux de dimensions reduites, de Fig. 2. — Coupe des affleurements du Tortonien et du Trias moyen â l’extremite N du village de Spinuș, sur le ruisseau Hălăștău. Tr» Trias moyen; Tt, Tortonien; Pl,, Pontien; Q, Quaternaire inferieur. noirs â schistes contenant les quelques centaines de metres carres seu- lement, est situe â l’extremite N du vil- lage Highiș, sur les deux rives du ruis- seau Hălăștău. Les deux autres îlots sont un peu plus etendus et se trouvent, l’un au SW du village Spinuș, l’autre au N du village Coșdeni. De meme que le Torto- nien precedemment decrit, le Tortonien de cet endroit se trouve developpe en liaison avec un groupe de plusieurs grands et petits îlots de dolomies et de calcaires Daonella du Trias moyen parfois tres brechi- fies et alteres, qui representent probablement une crete anticlinale dans la meme position que le Permo-Trias situe entre Vintir et Răbăgani. Le Tortonien de cette region est surtout developpe sous un facies recifal, contenant de nombreux Ostreides et Lithothamnium et tres peu sous forme de conglomerats â Lithothamnium (â Coșdeni). Pour les deux petits affleurements du N de Highiș, Szontagh cite en 1893 les trois fossiles suivants: Chlamys elegans (Andrz.), Ostrea digitalina Dub. et Lithothamnium ramosissimum Rss. En dehors de ceux-ci, l’on trouve encore Lithodomus sp., et de nombreux Bryozoaires mal conserves, dont je n’ai pu determiner que Eschara sp. Dans le Tortonien du N de Highiș, sur Institutul Geological României LE BASSIN NUOGfiNE DE BE1UȘ '39 la rive gauche du Hălăștău, les valves d’Ostrea sont si nombreuses qu’on ne peut pas les recueillir separement; elles forment des bancs recifaux. Le Sar- matien fait defaut dans cette region, et le Tortonien est directement recouvert par les marnes blanches du Pontien et par les argiles rougeâtres du Pleisto- cene inferieur (Fig. 2 et 3). 3. Le Tortonien de Roșia. Ce 1 ortomen se trouve dans un petit bassin neogene, forme par l’erosion dans les depots mous d’un synclinal de marnes et de greș senoniens, oriente NW—SE. II est represente uniquement par des tufs dacitiques blancs, rare- inent verdâtres, ordinairement mas- sifs et frais et occupe une surface de quelques milliers de metres carres seulement, â 500 metres en- viron â l’E de Dealul Mihețu (424 m) en face du confluent des ruis- .seaux Roșia et Sohodolul. Ces tufs sont mentionnes de meme par Szontagh en 1904, sous le nom de « tufs eruptifs », sans determina- Fig. 3. — Coupc des âffleurements du Tortonien, entre les villages de Hidiș et Coșdcni, Tr* calcaires noirs et schistes verts â DaoneUa (Tri- as moyen); Tt, calcaires recifaux tortoniens; Plj, marnes pontiennes; Q, argiles rougeâtres du Qua- ternaire inferieur; Al, alluvions. tion d’âge (Fig. 4). II est fort probable que les eaux du Miocene ont occupe dans cette region une surface bien plus etendue, se reliant au du village de Lunca-Sprie et deposant une reste du bassin par la region serie complete de sediments tortoniens et de Sarmatien Fig. 4. — Coupe dans le Neogene de Roșia. Trgl calcaires noirs triasiques moyens; Sn, greș et schistes s6no- nicns; Tt, tufs dacitiques (Tortonien); Pllt marnes et sables du Pontien; T, terasse; Q, Alluvions. inferieur dont, â la suite de la grande erosionde la fin du Sarmatien et du Meotien, seul est demeure l’horizon infe- rieur du Tortonien, c’est- â-dire les tufs dacitiques, qui maintenant, sont directement recouverts par les marnes du Pontien. 4. Le Tortonien de la region du village de Forosâg. Dans cette region, les depots tortoniens occupent la plus grande surface, environ 25 km2. Vers le N ils s’etendent jusqu’â proximite du village de Bicaciu, vers l’W jus- qu’aux environs des villages de Valea Mare et de Mihileu, vers le S jusqu’aux environs du village de Hodișel, et vers l’E jusqu’â Incești. A la suite des erosions du Sarmatien superieur — Meotien et de celle du Levantin- Institutul Geologic al României 140 MIRCEA PAUCĂ Pleistocene, le Tortonien de cet endroit a pris â peu preș la forme d’un cercle ayant un rayon de 2—3 km; il est mis en evidence par les ruisseaux Șuvarul et Hodișel, et leurs nombreux affluents. A defaut d’une île permo-mesozoîque sur laquelle auraient pu se develop- per des recifs en grande quantite, comme dans les cas precedents, le facies recifal est represente ici uniquement par des bancs de Lithothamnium et est generalement remplace par un facies detri.ique de sables et de menus cailloux, parfois faiblement cimentes, forme surtout de materiei quartzeux et dolo- mitique, remanie du Permien et du Trias du soubassement; il contient meme, tres rarement, des schistes cristallins et des roches eruptives, amenes des Monts du Bihor, le tout ayant une structure torrentielle et contenant de nom- breux restes fossiles remanies et tres roules (specialement de Scutella sp., d'Ostrea sp., de Pecten latissimus Brocc. et de Pecten sp.). On ne trouve que rarement dans cette region des Mollusques plus ou moins bien conserves et determinables. Ainsi j’ai trouve dans la vallee de la Toplița, la valve gauche d’un Chlamys elegans (Andrz.), de nombreuses valves isolees d’Ostrea gin- gensis Schl. et de O. cochlear Poli; dans les conglomerats fins situes preș de la source au N d’Incești, sur la vallee du Văduț, j’ai trouve des exemplaires bien conserves de Pectunculus pilosus L., de Trochus aff. celinae Andrz. et de nombreux Bryozoaires. On rencontre aussi, mais rarement, des calcaires compacts ou meme recristallises ă Șerpuia, Cardium, Trochus, Corbula, Venus, Murex, Cerithium, etc. La variete des facies du Tortonien de cette region est si grande, tant â 'a verticale qu’â l’horizontale, que leurs coupes different, meme sur des dis- tances de quelques dizaines de metres. En general, les couches ont la direc- tion N 250—400 W et plongent de 50—15° vers l’E. On y remarque souvent des bancs ou seulement des lentilles d’un calcaire blanc et fin, ă aspect tu- face, dans lesquelles se trouvent de nombreux Foraminiferes caracteristiques du Tortonien. II est important de remarquer que cette region possede aussi des tufs dacitiques par lesquels commencent, ici et dans tout le bassin, la serie des depots tortoniens. On y rencontre aussi des bandes de tufs dacitiques au S du village de Forosâg, dans des horizons un peu plus eleves. Le Tortonien de cette region a ete tres sommairement decrit et attribue au calcaire de Leitha par Szontagh en 1895, qui attribue au Sarmatien, sans la moindre preuve paleontologique, les conglomerats tortoniens de l’W d’In- cești, sur la vallee du Văduț. Pourtant ceux-ci ne different en rien du Tor- tonien typique, situe plus â l’W. 5. Le Tortonien au N du village de Râpa. Au N du village de Râpa, le Tor- tonien affleure en deux endroits. L’un ayant une surface de 8—10 km2 est situe le long de la Valea Pustei et s’etend sur les cotes de cette dernierc en X. igrA Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 141 une bande continue, large d’un â deux km, sur une longueur d’environ 6 km, en commenșant â partir du village de Mihileu jusqu’â l’extremite N du village de Râpa. Dans sa constitution, un facies detritique-recifal predomine, analogue â celui de Forosâg deja decrit, et qui contient du Lithothamnium en grande quantite, des Foraminiferes, Ostrea, Pecten, etc. Dans ia carte 1 au 500.000-e publiee par l’Institut geologique de l’etat hongrois en 1932, ce Torto- nien est presente comme etant forme de deux îlots se- pares par le Pliocene, ce qui n’est par le cas (Fig. 5). Un second point jamais mentionne jusqu’â present, ou le Tortonien aff leu re sur Fig. 5. — Coupc W — E dans la region au N du village de Râpa. Tt, Tortonien; Pl2, PliocCtne superieur; Q, Quaternaire inferieur. une surface de quelques metres carres seulement, se trouve dans la direction NW du village de Râpa, dans une petite vallee qui descend vers le S â partir de la cote 210. Ce Tortonien est identique, comme facies, â celui precedem- ment decrit, et contient de nombreux exemplaires de Pecten latissimus Brocc. Les deux îlots du Tortonien sont directement recouverts par les sables du Pliocene supdrieur ou par les argiles rougeâtres du Quaternaire inferieur. 6. Le Tortonien du S de Bucuroaia. Le Tortonien â cet endroit affleure sur quelques dizaines de metres carres seulement, au niveau de la cote 345 sur le Dealul Hagon, dans le lit de la Valea Bobii, qui part de l’extremite S du village de Bucuroaia et se reunit â la Valea Satului, au niveau du village de Cotiglet. Les roches qui le composent sont des calcaires conglomeratiques â Lithothamnium, quelques tufs dacitiques et des marnes. Parmi celles-ci, Szontagh cite en 1913, Ostrea sp., et Chlamys elegans (Andrz.) et nous donne, d’apres Rozlozsnik, deux analyses des tufs dacitiques de l’endroit. 7. Le Tortonien situe entre les villages de Bucuroaia et de Tașad. Entre les villages de Tașad (â l’W) et de Bucuroaia (â l’E), dans les vallees du Baciu et du Muncel-Cernișoara, trois îlots de Tortonien affleurent; ils ont appro- ximativement un km2 chacun et sont separes par les greș et les conglomerats rouges du Permien superieur et par des depots sarmatiens. Le premier de ces îlots se trouve au niveau de l’extremite N de Tașad, sur la vallee du Muncel, qui prend sa source et coule en grande pârtie dans les greș et les conglomerats rouges du Permien superieur; on le retrouve aussi dans le cours inferieur des deux courts affluents de la droite et de la gauche du Muncel, s’etendant jusqu’au point oii la vallee de celui-ci penetre sur un parcours de quelques dizaines de metres dans de larges gorges cou- Institutul Geological României 142 MIRCEA PAUCĂ pees dans le Permien superieur, d’oii il ressort sous le nom de Valea Cerni- șoarei. Le Tortonien de cette region repose au NW sur les calcaires â Coraux du Cretace inferieur, au N et â l’E, sur le Permien superieur, â l’W, il est recouvert en pârtie par les argiles rougeâtres du Pleistocene inferieur et par les calcaires sarmatiens vers lesquels il passe graduellement. Le second îlot, de meme etendue que le precedent, se trouve dans la vallee de la Cernișoara, ă partir du point ou elle ressort des gorges qui la separent de l’îlot precedent, et s’etend vers le S, d’abord sur les deux rives jusqu’au niveau de la Valea Ursoiului qui vient du NE de la cote 403 (La Cârje) et dont le lit est decoupe egalement dans le Tortonien, et continue â partir de cet endroit sur la rive gauche seulement de la Cernișoara, jusqu’â l’extremite N de Stracoș. Comme au cas precedent, le Tortonien de cette region est situe au N et â l’E au-dessus du Permien superieur; au S et â l’W, il est recouvert par le Sarmatien. Le troisieme îlot de Tortonien de cette region, est un peu plus etendu que les precedents et se trouve sur les collines situees entre la Valea Baciului et l’affluent de droite de celui-ci qui vient du N, de la cote 413 (Culmea) et s’unit ă la valide principale â l’endroit ou celle-ci decrit une large courbe au niveau de l’extremite S de Bucuroaia. Le Tortonien, ici, est certainement situe en entier sur un soubassement de Permien superieur, que l’on ne voit que sur quelques metres carres, un peu au-dessus du confluent. II est recouvert tout autour par les calcaires ou les marnes sarmatiennes, dont il est separe â sa pârtie E, par une ligne de faille. Le Tortonien de cette region etant depose â l’immediate proximite du rivage, est developpe surtout sous le facies recifal, forme de calcaires â Coraux d’Ostreid^s, de Lithothamnium, etc., aupres desquels on trouve, de fațon secondaire, surtout â mesure que l’on s’eloigne de l’ancien rivage, des greș ou menus conglomerats quartzeux â ciment calcaire, des tufs dacitiques, des marnes tufacees grises-verdâtres, deposees dans la zone neritique. Comme dans les regions voisines, la variete des facies du Tortonien est ici, tres grande, tant â la verticale, qu’â l’horizontale. Dans la vallee du Mun- cel, les recifs sont si bien conserves, que l’on pourrait croire qu’ils viennent â peine d’etre abandonnes par les eaux; ils m’ont fourni une faune tres riche qu’aucun geologue n’avait encore determinee. Szontagh qui a leve cette region pendant les annees 1892 et 1912, mentionne en passant l’existence d’une faune tortonienne abondante, mais sans citer de forme quelconque. Une remarque interessante â faire, c’est qu’ici les differents animaux recifaux ne vivaient pas tous ensemble, et que l’on peut etablir des points ou plutot des nids, oîi certaines especes se developpaient de preference, de sorte que l’on peut distinguer des recifs composes en majeure pârtie de Co- raux, d’Ostreides, de Pectinides, de Panopees, etc. L’on trouve du Lithotham- nium dans toutes ces especes de recifs, de meme que dans les recifs purs. 0^7- Institutul Geological României ÎGR LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 143 Je donne, dans ce qui suit, la liste de la faune determinee dans cette re- gion, me reservant de decrire quelques formes plus frequentes et caracte- ristiques dans un chapitre special du present ouvrage. Eponges : Cliona sp. Coraux : Heliastrea rettssana E. H. Echinides : Schizaster calceolus Lamb. » eurinotus Agg. Spatangus austriacus Laube. Echinolampas barcinensis Lamb. Clypeaster partschi Mich. » alticostatus Mich. Scutella vindobonensis Laube. Brisopsis (?) sp. Bryozoaires : Onycocella anguhsa Rss. Membranipora lacroixi Sow. Kleidionella sp. Mollusques : Arca diluvii Lam. Pectunculus pilosus L. Pectunculus obtusatus Partsch. Isocardia cor L. Lucina dujardini Desh. » columbella Lk. Venus umbonaria Lk. » multilamella Lk. Corbula gibba Olivl » carinata Duj. Panopea menardi Desh. Thracia ventricosa Ph. Pecten (Oop.) latissimus Brocc., var. austriacus Kautski. » (Flabellip.) leythajanus Partsch. » » besseri Andrz. » subarcuatus Tourn. » cfr. praebenedictus Tourn. Chlamys multistriata Poli var. tauroperstriata Sacco. » (Manupecten) fasciculata Millt. Aequipecten scabrellus (Lk.) var. bollensis (May.) » elegans (Andrz.) Amusium cristatum (Bronn) var. badensis Font. Ostrea cochlear Poli. » gingensis Scul. Institutul Geological României 144 M1RCEA PAUCĂ Ostrea digitalina Dub. Lithodomus avitensis May. Pholadomya alpina Math. Nucula, meyeri Hornes. Nucinella ovalis Wood. Naera cuspidata Olivi. Leda pusio Phil. Limopsis anomalus Eichw. Psamosolen coarctatus Gmel. Ervilia trigonula Sokol. » podolica Eichw. Trochus aff. celinae Andrz. Neritina picta Fer. » grateloupana Fer. Calyptrea chinensis L. Natica helicina Br. » millepunctata Lk. Turitella subangulata Br. » archimedis Brong. Turbonilla turricula Eichw. Vermetus sp. Cerithium pictum Br. » bidentatum Dfr. » ntbiginosum Eichw. » doinim Br. Pleurotoma subcoronata Bell. Ringicula buccinea Desh. Nassa grateloupi Hornes. Buccinum stultorum. Solarium millegranum Lk. Cardium (2 especes). Pinna sp. Chama sp. Scaphopodes: Dentalium badense Partsch. Vers: Șerpuia spirulea Lk. 8. Le Tortonien du N de Tașad. Dans une combe denommee Valea de Boncani, qui debouche dans le ruisseau de la Valea Mare, se trouve un petit îlot de quelques metres carres, forme de calcaires et de conglomerats fins â Lithothamnium, contenant de nombreux fragments d’Ostrea, de Pecten (spe- cialement de P. latissimus) et d’Echinides. Ce Tortonien se trouve sur les greș permiens superieurs et Ies calcaires triasiques moyens, et est recouvert Institutul Geologic al României LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ ‘45 de calcaires sarmatiens et d’argiles pontiennes; il n’a pas ete mentionne dans les travaux anterieurs. 9. Le Tortonien de l’extrâmitâ SW du village de Tașad. II se trouve au fond du ruisseau de Valea Neagră, â quelques metres vers l’E de la route Oradea-Beiuș, preș de la station du chemin de fer; il est forme de plusieurs îlots qui, ensemble, n’ont qu’une superficie de quelques metres carres. Le Tortonien, ă cet endroit, repose sur les greș et les eruptions du Permien et con- siste en bancs peu epais de conglomerats fins â tres nombreuses valves d’Ostrea (probablement O. cochlear), au-dessus desquels se trouve un banc d’un metre d’epaisseur, forme presqu’exclusivement de Heterostegina costala d’ORB., contenant peu TOstrea et des granules de quartz; â la pârtie supe- rieure se trouvent des conglomerats fins â concretions de Lithothamnium. Cet affleurement de Tortonien a ete sommairement decrit en 1897, par Szon- TACii qui cite aussi des Amphistegines que, pour ma part, je n’ai pu trouver. 10. Le Tortonien szir la zone de failles de la foret de Dumbrava. Au N et au NW du village de Calea Mare, dans la foret nommee « Dumbrava », en com- mențant â la cote 312 jusqu’â un km. â peu preș â l’W de la route Oradea- Beiuș, il y a une zone de failles qui se sont produites pendant le Miocene moyen, qui ensuite se sont accentuees au commencement du Pliocene et â l’epo- que du Pleistocene, grâce auxquels s’est forme le bassin neogene de Beiuș. C’est sur cette zone de failles, large d’un â deux km., qu’apparaissent toutes les roches qui forment le soubassement du bassin, en commenqant par les con- glomerats et les greș rouges du Permien superieur et les porphyres quartzi- feres qui les accompagnent ici comme partout dans le massif des Monts du Codru et de Pădurea Craiului, jusqu’aux greș senoniens â Inocerames. L’on peut dire en general que la majeure pârtie des roches qui apparaissent dans cette region, appartiennent au Permien et aux calcaires noirs des couches de Wengen (Landinien). En dehors d’une tectonique assez compliquee, due autant â la tectonique propre au soubassement, qu’aux failles tortoniennes, la region etant couverte d’une foret jeune et touffue, ne permet pas, pour Ie moment, l’execution d’une coupe complete. L’on trouve dans toute cette region de nombreux blocs de differentes dimensions, formes de calcaires conglomeratiques â Lithothamnium, dont maint.es fois, â cause des affleurements peu favorables, on ne peut dire s’ils sont restes en place, ou s’ils se sont eboules de la colline du S; on trouve, aussi des marnes blanches â Foraminiferes et des tufs dacitiques, tant sur les nombreux affluents qui coulent vers le N dans la Valea Birții, que preș du grand coude de la route Oradea-Beiuș au point oii elle monte â l’E de la car- riere de calcaires et de dolomies triasiques moyennes tres brechifices, â l’en- droit denomme « Pogor ». 10 Institutul Geological României MIRCEA PAUCĂ 146 11. Le Tortonien entre les villages de Calea Mare et de Mierlău. Entre ces deux villages, et notamment au S de la station de voie ferree de Giepiș, au fond de la vallee de l’Ulmuț, se trouve un îlot de quelques metres carres, que Szontagh mentionne aussi en 1897, fait de calcaires conglo- Fig. 6. — Coupe au fond de la vallee de l’Ulmuț â l’E de Mierlău. superieur; Q, Quaternaire. meratiques â Lithothamnium, de frag- ments d’Echinides, de Pectmides et d’Ostreides, sous lesquels se trouvent des marnes grisvert, comprenant une riche faune de Foraminiferes, â nom- breux Corbula gibba Olivi et Șerpuia Mt i umiuț a 1 u mc mici mu. Ta, marnes tortoniennes ă Corbula gibba; Tt, gregalis ElCHW. J plus rarement Turitella Calcaires de Leitha; Pl„ Pontien; PL, Pliocene Sllbangulata BrOCC. et Pleurotoma SubcO- ronata Bell. (Fig. 6.) Conclusions sur le Tortonien du bassin de Beiuș. Les depots tortoniens du bassin de Beiuș se sont sedimentes en un golfe, produit par l’affaissement d’une portion de la pârtie W du massif des Monts Apuseni, que la Mer Pan- nonienne repoussait entre les Monts du Codru et ceux de Pădurea Craiului. Ce golfe n’occupait qu’une petite pârtie (un quart environ) de l’actuel bassin neogene de Beiuș et avait â peu preș la forme d’un triangle equilateral, dont le sommet atteignait vers l’E la region du village de Roșia. Le soubassement per- mo mesozoîque de ce bassin etait surement peu profond et irregulier, presen- tant de nombreuses îles qui emergeaient ă la surface ou fort preș de celle-ci, donnant ainsi â ces algues rouges nommees Lithothamnium qui secretent du calcaire, la possibilite de se developper un peu partout. Ces algues atteignent leur apogee â une profondeur d’une trentaine de metres et ă une temperature de 200. C’est ainsi seulement que l’on peut expliquer le fait que dans tout le bassin le facies littoral detritique ou recifal (calcaires de Leitha) predomine, alors que le neritique (les marnes â Corbula gibba) doit etre regarde comme totalement secondaire, comme frequence. II est pourtant possible que les depots neritiques aient une bien plus grande frequence que celle connue actuellement, mais comme ils se trouvent â de plus grandes profondeurs que les depots neritiques, l’erosion n’a pas encore pu les mettre en evidence. En differentes regions, mais surtout â Forosâg, nous constatons que soit les vagues, soit les courants marins ont completement broye les depots orga- nogenes primaires, les transformant en gruss fin qui a ete depose ensuite sous forme de stratification torrentielle; ce gruss est peu cimente. De tels depots sont connus par d’autres regions de la Depression pannonienne, sous le nom de calcaires de Leitha secondaires. L’âge tortonien de ces depots est suffisamment determine par la riche faune qu’ils contiennent, identique aux nombreuses faunes du meme âge des bords de toute la Depression pannonienne et du bassin de 4 M Institutul Geologic al României X. tGRy LE BASSIN NEOG&NE DE BEIUȘ 147 Vienne ou, comme dans le bassin de Beiuș, le Tortonien se trouve de fașon transgressive au-dessus de formations bien plus anciennes. Certaines diffe- rcnces de faune par rapport â certaines regions â Tortonien classiquement developpe, consistent plutot dans la frequence de quelques formes, duc â l’influence du facies, mais ne modifient nullement le caractere general de la faune. Ainsi, en comparant la faune tortonienne du bassin etudie â la faune de Lăpugiu, (Banat), nous constatons que, dans cette derniere, ce sont les fossiles d’un facies neritique assez profond et meme bathyal qui predomi- nent, et cela est du au grand developpement des argiles correspondantes. Par contre, les analogies avec Ie Tortonien du Banat, decrit par Halavâts (1892, 1894), par Schafarzik (1898) et par Schreter (1909) et surtout avec le Tortonien du bassin de Bahna, decrit par Macovei (1909), sont absolu- ment evidentes. Le Tortonien etudie dans le present ouvrage ne contient pas moins de 21 especes communes â celles du bassin de Bahna. II presente pareillement de grandes analogies avec le Tortonien decrit par L. Strausz, des Monts de Mecsek, en Hongrie meridionale. L’epaisseur des depots tortoniens du bassin de Beiuș n’est pas exacte- ment connue, â cause de l’absence totale de sondages, mais elle ne peut guere avoir plus de quelques dizaines de metres et doit etre tres differente selon les regions, tant par suite du relief varie du soubassement, de leur epaisseur inițiale plus considerable au littoral qu’au large, qu’â cause de la grande erosion survenue â la fin du Sarmatien et pendant le Meotien. Nous devons donc admettre que, pendant ce temps, le fond du bassin n’a pas eu â supporter ce lent mouvement d’affaissement qui a fait que les depots tortoniens d’au- tres regions (comme dans le bassin de Vienne, par exemple) attcignent des epaisseurs de plusieurs centaines de metres. En resumant les facies sous lesquels lc Tortonien s’est depose dans le bassin de Beiuș, nous cn distinguons cinq qui, en general, se succedent â partir du rivage de la fașon suivante: 1. Le facies detritique littoral est forme de cailloux fins d’origine tres variee, mais surtout de quartz charrie par les rivieres. II presente habituelle- ment une structure torrentielle, et contient parfois aussi des restes de fossiles roules et remanies du Tortonien meme. 2. Le facies recifal n’est que rarement composd de recifs purs de Coraux, d’Ostreides, de Serpules ou de Bryozoaires; le plus souvent, il est represente par des recifs mclanges entre eux et contenant des nids d’Echinides (Cly- peaster, Sctutella, etc.), de Lithodomus, Panopea, etc. 3. Le facies recifal â Lithothamnium. Ces algues calcaires se trouvent en grande quantite sous forme de concretions spheriques â diametre mesurant jusqu’â un decimetre, soit dans des recifs purs, soit melanges de cailloux torrentiels, soit dans les marnes blanches â Foraminiferes. 10* 148 MIRCEA PAUCĂ 4. Le facies des marnes blanches â Foraminiferes contient aussi du de- tritus de Lithothamnium, des fragments d’Echinides et de Mollusques, le tout presentant une structure torrentielle. 5. Le facies de marnes violettes possede une riche faune de Foramini- feres et de nombreux Corbula gihba et Isocardia cor, plus rarement Șerpuia, Turritella et Pleurotoma. B) LE SARMATIEN A la fin du Tortonien, â la suite d’une phase de plissements alpins qui a atteint le SE de l’Europe et l’Asie-Mineure, la vaste mer interieure qui occupait entierement les Depressions pannonienne et pontocaspienne, de Vienne au lac d’Aral, se separe en Europe centrale et en Europe orien- tale, au detriment de la Mediterranee existant alors. Cette mer n’etait pas unitaire mais, des son origine, etait separee par des chaînes de montag- nes en trois bassins distincts, plus ou moins relies entre eux et ayant en quelque sorte evolue differemment. Les trois bassins etaient: le panno- nien, le pontien (le principal) et le caspien. On ne connaît pas encore de faqon precise la region par laquelle communiquaient les bassins pannonien et pontien au temps du Sarmatien inferieur, mais selon toutes proba- bilites, cette liaison a du s’effectuer par la region des Portes de Fer du Da- nube. Pendant le Sarmatien moyen, cette communication cesse et la De- pression pannonienne commence â evoluer independamment des autres. Les nombreuses rivieres qui se jetaient dans cette mer interieure, nommee Mer Sarmatienne, ont progressivement adouci ses eaux devenues saumâtres, et comme consequence de cet adoucissement, le niveau de la Mer Sarma- tienne s’eleyait, depassant partout dans le bassin pontocaspien les limites des depots marins du Tortonien. Dans la Depression pannonienne, ilsemble que cette elevation de niveau n’a pas eu lieu, et meme que quelques mouvements negatifs se seraient produits. Au commencement du Sarmatien, la bordure W des Monts Apuseni a souffert de nouveaux mouvements d’af- faissement, grâce auxquels les eaux du golfe sarmatien du bassin de Beiuș ont avance davantage vers l’E, â l’interieur des Monts Apuseni. En tenant compte de ce que, dans l’entiere Depression pannonienne, le Sarmatien se presente des l’origine, en regression, nous arrivons â la conclusion que pen- dant le Neogene, le massif des Monts Apuseni a souffert un lent mouve- ment de bascule, c’est-ă-dire de descente â l’W et de exhaussement â E (M. Paucă et M. Ilie). La difference d’altitude â laquelle se trouvent â present les depots sarmatiens du bassin de Beiuș (350 m) et de la bordure E de Mdnts Apuseni (950 m) pourrait s’expliquer aussi par l’af- faissement souffert par la bordure W des Monts Apuseni au temps du Plio- c^ne inferieur. M Institutul Geological României 16 R/ LE BASSIN NIiOGfiNE DE BEIUȘ 149 Lesdep6tssarmatiens.de meme que ceux du Tortonien, se sont conserves dans le bassin de Beiuș, uniquement sous forme d’îlots, mais sur des sur- faces un peu plus etendues; contrairement â ces derniers qui sont assez bien developpes, meme â l’interieur du bassin, les depots sarmatiens se rencontrent plutot vers ses bords, ou ils sont directement ' transgressifs par- dessus les roches du soubassement, alors qu’â l’interieur du bassin, ils ont ete erodes pendant la periode continentale du Sarmatien superieur et du Meotien. De faqon generale, nous pouvons distinguer dans le Sarmatien de meme que dans le Tortonien, quatre facies petrographiques et paleonto- logiques; â savoir: â la base, dans la zone littorale un facies calcaire, par endroit meme recital ou compose de calcaires recristallises, tres riche en fossiles; au-dessus des conglomerats; au facies calcaire correspondent, dans la region neritique des marnes, plus pauvres en fossiles et, aux conglomerats, des sables. 1. Le Sarmatien sur la rive gauche du Criș Negru. Dans cette region qui s’etend vers l’W du village de Finiș jusqu’â l’endroit nomme Săcădate (cote 293 au S de la garc Uileac) comme du reste dans tonte la region du S et du SE de l’îlot permo-triasique entre les villages de Vintir et de Răbăgani, le Sarmatien rcpose directement sur les formations permo-mesozoîques des Monts du Codru. Le Sarmatien de cette region est developpe sous un facies de calcaires oolithiques ou recifaux (â Ostrea) contenant de nombreux fossiles (Cerithium, Cardium, Tapes, Trochus, etc.). Dans le Sarmatien de cette region, les marnes sont totalement absentes;en un seul point, sur le ruisseau denomme Valea Mare au S du village de Șuncuiș, sous les bancs horizontaux de calcaires â Car- diacees, se trouvent aussi des sables â structure torrentielle, charries par ce ruisseau qui existait deja au temps du Sarmatien. A la gauche du Criș Negru, et commențant au village de Finiș vers l’W, on trouve les quelques petits îlots de Sarmatien suivants: sur les deux rives de la Valea Cădărescu, aux cotes 202 et 248 (sommet Glincoi) â l’W du village de Finiș, au NNW de la cote 202, â gauche de la Valea Cădărescu, sur les deux rives de la Valea Gruiețului, (cote 245, Țarina) au N du village de Finiș, sur les deux rives de la Valea Mare, commenșant â 500 m. environ au S du vil- lage de Șuncuiș, et quatre autres îlots ayant une superficie d’un km. environ, â l’W du ruisseau Valea Mare aux cotes 293 et 277, sur la crete de Bălaș et au N de la cote 283 (Săcădate). L’existence du Sarmatien de cette region a ete signalee pour la premiere fois par J. Petho. 2. Le Sarmatien sur la rive droite du Criș Negru. Ici, comme dans la region precedente, le Sarmatien etant situe de fațon transgressive sur le cadre permo-mesozoîque du bassin, et etant sedimente dans une mer peu Institutul Geological României 150 MIRCEA PAUCA profonde, est surtout devcloppe sous forme de calcaires, ordinairement ooli- thiques qui contiennent de nombreux moulages internes ou des empreintes fossiles. Le Sarmatien, ici, n’est represente que rarement par des calcaires conglomeratiques ou meme par des conglomerats, des greș ou des marnes fossiliferes. J’ai constate qu’il y a dans cette region, allant d’E en W, les ii îlots sui- vants— petits ou grands — dont la plupart ont dejă ete sommairement decrits par Petho, en 1896: Un petit îlot de quelques milliers de metrcs carres, forme de bancs hori- zontaux de calcaires fossiliferes situes au-dessus des calcaires triasiques mo- Fig. 7. — Coupe entre les villages de Pietrani ct d’Ivăniș. Tr2. Trias moyen; PL, Pontien; T3, Tcrrase inferieure; -p 296, Piatra Pietranilor; S, Sarmatien inferieur; Q, Quatemaire inferieur. yens de Piatra Pietranilor (cote 296), dont la direction est N 400 W et plon- gent 320 NE. Lâ, sur le sentier qui monte de Valea Mare vers l’E et cotoie les jardins de l’extremite N de cet îlot de Sarmatien, j’ai trouve de nom- breux fragments d’Ostreides, provenant probablement d’un recif; et, dans les calcaires, on trouve de nombreuses Hydrobies et des Cardiacees. (Fig. 7). Un îlot d’une etendue approximative de 2 km carres est compris entre les villages d’Uileac et de Valani. Le Sarmatien de cet endroit est le plus com- plexe en tant que facies; il est forme de calcaires oolithiques et fossiliferes â la pârtie S, proche voisine de l’ancien rivage, et, plus au N, il est forme de marnes verdâtres â nombreux fossiles: Cardium (deux especes), Tapes gregaria Partsch, etc., tous â l’etat d’empreintes seulement. Ensuite deux petits îlots de quelques metres carres seulement, formes de calcaires â empreintes de Cardiacees et de Cerithes et de calcaires recifaux â Bryozoaires et Serpules, qui se trouvent â l’E de la cote 175, sur le ruisseau Lacul et sont superposes aux calcaires noirs du Trias moyen, orientes N 350 W et plongeant0 27 vers le NE. Un grand îlot depassant deux km. carres est compris entre les villages de Prisaca et de Plastin. Ici, le Sarmatien etant depose â une certaine distance du rivage, se presente sous le facies neritique; il est forme de marnes â nom- breux Foraminiferes. On y trouve cependant quelques rares Ostreides. Dans la region du groupe de maisons nomme « Florești», on trouve aussi des greș faiblement cimentes et les calcaires â Cardiacees propres au Sarmatien. Institutul Geological României LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ 151 II y a un îlot, d’une etendue de 3 km carres, â peu preș, entre les villages d’Uileac et d’Urviș, jusqu’â la Valea Giosanilor. Parendroit, sa base est formee de conglomerats â elements assez grossiers, provenant du Permo-mesozoîque et de l’eruptif des Monts du Codru. Ces conglomerats affleurent â l’extre- mite W du village d’Uileac et â la rive droite du Criș, sous la colline Holeț (â l’Ed’Urviș). Vers l’Wles conglomerats sont plus fins; leurepaisseurs’amincit et ils sont recouverts de calcaires oolithiques blancs ou rougeâtres, ou de calcaires conchyliferes â nombreuses empreintes de Cerithes, parmi lesquels predominent: Cerithium pictum Bast., et de Cardiacees, surtout Cardium irre- gulare Eichw. De la rive gauche de la Valea Giosanilor, â l’E du village d’Urviș, Petho cite en 1896, les fossiles suivants: Cerithium pictum Bast., Trochus podolicus Dub., Melanopsis impressa Krauss, Cardium obsoletum Eichw. et Solen sp. Deux autres îlots de Sarmatien se trouvent au niveau de l’extremite N du village d’Urviș, â droite de la Valea Giosanilor, â l’entree et â la sortie des gorges qu’il a decoupees dans les greș rouges du Permien superieur qui formaient une île dans la mer sarmatienne; ils apparaissent ici sur une etendue de preș d’un km2. Ces greș ont la position N 8o° W—500 NE et apparaissent aussi dans le cours inferieur de la Valea Cuților, paralleles â la bordure E du village d’Urviș. L’îlot situe â l’entreede la Valea Giosanilor dans lesgorges, a une etendue d’environ miile metres carres; il est forme de calcaires fossi- liferes; celui qui est situe â la sortie des gorges est represente par un mince banc de greș qui se trouve en bordure du chemin qui monte vers le village, et dans lequel on trouve des empreintes de Cardiacees. Au niveau de l’extremite S du village d’Urviș, le Sarmatien apparaît sous forme de deux îlots ayant une etendue d’environ 0,5 âikm2 chacun, â droite et â gauche du ruisseau Câmpul Mare, â l’E de ce village. L’îlot se trouvant â gauche de ce ruisseau, commence â partir du chemin principal du village, au S de l’egliseet sedirigevers le N sous forme d’une bande large de quelques metres seulement, sur une distance d’environ 1 km. II est forme de bancs de greș gris ou jaunâtres epais de 3-—4 decimetres, parfois friables, d’autres fois durs, qui alternent avec des horizons de marnes violettes. L’îlot de Sar- matien ă droite du ruisseau Câmpul Mare se trouve sur la bordure E de l’îlot de greș rouges du Permien superieur qui forme la colline de Bocșa (299 m); il est constitue par des argiles et des sables fossiliferes â fragments de bois carbonises â la base, et de calcaires, â sa pârtie superieure. Dans l’horizon inferieur, j’ai recueilli dans un petit ruisseau, preș de Ia route, Cerithium pictum Bast., C. disjunctumSow., Tapes gngana Partsch, Cardium obsoletum Eichw., Trochus quadristriatus Dub. et Trochus sp., fossiles cites en grande pârtie par Petho en 1896. La derniere apparition du Sarmatien sur la rive droite du Criș Negru se trouve au N de l’eglise de Sân Miclăuș, ou l’on voit dans le deblai de la voie Institutul Geologic al României igr/ ’52 M1RCEA PAUCĂ ferree des calcaires conglomeratiques et des calcaires recristallises de couleur jaune â riche faune de Foraminiferes, â empreintcs et moulages de Cerithium pictum Bast., C. disjunctum Sow. Lâ, le Sarmatien n’a une ctendue que de quelques centaines de m. c. et n’a encore ete mentionne dans aucune publi- cation. 3. Le Sarmatien situe sur la bordure S de l’îlot permo-triasique entre Vintir et Răbăgani. Dans cette region, le Sarmatien forme la bordure S des calcaires et des dolomies triasiques sur une etendue d’environ 3 km et sur une largeur d’environ 500 m. Au niveau de l’extremite S de cet îlot, le Sarmatien se prolonge vers le SSW, sur une distance de 9 km ă peu preș, sur les deux rives de la Valea Giosanilor, et sur son affluent qui coule du N de la cote 219. Au niveau du village de Plastin, le Sarmatien s’unit, sous les argiles du Pleistocene inferieur du N de la cote 302, au Sarmatien situe entre les villages de Plastin et de Bucium. Au point de contact avec les depots triasiques, le Sarmatien est forme de forts bancs de conglomerats grossiers, â materiei tres peu roule, cimentc par des calcaires â Cerithes. A une certaine distance des calcaires triasiques, le Sarmatien est forme de calcaires organogenes â riche faune de Foramini- feres, ă nombreux Cerithes, Cardiacees, Trochus celinae Andrz., Ervilia, Bryozoaires, des bancs d’Ostreides recifaux et des Hydrobies. Nous rencon- trons, intercales dans ces calcaires, des greș et des marnes blanchâtres. A gauche du chemin vicinal qui descend de la route Oradea-Beiuș, au niveau du village de Răbăgani, au SE du village de Forau, nous voyons sortir sous les calcaires et les conglomerats sarmatiens, un îlot de rocher forme de calcaires noirs ladiniens, les memes que ceux de l’îlot triasique situe â quel- ques centaines de metres plus au N. Pendant le Sarmatien, cet îlot, qui n’est recouvert que par les argiles rouges du Pleistocene inferieur, formait une île. Preș de I’eglise de Forău, le Sarmatien est developpe sous forme de bancs de calcaires blancs, dans la position N 6o° W—150 NNE et contient de nom- breuses empreintes et de moulages de Cardiacees et de Cerithes. 4. Le Sarmatien du NWde Răbăgani. Entre les villages de Răbăgani et de Bră- tiești, le Sarmatien n’occupe qu’une superficie de quelques km2; il repose soit sur les greș tortoniens, soit directement sur les calcaires triasiques moyens. Ici, le Sarmatien, decrit pour la premiere fois par Szontagh en 1893, a une base formee par un calcaire greseux â elements conglomeratiques, â nom- breux empreintes et moulages de Cerithium pictum Bast., au-dessus desquels reposent plusieurs bancs de conglomerats fins â elements formes de quartz, de calcaires, ou de dolomies triasiques, et quelques roches eruptives. Dans la carte de Bockh, le Sarmatien de cette region est marque șur LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ >53 toute la bordure NE de l’îlot permo-triasique entre Vintir et Răbăgani, comme continuant le Sarmatien sur le bord S de cet îlot. Toutefois, dans la region du SW de Răbăgani, je n’ai pu trouver aucune indication pouvant prouver l’existence de cet etage. 5. Le Sarmatien du N et de l’W du village de Căbești. Le Sarmatien, â cet endroit, se compose de quatre îlots. Deux d’entre eux — l’un de quelques di- zaines de m- et l’autre de quelques centaines de m2 — se trouvent â l’extremite N du village, des deux cotes du ruisseau Roșia, â la sortie des gorges â travers lesquelles il s’est fraye un passage dans les formations meso- zoîques des Monts de Pădurea Craiului. Ils sont formes de calcaires greseux â multiples empreintes de Tapes, Cardium, Cerithium et Trochus. Dans l’îlot qui est â droite du ruisseau, on trouve sous ces calcaires, quelques argiles vertes â Cerithes et d’ou en 1915, Szontagh cite, dans un banc de greș desagrege et transforme en sabie, les fossiles sui van ts: Cerithium pictum Bast., Trochus patulus Broc., Tr. podolicus Dub. (tres frequent), Tr. pictus Eichw., Trochus sp., Rissoa sp., Tapes gregaria Partsch, des Cardiacees, des Serpules et les Fo- raminiferes suivants: Polystomella crispa Lam. (frequent), P. cfr. regina, d’ORB., P. cfr. aculeata d’ORB., Polystomella sp. (sans epines) et Cornuspira sp. Le troisi^me îlot se trouve â la limite W du village, dans Valea Oșoiului. 11 occupe une superficie d’un km2 approximativement et se compose, â la base, de marnes vertes et de sables dans lesquels j’ai pu determiner une faune riche en: Cerithium pictum Bast., C. europaeum May, C. rubiginosum Eicnw., C. minutum Serr., C. nodosoplicatum Horn., Cardium vindobonense Partsch, Pleurotoma doderleini Horn., Ostrea gingensis Schloth. var. sarmatica Fuchs et Ostrea sp. Dans cet îlot, au fond de la vallee bifurquee au NW de la viciile eglise de Căbești, on trouve aussi de petites lentilles de lignites. La pârtie supe- rieure du Sarmatien de ce point est formee de calcaires et de conglomerats faiblement cimentes. Dans le calcaire conglomeratique de cette region, Szontagh cite en 1915, d’apres la determination de Schreter, un Foraminifere, Peneroplis pertusus Forskal, tellement frequent que Szontagh le denomme calcaire â Pene- roplis. Le quatrieme îlot de Sarmatien de cette region, est situe â l’W des pre- cedents, dans un ravin qui se dirige vers le SW et s’elargit dans une combe sans nom, â l’E du village de Goila. Ce Sarmatien a une etendue de quelques centaines de m2 et repose sur les conglomerats et les greș rouges du Per- mien superieur. et sur les porphyres quartziferes permiens moyens qui les accompagnent. Le Sarmatien, ici, est forme en majeure pârtie de marnes verdâtres con- tenant de nombreux fossiles â coquille tres fragile, tels que: Modiola navicula r Institutul Geologic al României >54 MIRCEA PAUCĂ Dub., Cardium latisulcatumMvNS'r., Tapes gregaria Partsch, Ervilia trigonula Sokol, des Foraminiferes, des Diatomees, (Synedra sp., Melosira sp.) et des empreintes de feuilles; dans un banc greseux, on trouve des Cerithes en quantite. 6. Le Sarmatien situe entre les villages de Lunca-Sprie et de Pomezău- Valani. Le Sarmatien de cette region est constitue par cinq îlots, dont l’un d’une etendue de quelques centaines de m2 forme uniquement de cal- caires, se trouve â droite du ruisseau Holod, au point ou celui-ci quitte l’etroite plaine alluvionnaire au niveau du village de Lunca-Sprie, pour entrer, sur une distance d’un km., dans les gorges qu’il a decoupees dans les calcaires du Trias moyen des Monts de Pădurea Craiului. Des quatre îlots situes â gauche du Holod, l’un d’eux, d’une etendue approximative de 4 km2 se trouve dans le soubassement du village de Lunca- Sprie et â I’E de ce dernier, dans tout le cours de la Valea Țiganului, de meme que dans la region de sources et au confluent de la Valea Zapoghii et de la Vida; Ia Valea Zapoghii, en son cours moyen, coule dans les calcaires et les greș de la formation de Gosau, contenant une riche faune d’Acteonelles et des recifs d’Hippurites. Ici, le Sarmatien est forme surtout de sables et de cailloux; dans le cours moyen de la Valea Țiganului, apparaissent, sous les greș, des marnes lamellees, noires et remplies d’une matiere charbonneuse finement divisee. On n’y trouve que rarement du charbon pur et alors c’est uniquement sous forme d’une couche d’un centimetre au plus d’epaisseur. J’ai recueilli dans les sables, sur la pente qui est â cote de l’eglise de Lunca-Sprie, â droite de la Valea Țiganului, les fossiles suivants: Tapes gregaria Partsch (tres frequent), Ervilia trigonula Sokol, Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., Trochus podolicus Dub., Hydrobia frauenfeldi Horn., Buccinum duplicatum Sow., et Cardium sp. Dans la Valea Zapoghii, â l’extremite S du village, j’ai recolte: Tapes gregaria Partsch, Cerithium pictum Bast., C. disjunctum Sow., C. rubiginosum Eichw., Buccinum dupli- catum Sow. et Ostrea sp. II n’est pas indifferent de remarquer que, dans cette derniere vallee, outre les nombreux fossiles sarmatiens, j’ai recueilli aussi un fragment de Conus sp., sans pourtant trouver le Tortonien in situ dans cette region. Le troisieme îlot de Sarmatien se trouve â gauche du Holod, â sa sortie des gorges de Lunca-Sprie, oii il debute sous forme de bande d’une largeur de une â plusieurs centaines de m, qui s’elargit vers le SE jusqu’â 1 km, s’etendant jusqu’â l’extremite S du village de Câmpani. Le Sarmatien est forme ici, de calcaires recristallises et de moulages de fossiles; il repose sur des calcaires mesozoîques. Sa superficie est d’environ 2 km2. Les deux autres îlots pareillement formes de calcaires, n’ont qu’une etendue de quelques centaines de m2 et se trouvent sur les greș rouges du Permien superieur, â l’extremite N du village de Valani. Institutul Geologic al României IGR/ LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 155 Szontagh considerait, aussi, en 1893, comme sarmatienne «l’argile de couleur grise-bleuâtre ă Ostracodes, affleurant le long de la voie ferree etroite du N et du NE de Dobrești», qui appartient cependant â la transition entre le Pontien et les sables du Pliocene superieur. Dans ces argiles (qui en realite sont des marnes), Szontagh a trouve de nombreux fossiles sarmatiens (Car- dium, Ervilia, Cerithium, Rissoa, des ecailles de poissons, etc.). En dehors des nombreux Ostracodes, des restes de poissons et des empreintes de plantes qui se trouvent dans les marnes pontiennes de cette region, ces argiles ne contiennent pas les fossiles sarmatiens cites par Szontagh. 7. Le Sarmatien situe entre les villages de Bucuroaia et de Calea Mare. C’est dans cette region que l’on trouve l’îlot le plus etendu et le plus com- pact de Sarmatien du bassin entier, dont les depots se presentent sous les facies les plus varies, depuis les conglomerats et les calcaires recifaux du littoral, jusqu’aux depots neritiques formes de marnes et d’argiles â nom- breux fossiles macroscopiques, â Foraminiferes et â Diatomees qui, en quelques regions, sont tellement abondantes qu’elles forment de veritables Diatomites. La superficie de cet îlot sarmatien est d’environ 30 km2. A l’E de Bucuroaia, le Sarmatien affleure sur une distance de 2,5 km, ă partir de l’extremite superieure de la Valea Satului, jusqu’â la cote 389, au S de l’eglise. Vers le N et vers l’E, il repose directement sur le soubassement permo-triasique des Monts dc Pădurea Craiului et se compose, â sa pârtie su- perieure, de conglomerats de plusieurs dizaines de metres d’epaisseur, dis- poses en bancs, sous lesquels se trouve une marne bleuâtre-jaunâtre, dans laquclle Szontagh cite en 1912: Cerithium pictum Bast., Melanopsis impressa Krauss, Tapes gregaria Partsch et des restes de plantes. A l’extremite S.de ce village, les conglomerats sarmatiens affleurent sur une etendue de quelques mâtres, lâ ou commence la Valea Bobii.' A l’ouest de Bucuroaia, le Sarmatien affleure dans le cours superieur de la Valea Baciului, sur une longueur de 3 km. environ; il est represente par les memes conglomerats â sa pârtie superieure, sous lesquels se trouvent quelques calcaires fossiliferes, et par des marnes dans lesquelles Szontagh, en 1912, determina de nombreuses especes de Cerithes, Trochus, Mactra et Melanopsis. Au niveau de l’extremite S du village, preș du grand coude que forme la Valea Baciului, j’ai recueilli dans les champs une riche faune sarmatienne: Cerithium bidentatum Dfr., C. disjunctum Sow., C. pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., Tapes gregaria Partsch, Melanopsis impressa Krauss, Murex sublavatus Bast., Trochus quadristriatus Dub., Trochus sp., Cardium plicatus Eichw., C. vindobonense Partsch., et Buccinum duplicatum Sow., faune melangee de formes tortoniennes (Cardita sp., Isocardia sp., Arca diluvii Lam., etc.), surement remaniee de l’îlot de Tortonien du N de ce point. Institutul Geological României MIRCEA PAUCĂ ■5& Au bas de’ce coude, preș du moulin se trouvant au confluent de la vallee qui debouche de la direction N, de l’îlot de Tortonien, sur une pente de la rive gauche du Baciu, j’ai recueilli Ies fossiles sarmatiens suivants: Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., C. disjunctum Sow., Tapes gregaria Partsch, Cardium plicatum Eichw., C. vindobonense Partsch, Melanopsis cfr. sturi Fuchs, et Ostrea sp. Exception faite des Ostreides, l’etat de con- servation de ces fossiles laisse beaucoup â desirer, car les sables formant un horizon aquifere, les fossiles ont ete completement leviges et sont devenus friables. Un peu plus au S de ce moulin, la vallee du Baciu quitte les depots sarma- tiens et entre dans Ies marnes pontiennes dans lesquelles le thalweg s’elargit brusquement. Une seule fois, au NE de la crete Culmea (284 m) le Sarmatien reparaît sous le Pontien â droite de la Valea Baciului, dans un affleurement de quelques metres. Dans les sables de cet endroit, j’ai recolte: Tapes gre- garia Partsch, Trochus pictus Eichw., Cardium plicatum Eichw., Modiola sp., sur les surfaces des intercalations argileuses se voient des restes de plantes (feuilles et algues). A l’W de la Valea Baciului, jusqu’â la Valea Cernișoarei, le Sarmatien se trouve en continuite de sedimentation au-dessus du Tortonien ; il est represente â la base par des marnes ou des calcaires, au-dessus desqucls se trouvent les memes conglomerats que dans le voisinage du village de Bucu- roaia et qui affleurent visiblement â la cote 363 (Osoiul Pietricelei). Dans toute cette region, le Sarmatien n’est recouvert qu’en quelques points par les argiles rougeâtres du Pleistocene inferieur; le Pliocene forme la bordure S de cette îlot. Dans la Valea Poienii, â l’E de Tașad, dans Ies marnes et les sables qui font la transition du Sarmatien au Tortonien, se trouvent aussi des cendres andesitiques qui contiennent de nombreuses Diatomees (Synedra sp.). Dans la Valea Cernișoarei, le Sarmatien se trouve de meme au-dessus des calcaires tortoniens, â partir de l’extremite NE de Tașad, oîi il est deve- loppe, â sa base, sous forme de calcaires, et de conglomerats â sa pârtie su- perieure; il s’etend vers Ie S jusqu’â proximite du village de Stracoș. Dans les calcaires de cet endroit qui, â leur pârtie inferieure, se developpent insen- siblement sur les calcaires tortoniens, j’ai determine une riche faune de Fo- raminiferes: Globigerina bulloides d’ORB., Textularia concava Karr., Trun- catulina boueana d’ORB., etc., et de nombreux empreintes et moulages de Modiola navicula Dub., et de Tapes gregaria Partsch. Plus au S, apres une legere interruption provenant d’une bande de Pon- tien, le Sarmatien recommence au niveau du village de Stracoș, sur les deux rives de la Valea Cernișoarei et continue jusqu’au niveau du village de Drăgești, â partir duquel il ne suit plus que la rive gauche de la vallee, jusqu’â l’ex- tremite S de ce village. Dans le Sarmatien du S de Stracoș, qui a ete depose â une \ Institutul Geologic al României LE BASSIN NIÎOGENE DE BEIUȘ 157 plus grande distance du rivage, on peut distinguer deux facies, et notamment l’un inferieur, marneux, et l’autre, superieur, sableux. Tous deux contiennent de nombreux fossiles, parmi lesquels ceux de l’horizon superieur sont alloch- tones, car ils accompagnent des tufs dacitiques remanies du Tortonien. Sur la pente qui devale de la cote 284 (Culmea) vers l’E de Drăgești, j’ai determine Ies fossiles suivants: Cardium protractum Eichw., C. plicatum Eichw., Bidla lajonkaireana Bast., Rissoa angulata Eichw., Cerithium biden- tatum Dfr., Buccinum duplicatum Sow., Eruilia podolica Eichw., et de nom- breuses empreintes de feuilles de plantes. A partir de Stracoș, le Sarmatien s’etend vers l’W et le NW sur les Val- lees Cădărescu et Podelei, et sur la pente de l’extremite N de Drăgești; en- suite, passant la ligne de partage des eaux de cette vallee, le Sarmatien continue encore vers l’W, dans la region du village de Decănești. Dans le cours superieur de la Valea Podelei, le Sarmatien est forme de deux horizons typiques pour la region littorale, c’est-â-dire â la base, de calcaires oolithiques â nombreuses empreintes de fossiles, ou de calcaires recristallises, et de conglomerats â sa pârtie superieure. Dans le fond de cette vallee, immediatement au N de la cote 228, aupres de Tașad, dans les cal- caires et les conglomerats sarmatiens, on remarque les traces d’une erosion prepontienne, dans lesquclles se trouvent des poches de marnes blanches du Pontien. Dans la Valea Cădărești, tout le Sarmatien est developpe sous le facies neritique, n’etant forme que de sables et d’argiles. Vers le milieu de cette vallee, sur la rive droite, il y a de nombreux affleurements dans les sables et les cailloux fins, parmi lesquels j’ai recueilli la faune suivante: Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., C. pygmaeum Phil., Buccinum dupli- catum Sow., Rissoa angulata Eichw., R. inflata Andrz., Hydrobia frauenfeldi Horn., H. ventrosa Mont., Pleurotoma clathrata Marc de Serr., Trochus celinae Andrz., Lucina dujardini Desh., et Ervilia trigonula Sokol. J’ai recuilli de meme une faune identique dans les argiles et les sables de la bordure W de Stracoș. Dans la combe au N de Drăgești, la faune sar- matienne se trouve en assez mauvais etat de conservation et se compose de Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., Buccinum duplicatum Sow., etc. A l’W de la gare de Drăgești, dans les nombreux affluents qui descendent de Decănești dans la Valea Hodișelul, le Sarmatien a sa base representee par des marnes violettes-bleuâtres ă nombreux Foraminiferes, â Cardiacees et â ecailles de poissons (surtout de Clupeides) parmi lesquelles on trouve plusieurs horizons d’une epaisseur allant jusqu’â deux decimetres, de schistes marneux blancs â Diatomees (diatomites). Au-dessus de cette alternance de marnes â Diatomees se trouve une alternance de marnes â sables fins et ensuite de sables â menus cailloux parmi lesquels j’ai determine, dans un ■A Institutul Geological României 16 R> MIRCEA PAUCĂ ■58 ravin â quelques centaines de metres â l’W de la gare de Drăgești (â l’E de la cote 320), la faune suivante: Murex sublavatus Bast., Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., C. nodosoplicatum Horn., C. pygmaeum Phill., Pleurotoma doderleini Horn., Bulla lajonkaireana Bast., Rissoa inflata Andrz., Neritina grateloupana Fer., Cardium obsoletum Eichw., Buccimm duplicatum Sow., Tapes gregaria Partsch, Ervilia podolica Eichw. et E. tri- gonula Sokol. On retrouve ensuite le Sarmatien dans le soubassement du village de Dc- cănești, ou il est pareillement developpe sous forme de marnes â la base et de sables â faibles intercalations marneuses â la pârtie superieure. Des sables du puits nouvellement creuse a l’extremite NW de ce village, j’ai determine les fossiles suivants: Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., C. pyg- maeum Phill., C. bidentatum Dfr., Hydrobia ventrosa (Montf.), Rissoa in- jlata Andrz., R. angulata Eichw., Buccinum duplicatum Sow., Trochus celinae Andrz., Pleurotoma doderleini Horn., Neritina picta Fer., Bulla lajonkaireana Bast., Ervilia podolica Eichw., et un crabe, probablement Portunus sp. Au N de Decănești, le Sarmatien s’etend jusqu’â proximite de la halte de Tașad; il est represente par des marnes contenant de rares Ostracodes (Cypris sp.) et de nombreuses petites valves COstrea qui pourraient etre COstrea cochlear Poli, mais qui, de toute fațon, ne se distinguent pas trop de celles du Tortonien de l’extremite SW de Tașad. La base des argiles sarma- tiennes de la region du NNE de Decănești pourrait representer la transition du Tortonien au Sarmatien. Elles appartiendraient plutot â ce dernier etage, etant donne qu’elles ne contiennent pas la moindre trace de Corbula gibba, fossile caracteristique du Tortonien de facies neritique du bassin de Beiuș. Toutefois Szontagh attribuait, en 1895, «les argiles grises-bleuâtres â Fora- miniferes et â micro-faune », c’est-â-dire la base du Sarmatien de Decănești, au second etage Mediterraneen et considerat comme sarmatiens, uniquement les sables du dessus. Ici, le facies greseux et conglomeratique du Sarmatien continue vers le N, jusqu’au cours superieur de la Valea Negră â l’W de Ta- șad, ou il n’apparaît qu’en blocs isoles; il continue de meme sur le cours superieur de la Valea Birtii, au N de la foret de Dumbrava, lâ oii le Sarma- tien apparaît sur une distance de quelque deux km. sous forme de bancs de calcaires et de conglomerats fortement consolides. Dans la region au NW de Decănești, le Sarmatien affleure dans les deux ruis- seaux de l’E et de l’W du village de Calea Mare; il s’etend vers le N jusqu’aux formations permo-mesozoîques de la Dumbrava et depasse la voie ferree Oradea-Vașcău, au fond de Valea Birtii et Valea Neagră, ob il est recouvert par les sables du Pliocene superieur et par les marnes pontiennes. Dans la region de Calea Mare, le Sarmatien est represente par des argiles contenant une petite quantite COstrea sp., de Cerithium pictum Bast., de Pleurotoma sp., etc. A Institutul Geologic al României k iGRy LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ 159 A la pârtie W de Calea Mare, les marnes blanches â Diatomees forment une lentille epaisse de plusieurs metres, dans lesquelles j’ai determine les Diatomees suivantes: Meridion circulare C. Agardh., Melosira spiralis (Ehr.) et Synedra acuș Ehr., ensuite des Ostracodes, des empreintes de petits bi- valves et de feuilles de plantes. L’affleurement le plus â l’W de ce grand îlot de Sarmatien se trouve au fond de la Valea Ungurului, â l’W de Calea Mare, vallee dont l’origine est â quelques centaines de metres au S de la gare de Giepiș. Le Sarmatien y est forme d’une alternance de schistes marneux blancs (diatomites) et de schistes marneux verts ayant â leur surface de nom- breuses rosettes de gypse. Dans ces schistes marneux verdâtres, on recon- naît au microscope une matiâre vitreuse volcanique, en grande quantite. Le gisement de diatomite de cette region, de meme que celui du bassin de Brașov, recemment decrit par M. D. Preda, se trouve donc developpe en liaison avec des intercalations volcaniques. Ce qui caracterise la flore de Diatomees du bassin de Beiuș, est que celles-ci sont representees par peu d’especes, ayant un grand nombre d’individus. On connaît encore des schistes â Diatomees sarmatiens dans Ie bassin de Croație et dans la region comprise entre le Bug et le Dniepr, en Russie. Szontagh cite aussi, en 1897, un affleurement de Sarmatien conglome- ratique et fossilifere, encore plus â l’W de Valea Ungurului; notamment sur la Valea Palincăriei, â l’E de Mierlău. Je n’ai pu toutefois constater l’existence du Sarmatien dans cette region. 8. Le Sarmatien de l’extremite N de Tașad. Dans le voisinage du Torto- nien, sur la Valea de Boncani, affluent de la Valea Mare, se trouvent aussi deux îlots de Sarmatien, jamais mentionnes jusqu’â nous. L’un a une etendue de quelques dizaines de metres carres et est situe â la gauche de cette vallee; l’autre, s’etendant sur plusieurs km. carres, se trouve sur les deux rives de la vallee, jusqu’au point ou cette derniere entrant dans le Pliocene, est accom- pagnee d’une large plaine alluvionnaire. Le Sarmatien de cette region est forme de calcaires oolithiques contenant quelques empreintes et moulages de Cardiacees et de Cerithes. II represente donc l’horizon inferieur du facies littoraL Au-dessus des calcaires et sous les marnes pontiennes, de fațon dis- cordante, se trouvent aussi quelques cailloux appartenant â l’horizon supe- rieur du Sarmatien littoral, restes de l’erosion du Sarmatien superieur et du Meotien. 9. Le Sarmatien dans la region du village de Cotiglet. A l’extremite N de ce village, sur la Valea Bobii et Valea Satului, â la pârtie inferieure des mar- nes pontiennes, apparaissent de nombreux blocs de conglomerats sarmatiens sous forme deklippes, disposes en bancs orientes NNW et en pendage de quel- ques degres vers le SSW. Ces klippes representent aussi les traces d’un relief prepontien, entierement enfoui par la transgression du Pontien. i6o MIRCEA PAUCĂ Conclusions concernant le Sarmatien du bassin de Beiuș. Comme il ressort des descriptions locales et des coupes donnees, nous constatons, pour le Sar- matien comme pour le Tortonien, l’existence de deux facies: â la base, un facies littoral calcaire qui se developpe parfois insensiblement des calcaires recifaux tortoniens, et un facies neritique, en general marneux, qui se deve- loppe â son tour du facies correspondant du Tortonien. Au-dessus de ces roches, on trouve des conglomerats, dans la region littorale et des cail- loux fins et des sables dans la region neritique, deposes fort probable- ment, pendant le Sarmatien moyen, au debut du retrăit des eaux vers l’in- terieur du bassin. Le Sarmatien du bassin de Beiuș ne presente donc pas la grande variete de facies du Tortonien. Le caractere transgressif du Sarmatien apparaît de tous cotes, sur les bords du bassin ou la limite de ses depots de- passe toujours celle des depots tortoniens, de sorte qu’ici le Sarmatien repose sur les roches permo-mesozoîques du cadre du bassin. Toutefois la superficie occupee par les eaux du bassin pendant le Sarmatien, ne depassait pas de beaucoup celle qui etait occupee au temps de l’etage precedent. Le bassin n’avait que trâs peu avance vers l’E, entre les Monts de Pădurea Craiului et les Monts du Codru jusqu’au niveau de la viile de Beiuș; il avait conquis en echange une vaste region dans la pârtie N des Monts du Codru, situee au S de l’îlot permo-triasique entre Vintir et Răbăgani, jusqu’au S du cours du Criș Negru, entre les villages de Pietrani et de Șoimi. L’âge des depots sarmatiens du bassin de Beiuș, comme du reste celui de tous les depots sarmatiens des bords de l’entiere Depression pannonienne, a ete tres discute, il y a quelques dizaines d’annees, par les geologues autri- chiens et hongrois, et cela, parce que le Sarmatien ne s’y trouve pas entiâ- rement represente, comme dans les bassins pontien et caspien. Ce que l’on peut afirmer sans hesitation possible, contrairement aux recentes assertions des geologues hongrois (Schreter, Lorenthey, etc.) qui, apres avoir d’abord admis pour le bassin pannonien aussi, une periode d’erosion continentale prepontienne comme dans le bassin de Vienne, reviennent ulterieurement sur leurs affirmations et admettent une continuite de sedimentation entre le Sarmatien et le Pliocene, ce que l’on peut affirmer, dis-je, c’est uniquement qu’il existe une grande lacune de sedimentation pendant laquelle le bassin de Beiuș a ete completement vide de ses eaux et soumis â une puissante ero- sion qui a enleve la majeure pârtie des depots sarmatiens, au moins jusqu’â la limite actuelle entre le Pliocene du bassin et le Pleistocene de la Plaine pannonienne. Cela ressort clairement des coupes faites au NW du village de Râpa et â l’W du village de Calea Mare, dans lesquelles les sables du Plio- cene superieur reposent directement sur les marnes â Corbula gibba et sur le calcaire de Leitha. De nombreuses coupes nous font voir aussi que les depots du Pliocene ont trouve â leur retour, un relief tres varie qui a ete en- tierement enfoui, mais dans ce Pliocene — nous le vcrrons plus loin — on Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 161 ne retrouve pas les quatre etages du Pliocene de l’exterieur de l’arc carpa- tique (voir fig. 2, pag. 8 ; fig. 3, pag. 9 ; fig. 4, pag. 9 ; fig. 5, pag. 11 ; fig. 6, pag. :6, etc). Schreter, revisant il y a une vingtaine d’annees (1912) toute la faune sarmatienne de l’ancienne Hongrie, et la comparant aux trois horizons etablis par Sinzow et Andrussow dans le Sarmatien du S de la Russie, en arrive â la conclusion que, dans le Sarmatien du bassin pannonien, de meme que dans celui du bassin transylvain, il n’y a que l’horizon inferieur des geologues russes qui soit represente, et nommement le Volhynien (couches â Ervilia) carac- terise entre autres par l’ensemble suivant de fossiles: Ervilia podolica Eichw., Cardium plicatum Eichw., C. latisulcatum Munst., C. protractum Eichw., Tapes gregaria Partsch, Cerithium pictum Bast., C. rubiginosum Eichw., C. disjunctum Sow., Pleurotoma doderleini Horn., Murex sublavatus Bast., Neritina picta Fer., Rissoa inflata Andrz., R. angulata Eichw. Tous ces fossiles se trouvent aussi tres frequemment dans le Sarmatien du bassin de Beiuș. En dehors de ceux-ci, on trouve encore des especes qui viennent du Tortonien: Lucina dujardini Desh., Ervilia trigonula Sokol, etc. Panni les fossiles consideres par les auteurs russes comme etant communs au Sarmatien inferieur et au moyen, l’on trouve dans le bassin de Beiuș les suivants: Buccinum duplicatum Sow., Modiola volhynica Eichw., Bulla lajon- kaireana Bast., Trochus podolicus Dub., et Tr. pictus Eichw. De l’ensemble de fossiles consideres par les auteurs russes comme carac- teristiques du Sarmatien moyen seul, ou du superieur seul, l’on ne trouve aucune espece dans le bassin de Beiuș; Schreter affirme qu’ils manquent dans toute la Depression pannonienne. II en resulte que dans le Sarmatien du bassin de Beiuș, comme dans l’entiere Depression pannonienne, seul l’horizon inferieur, c’est-â-dire le Volhynien de l’exterieur des Carpates est represente. II est digne de remarque, que le genre Mactra qui est caracte- ristique pour le Sarmatien moyen et superieur de l’exterieur des Carpates fait defaut dans le Sarmatien du bassin de Beiuș. Ce genre n’a ete cite qu’une seule fois par Szontagh, en 1912, aux environs de Bucuroaia. Toutefois, personnellement, je n’ai trouve aucun reste pouvant etre attribue â ce genre. Apres la sediinentation du Volhynien, le bassin pannonien se separa du reste de la Mer Sarmatienne et commenșa dorenavant une evolution inde- pendante de celle des bassins pontien et caspien. Dans l’intervalle ecoule entre le Sarmatien moyen et le Pontien, les eaux de ce bassin y occupaient certaine- ment au milieu une petite superficie que nous ne connaissons pas encore; la faune sarmatienne s’y refugiant, a souffert une evolution differente de celle de la faune sarmatienne du bassin pontocaspien. C’est â cette evolution inde- pendante, dans des bassins separes, qu’est du le caractere different des fau- nes pliocenes de l’exterieur et de l’interieur de Parc carpatique. Ainsi les 11 Institutul Geologic al României X (GR.-' 162 MIRCEA PAUCĂ Melanopsides de la serie polymorphe Melanopsis impressa-fossilis-vindobonensis sont caracteristiques du Pliocene pannonien et on ne les trouve pas dans les bassins pontien et caspien. Le debut de la periode continentale, qui a suivi sur les bords de la De- pression pannonienne apres que se furent deposes les calcaires et les marnes du Sarmatien inferieur, est marque par les conglomerats et les greș ă fossiles remanies du Volhynien; ceux-ci se trouvent sur les bords du bassin, au- dessus du Sarmatien inferieur, soit sous forme de bancs bien stratifies, soit presentant une structure torrentielle. Des conglomerats de cette espece, entre le Sarmatien et le Pontien, sont connus aussi aux environs de Budapest â Râkos et ă Kobânya. Apres la sedimentation de ces conglomerats d’âge sarmatien moyen, la periode continentale se maintenant pendant un temps assez prolonge, et le niveau de base du lac pannonien s’abaissant continuelle- ment, l’erosion commenqa ă attaquer d’abord les conglomerats â peine de- poses, ensuite, le Sarmatien inferieur, et en certains points le Tortonien meme, decouvrant le soubassement du bassin et creant un relief fort varie, completement enfoui ensuite par la transgression du Pontien. C) LE PL1OCÎCNE Apres une longue periode continentale postvolhynienne, le bassin de Beiuș est envahi par les eaux du Pliocene qui, venant de la Depression pan- nonienne, non seulement recouvrirent la pârtie du bassin anterieurement occupee par le Sarmatien, mais s’etendirent vers le SE de Beiuș, depassant Vașcău, et entrant dans le bassin d’erosion de Roșia, creuse dans les marnes et les greș â Inocerames du Senonien. Vers le S elles recouvraient une bonne pârtie de la bordure N des Monts du Codru, depassant la vallee du Criș Negru. C’est â cette epoque que les eaux de la Depression pannonienne tout entiere atteignirent leur niveau le plus eleve de tout le Neogene. On doit considerer comme echouees les anciennes tentatives des geolo- gues autrichiens (M. Hornes, 1897) et les plus recentes des geologues hongrois (Lorenthey, 1903 et Schreter, 1912), qui tendaient â demontrer l’existence du Meotien, ou de couches de transition entre le Sarmatien et le Pliocene de la Depression pannonienne. En 1900, Hornes revient sur son opinion anterieure et, admettant l’existence d’une periode d’erosion prepontienne, il croit que la transgression du Pliocene a eu lieu pendant le Meotien meme. Le Pontien des bassins pontien et caspien est cependant surement represente dans la Depression pannonienne aussi et il est certain qu’â cette epoque, les deux bassins communiquaient; c’est â ce moment qu’a pu se faire aussi entre eux, un echange restreint de faune. L’on admet actuellement, de fașon definitive, cette periode d’erosion prepontienne pour le bassin de Vienne, tandis que pour le reste du bassin Institutul Geological României LE BASSIN NEOGfiNE DE BEIUȘ 163 pannonien, les avis des geologues hongrois sont encore partages. Halavâts (1911) et L. Loczy (1916), etudiant le Neogene des environs du lac Balaton, emettent l’opinion que le lac pannonien pliocene s’est forme par le simple adoucissement du lac sarmatien, sans rien rappeler des discussions ante- rieures concernant l’existence d’une erosion prepontienne. Schreter, apres avoir admis, en 1909, cette erosion prepontienne, revient lâ-dessus en 1912, et croit qu’il existe dans la Depression pannonienne une continuite de sedimentation entre le Sarmatien et le Pliocene, attribuant au Sarmatien moyen et supe- rieur une pârtie des depots du Pontien. Deperet, Lapparant et Brusina avaient deja ete d’avis que les couches â Congeries du Pliocene pannonien appartiendraient au Miocene. Toutefois, en ces derniers temps, la plupart des geologues hongrois considerent ces depots comme etant d’âge pliocene. La stratigraphie des sediments pliocenes de la Depression pannonienne, que l’on ne peut encore tenir comme definitivement etablie, a ete l’objet de discussions acharnees et de polemiques entre les geologues hongrois, specia- lement entre Halavâts et Lorenthey (1911), â l’occasion de leurs etudes sur les environs du lac Balaton, tant en ce qui concerne leur parallelisation, que leur denomination. Tous les geologues hongrois s’accordent sur le fait que le Pliocene de la Depression pannonienne comporte deux etages, dont le superieur est attribue au Levantin. Les discussions n’ont porte que sur l’etage inferieur. Lorenthey’’ se basant sur la grande difference entre le Pontien des bassins pontien et caspien et celui de facies pannonien, propose pour ce dernier la denomination d’etage pannonien, employee pour la premiere fois par Roth Telegd pour les couches â Congeries du bassin pannonien. D’apres Lorenthey, il faudrait entendre par faune pontienne, la faune proche parente de celle qui existe actuellement dans la Mer Noire, ce qui n’est nullement le cas pour la faune du Pontien du bassin pannonien; il perd de vue que ce n’est pas non plus le cas pour le Pontien du bassin pontocaspien. Halavâts est d’avis que la denomination d’etage pannonien ne peut plus etre employee pour le Pontien du bassin du Danube moyen, parce que, â la suite de la creation de l’etage Levantin par Neumayr en 1875, on entendait â un moment donne, par etage pannonien, uniquement les depots dont on ne savait pas precisement s’ils appartenaient au Pontien ou au Levantin; il maintient donc l’ancienne denomination d’etage pontien. Pour concilier les deux opinions, Loczy, dans sa monographie des en- virons du lac Balaton (1916) emploie, pour le Pontien du bassin pannonien, la denomination d’etage pannonien-pontien. Halavâts distingue dans le Pontien par lui etudie, les trois horizons sui- vants, qu’il considere comme etages: Le Pontien inferieur represente par un facies d’eau douce et caracterise par Melanopsis fossilis (Gmel.). ii* 164 MIRCEA PAUCĂ Le Pontien moyen, saumâtre et caracterise par Congeria ungula-caprae et C. balatonica. Le Pontien superieur represente per un facies saumâtre et par un facies d’eau douce. Lorenthey distingue deux etages pannoniens: l’inferieur et le superieur. Le premier, tres peu developpe, est caracterise par un ensemble de fossiles qui se trouvent aussi dans I’etage pannonien superieur. Ce dernier est forme par trois horizons, dont l’inferieur est le plus fossilifere; il contient de nom- breuses Congeries, Limnocardes et Melanopsides; le moyen est caracte- rise par Congeria ungula-caprae, et le superieur par Congeria triangularis et C. balatonica. Les horizons distingues par ces deux geologues dans le Pontien des en- virons du lac Balaton ne peuvent pas etre separes de meme maniere dans le bassin de Beiuș et il est fort possible que, de meme qu’en ce dernier, ils ne representent rien d’autre que des facies bathymetriques et de salinite diffc- rente du Pontien. Les depots du Pliocene inferieur de la Depression pannonienne representent une serie fort monotone par comparaison aux depots de meme âge du bassin pontocaspien dans lequel le Pliocene inferieur est represente par les etages du Meotien et du Pontien. Etant donne l’absence du Meotien dans la Depression pannonienne et l’equivalence du Levantin pannonien, ou cet etage a ete reconnu pour la premiere fois, avec le Pliocene superieur — c’est-â-dire avec le Dacien et le Levantin du bassin pontocaspien — il en resulte que, dans les depots du Pliocene inferieur de facies pannonien, seuls sont representes les depots correspondant au Pontien du bassin pontocaspien. Les depots pliocenes de facies pannonien ne sont pas seulement differents des correspondants du bassin pontocaspien, ils different aussi entre eux, et jusqu’â present, les geologues n’ont pas encore reussi â les equivaloir de fațon satisfaisante, car ils sont representes par des facies differents, tant au bord W de la Depression pannonienne (le bassin de Vienne y inclus), tant en Slovenie que sur le bord E de ce bassin, dans le Banat et la Crișana. C’est pour cela que Loczy proposait en 1916 l’emploi de la denomination « etage dacien-pon- tien » pour les sediments du Pontien sur le bord E de la Depression pannonienne et de Transylvanie; ensuite la denomination d’etage getique-pontien pour le Pontien de l’exterieur des Carpates, etc., et il demandait que la denomination d’etage pannonien-pontien s’appliquât seulement aux depots du bord W de la Depression pannonienne. De la sorte, d’apres Loczy, le nom d’un etage desi- gnerait, non seulement le facies, mais aussi la province dans laquelle il est developpe. Mais la proposition de Loczy n’a rencontre nulle adhesion. En ces dernieres annees, les discussions concernant la parallelisation des depots pliocenes de la Depression pannonienne ont ete reprises et ont fait l’objet de deux ouvrages iinportants de K. Krejci-Graf et de S. Gillet. Institutul Geologic al României IGR/ LE BASSIN NEOGfiNE DE BEIUȘ 165 Krejci est d’avis que les depots pliocenes de la Depression pannonienne sont representes par deux facies: â la base un facies saumâtre adouci, qu’il denomme «caspien» (pontien, selon l’ancienne nomenclature), par lequel sont representes les etages du Meotien et du Pontien. Le suivant, au-dessus, est le facies d’eau douce qu’il denomme «Levantin », caracterise par Vivi- para et Unio, par lequel est represente le reste du Pliocene, c’est-â-dire le Kimmerien, le Roumanien et le Slavonien de la nouvelle nomenclature in- troduite par Krejci pour les etages du Pliocene superieur. On ne connaît pas encore de fațon certaine la region dans laquelle a pris naissance la faune du facies caspien caracterisee par Congeria, Limnocardium, Valenciennesia, etc. mais, tres probablement, ce facies est d’origine orientale. Laskarew decrit des Congeries du Buglowien de Volhynie. Le maximum de developpement de ce facies se trouve dans le S de la Russie ou il s’est main- tenu pendant toute la duree du Pliocene et ou il se maintient encore en pârtie dans la Mer Caspienne. En n’importe quel cas, nous ne pouvons admettre l’opinion de Krejci qui soutient que la faune qui caracterise ce facies a pris naissance pendant le Meotien dans la Depression pannonienne, d’ou il serait passe dans le Pontien au-dessus des Carpates, dans les bassins pontien et caspien. Personne n’a encore cherche ă demontrer, et personne ne pourrait prouver que la faune â Congeria et â Valenciennesia du Pontien pannonien a evolue sur place de la faune sarmatienne. La periode continentale qui a eu lieu dans la Depression pannonienne entre le Volhynien et le Pontien a empeche la persistance des formes saumâtres, mais a favorise en echange le developpe- ment des Melanopsides qui, au retour des eaux pendant le Pontien, ont atteint leur maximum de variation. De tout les fossiles pontiens de la Depression pannonienne, il n’y a que les Limnocardiides qui pourraient, etre derivees sur place des Cardiacees sarmatiennes. II n’existe toutefois aucune etude sur cette question. Si la faune â Congeria et â Valenciennesia a reellement son origine dans le bassin pontocaspien, ou l’adoucissement des eaux s’est effectue bien plus lentement que dans le pannonien, nous pouvons affirmer qu’il n’existe pas dans la Depression pannonienne de depots pliocenes plus anciens que le Pontien, etant donne que la faune caracteristique du facies saumâtre adouci caspien aurait ete arretee â l’exterieur des Carpates par le facies saumâtre normal du Meotien. S. Gillet, â l’occasion de ses recherches cu les depots du Miocene superieur et du Pliocene inferieur du Banat et de la Transylvanie, depots qui se presentent sous le meme facies que dans la Depression pannonienne, est d’avis que dans ces deux provinces, le Sarmatien est represente par ses trois sous-etages, attribuant au Sarmatien moyen et superieur les depots â Congeria partschi, ornitopsis, czjzeki, â Melanopsis impressa, fossilis, vindobonensis, etc., tandis que les marnes ă Limnocardium lenzi et Congeria banatica represen- TORi-r Institutul Geologic al României \ 16 R/ 166 MIRCEA PAUCĂ teraient le Meotien. Ainsi Mile Gillet revient â des opinions precedcmment exposees par d’autres geologues. II resulte de ce qui a ete dit plus haut que le Pliocene du bassin de Beiuș est represente par deux etages: l’inferieur represente le Pontien, et le supe- rieur, forme plutot de sables et de cailloux â structure torrentielle, â rares fragments de fossiles remanies des etages precedents du Neogene, equivaut au Dacien et represente peut-etre aussi la base du Levantin. Dans Ie bassin de Beiuș, au temps du Levantin, une nouvelle periode continentale commence, puisque les argiles bigarrces du Pleistocene inferieur sont parfois deposees sur une surface d’erosion. Cette derniere n’etait pas trop prononcee parce que le niveau de base du lac pannonien pendant le Levantin n’etait pas encore suffisamment abaisse. Ce n’est que pendant le Pleistocene, apres que le Danube se fut creuse un passage par les Portes de Fer, que le lac pannonien, se vidant completement, et le niveau de base s’abaissant de quelques 200 metres, le relief actuel du bassin de Beiuș a pu se former. LE PONTIEN Le Pontien est l’etage qui occupe, avec le Pliocene superieur, la plus vaste etendue du bassin de Beiuș; on le rencontre partout â l’interieur du bassin, sur les versants ou dans les thalwegs des vallees les moins profonds. En ge- neral, sur les bords du bassin et dans des collines un peu elevees de l’inte- rieur, il est recouvert par les sables ou par les cailloux du Pliocene superieur, tandis que, sur le bord W du bassin, dans le voisinage de la Plaine panno- nienne, le Pliocene superieur recouvre entierement le Pontien. Le Pontien de la region etudiee est represente par trois facies: l’un, lit- toral, marneux, sableux ou meme conglomeratique, ayant une tres riche faune d’eau douce: Melanopsides, Neritines, Planorbes, Limnees, Unio, etc., melee ă des formes saumâtres: Congeries, Limnocardes, etc., qui forment ensemble de veritables faluns; le second facies est littoral, marneux et tour- beux, â traces de charbon et â fossiles d’eau douce (Planorbes); le troisieme est un facies neritique saumâtre, represente par des marnes gris-bleu â l’etat frais, et blanches par alteration, dans lesquelles la faune est plus pau- vre en especes et en individus et se compose de fossiles â coquille tres fine, tels que: Valenciennesia, des Congeries, des Limnocardes, en general menus et â cotes rapprochees, du type Limnocardium syrmiense (R. Horn.), des Ostra- codes, etc. De ces trois facies, les deux premiers occupent des superficies tres reduites par rapport au troisieme qui comble le bassin entier. Le lac pannonien presente donc â l’epoque du Pontien une grande ana- logie avec la Mer Noire actuelle dont les eaux littorales sont tres adoueies et dont le fond, â partir d’une profondeur de 200 metres environ, est occupe Institutul Geological României 16 R 7 LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 167 par des eaux saumâtres. Cette structure heterogene du lac pannonien a eu pour consequence l’existence de deux facies, l’un d’eau douce et l’autre sau- mâtre, consideres par certains auteurs comme ayant des âges differents. La coexistence dans le lac pannonien de formes d’eau douce (Melanopsis, etc.), et de formes saumâtres (Congeria, etc.), avait decide, il y a quelques annees, le geologue autrichien R. Hornes â admettre que le lac pannonien â cette epoque s’etait completement adouci et que les Congeries de ce bassin s’e- taient adaptees au regime d’eau douce, comme cela arrive de nos jours pour certaines Congeries. Le facies littoral du Pontien est developpe, sous forme de faluns, en quel- ques regions seulement qui devaient se trouver aux points ou d’anciens cours d’eau debouchaient dans le lac pannonien, ainsi qu’il ressort de l’abondance des Melanopsides et des Planorbes, Gasteropodes d’eau douce. Les principales regions ou les faluns sont bien developpes et contiennent une riche faune pontienne sont les huit suivantes, dont cinq n’etaient pas encore connues: 1. Le region situee au NW du village de Stracoș. Les faluns pontiens se trouvent dans cette region dans le cours inferieur de la Valea Peșterii qui prend naissance â l’extremite N du village dans les calcaires sarmatiens et dans le ravin denomm^ Măguța, affluents de droite et de gauche du ruis- seau de Cernișoara. Les faluns forment ici la base du Pontien et sont recou- verts par des marnes grises â Valenciennesia. Le Pontien de ces deux vallees a l’aspect d’une bande rectangulaire d’une longueur d’ 1 % km et d’une lar- geur de 700 metres environ, limitee au N, â l’W et au S par le Sarmatien; â l’E il est relie au Pontien situe au S du grand îlot sarmatien se trouvant entre les villages de Bucuroaia et de Calea Mare. Un second horizon de faluns moins riche en fossiles, se trouve au SE de Stracoș sous les sables qui forment la colline Culmea (284 m) â l’E de D răgești. J’ai determine dans cette region la faune suivante, encore inconnue jus- qu’ici: Melanopsis fossilis (Gmel.). » vindobonensis Fuchs. » sturi Fuchs. » pygmaea Partsch. » austriaca Handm. » scripta Fuchs. » bouei Fer. » brusinai Lor. » stricturata Brus. Pleurocera kochi Fuchs. Institutul Geological României IGRy 168 MIRCEA PAUCĂ Neritina sp. Congeria partschi Czjzek. » marcovici Brus. » subglobosa Partsch. » martonfii Lor. var. pseudo-auricularis Lor Limnocardium andrussowi Lor. d trifcovici Brus. Unio atavus Partsch. Planorbis (deux especes). En dehors de ces fossiles caracteristiques du Pontien de facies panno- nien, on trouve encore de nombreux fossiles remanies du Sarmatien inferieur ou du Tortonien comme: Cerithium pictum Bast., Ostrea sp., Turritella sp., fragments d’Echinodermes, etc. II est absolument certain qu’il s’agit d’un remaniement des fossiles miocenes pendant le Pliocene et non pas de formes relictes ou d’une transition entre ces deux etages, car presque toutes les formes remaniees presentent des traces de transport. En outre, les rap- ports stratigraphiques entre ces deux etages nous prouvent de fațon evidente l’existence d’une periode d’erosion prepontienne (Fig. 8). Dans cette region, le Pontien a ete sedimente dans l’estuaire d’une riviere, Fig. 8. — Coupe longitudinale dans le thaiweg de la riviere Cernișoara, au niveau du village de Stracoș. Sc, calcaires du Sarmatien inferieur; Sn, sables du Sar- matien inferieur; Pț. Pontien fossilifere. comme cela ressort de la coupe ci-jointe, du facies detritiquc gros- sier des sediments, de l’abondance des Melanopsides, fossiles carac- teristiques du facies d’eau douce et des nombreux fossiles sarmatiens roules. De meme qu’en d’autres points, oii les faluns pontiens sont bien de- veloppes, ici aussi les cavites inter- nes des individus adultes de Melan- opsis fossilis (Gmel.), M. vindobonensis Fuchs, des Congeries, etc., sont rem- plis de debris de coquilles, avec lesquels on trouve aussi de nombreuses especes de petits Planorbes, de jeunes individus de Congeries, des Lim- nocardiides, etc. Ce point fossilifere est mentionne egalement par Szontagh dans son rapport pour l’annee 1892, ou il ne parlc que de l’existence d’une riche faune â Melanopsides et â Congeries. 2. La region ă l’E du village de Pomezău-Valani. Les faluns de cette region sont moins developpes que dans le cas precedent; ils se trouvent dans la seconde vallee qui suit la direction NNW—SSE et parallelement â la route principale du village. Ici, en dehors des nombreux fossiles remanies du Sar- Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 169 matien, je n’ai determine que: Melanopsis impressa Krauss, M. i. var. carinatissima Sacco, M. fossilis (Gmel.), M. vindobonensis Fuchs, M. rarispina Lor., M. affinis Handm., Congeria partschi Czjzek, Congeria sp., Neritina sp., Limnocardium sp., etc. L’etat de conservation des fos- siles de ce point laisse beaucoup â desirer, et la substance qui les cimente est terreuse. Dans l’ensemble, ils donnent l’impression d’avoir ete rema- nies d’ailleurs. 3. La region au SWdu village de Căbești. Les faluns sont ici encore moins bien conserves que dans la region precedente; ils se trouvent dans le deblai du chemin qui part de l’cglise, â l’extremite N du village de Gurbedi. Ici, dans les sables jaunes, et dans les ravins â l’W de la cote 285, j’ai determine: Ceri- thium pictum Bast. et Ostrea sp. (remanies du Sarmatien), puis Melanopsis fossilis (Gmel.), Melanopsis vindobonensis Fuchs, et des fragments de Mela- nopsis sp., Neritina sp., Limnocardium sp. et Congeria sp. 4. La region au SE du village de Roșia. Sur le versant W de la collinc Cociul (345 m.), au S de l’eglise de Roșia, les sables et les cailloux du Pliocene superieur presentent de nombreux glissements diriges vers l’W, ă cause de l’horizon aquifere qui se forme au-dessus des marnes pontiennes. A la pârtie superieure de ces dernieres, il y a une alternance de marnes et de sables, dans lesquels j’ai recolte en qu intite: Melanopsis fossilis (Gmel.), Melanopsis vindobonensis Fuchs, Melanopsis boitei Fer., Limnocardium cfr. apertum (Munst.), Limno- cardium cfr. andrusowi Lor., Congeria aff. halavâtsi Brus., Congeria aff., zujovici Brus., des Planorbes, etc. 5. La region du NE du village de Poieni de Sus. Au confluent d’un ruisseau qui, venant du NE des Monts du Bihor, se verse dans le Criș Pietros â l’ex- tremite du village Poieni de Sus, les argiles et les sables du Pontien affleu- rent spus les argiles rou- geâtres â Bohnerz et les cailloux de la terrasse moyenne â gauche du Criș Pietros; ces argiles et ces sables contiennent plusieurs intercalations d’une epaisseur de quel- Fig. 9. — Coupe dans le Pliocene â l’Ouest du village de Poieni de Sus. Al, alluvions; Tm, terrasse moyenne; Plj, Pontien; Pl«, Pliocene superi- cur; Tr2. calcaires du Trias moyen. ques decimetres, fort riche en fossiles. C’est d’ici que Ott. Kadic re- cueillit en 1905 et cita, d’apres les determinations de Lorenthey, les fossiles pontiens suivants: Institutul Geological României . «3R > 17° MIRCEA PAUCĂ a) dans un horizon inferieur d’argiles sablcuses de couleur bleue : Melanopsis fossilis (Gmel.). » vindobonensis Fuchs. Planorbis verticilus Brus. Congeria subglobosa Partsch. » partschi Czjzek. » doderleini Brus. Limnocardium hantkeni (Fuchs). b) dans un horizon superieur forme de sables jaunes qui representent la pârtie superieure du Pontien : Melanopsis stricturata Brus. » textilis Handmann. » bouei Ferussac. » scripta Fuchs. » vindobonensis Fuchs. Orygoceras fuchsi Kittl. Prososthenia radicevici Brus. Congeria partschi Czjzek. » szigmondi Halav. » ramphophora Brus. » doderleini Brus. » mytiloides Brus. Limnocardium cfr. desertum Stol. En se guidant d’apres cette liste de fossiles, Kadic et Lorenthey con- siderent les depots du Pontien de cet endroit comme equivalant â ceux de Marcusevec (Croație) et Tinnye (Hongrie) c’est-ă-dire comme etant d’âge pannonien (pontien) inferieur. Cette affirmation faite par les deux geologues connaissant le inieux le Pliocene de facies pannonien, est tres importante en cc qui concerne l’âge et la parallelisation des depots pliocenes du bassin de Beiuș avec ceux de la Depression pannonienne. Elle montre que les plus anciens depots du Pontien de ce bassin ne sont pas plus nouveaux que ceux consideres comme tels â l’interieur de la Depression pannonienne et que, â leur retour, les eaux du Pontien ont occupe l’entiere Depression pendant peu de temps. La coupe faite â l’embouchure de ce ruisseau montre clai- rement que les faluns pontiens avec leur riche faune, la meme que celle d’au- tres points fossiliferes du bassin, representent un facies littoral du Pontien et sont intercales sous forme de lentilles â structure torrentielle dans les marnes â Valenciennesia. (Fig. 9). 6. La region du village de Lunca. A l’extremite S de ce village, sous les cail- loux de la terrasse moyenne, sous la cote 271 et dans le proche voisinage de Institutul Geologic al României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 171 la voie ferree, se trouvent des sables jaunâtres â nombreux Melanopsides, Congeries et Limnocardes mal conserves, qui ne se distinguent en rien de ceux deja determines dans les regions precedentes; ils representent la pârtie superieure du Pontien. 7. La region du village de Șoimi. Dans la vallee du Fieghiul qui se jette dans le Criș Negru, un peu au-dessus du village de Șoimi, â distance d’un km. du confluent, se trouve â gauche, sur une pente abrupte haute d’une quinzaine de metres, un bel affleurement de Pontien littoral. Dans cette vallee, le Pon- tien s’est depose en un golfe etroit et profond, creuse dans les conglomerats et les gris rouges du Permien superieur et s’est forme grâce â l’inondation du cours inferieur de l’embouchure de cette riviere, â la suite de la periode continentale prepontienne. Des depots de ce golfe, deux îlots se sont conserves jusqu’â nous, un petit situe â un km. du confluent; quelques centaines de metres plus au N, un autre plus grand prend naissance; il est forme de sables et de marnes blanchâtres contenant des Congeries et des Melanopsides en petite quantite. L’affleurement situe dans le voisinage du confluent a ete minutieusement decrit par Petho en 1896. II est constitue par une alternance de marnes sa- bleuses fossiliferes de couleur violette, contenant des traces de charbons, en leger pendage vers le NE, qui predominent â la pârtie inferieure, et de sables et de cailloux non fossiliferes qui predominent â la pârtie supe- rieure. La faune pontienne de cet affleurement differe en quelque sorte des faunes citees dans les autres regions du bassin de Beiuș. Le fossile le plus frequent ici, est Melanopsis sturi Fuchs, suivi de M. impressa Krauss, avec ses nombreuses varietes: M. i. var. monregalensis Sacco, M. i. var. bonellii Sism. et M. i. var. carinatissima Sacco. A remarquer l’absence totale des especes Melanopsis fossilis (Geml.) et M. vindobonensis Fuchs tres frequentes dans les autres localites; cela indiquerait qu’ici la faune pontienne a un ca- ractere plus ancien. Au nombre des fossiles rencontres ici: Cyclostomus sp. (amene de la terre ferme), Micromelania sp., Limnocardium sp., Cypris sp., etc. Petho cite en- core: Melanopsis bonei Fer. et M. avelana Fuchs, que je n’ai pu trouver, malgre maintes recherches. II se pourrait que Petho ait determine comme Melanopsis boitei, certaines varietes plus courtes de M. sturi Fuchs. De meme, le genre Congeria n’est pas represente ici par C. triangularis Partsch, telle que Petho l’a determine (â la fa 9011 dont cette espece etait consideree il y a quelques dizaines d’annees) mais bien par Congeria ornitopsis Brus., dont quelques varietes se rapprochent beaucoup de Congeria partschi Czjzek. J’ai encore trouve dans cette vallee un des rares restes de Mammiferes fossiles du bassin de Beiuș: une pointe de defense qui, d’apres sa forme et Institutul Geologic al României 172 MIRCEA PAUCĂ son mode d’usure, appartient fort probablement au genre Dinotherium ou Mastodon. Les depots pontiens de cette vallee ne se sont pas deposes, comme le croit Petho, dans un golfe tranquille: l’eau de celui-ci a du etre assez agitee, etant donne que les valves de Congeries et de Limnocardes ne se trouvent jamais rapprochees, mais bien separees et meme parfois broyees. Les quel- ques intercalations de cailloux le prouvent aussi. 8. La region â l'W du village de Decănești. Sur les combes de la pârtie W â l’extremite N de Decănești, l’on trouve dans les champs de nombreux exem- plaires mal conserves de Melanopsides parmi lesquels predominent les especes Melanopsis fossilis (Gmel.), M. sturi Fuchs etM. vindobonensis Fuchs, et des fragments de Congeria partschi Czjzek. II n’existe pas de bons affleu- rements dans lesquels on puisse voir ces fossiles in situ; toutefois, ils ne peuvent pas etre remanies d’une grande distance, car â quelques centaines de metres plus loin, vers l’E et le N, commencent les depots sarmatiens. En dehors de ces regions, on rencontre, mais rarement, des fossiles pon- tiens de facies littoral en d’autres points encore, comme dans la Valea Bobii, au S de Bucuroaia, un peu en aval de l’îlot de Tortonien anterieuremcnt decrit; ensuite, sur un point erode par l’eau qui se jette dans la Valea Birtii, en face du village de Cordău, d’ou Szontagh cite, en 1889, Melanopsis sp. et Cardium vindobonense Partsch, et de l’extremite N du village de Dobrești, d’oîi Szontagh cite en 1893: Melanopsis fossilis (Gmel.), M. avelana Fuchs, M. bonei Fer. et Congeria partschi Czjzek. Le facies littoral marneux de tourbiere du Pontien se developpe dans les regions qui se trouvaient entre les confluents des rivieres qui se jetaient dans le lac pannonien. Presque partout ce facies est recouvert par les sables et les cailloux du Pliocene superieur ou par les argiles pleistocenes. Ce facies est parfaitement visible dans la region ă l’E du village de Pomezău-Valani, ou le thalweg des vallees au S et â l’E du village, est forme de marnes fines â nombreuses traces de charbons et â empreintes de Planorbes ou d’autres fossiles â coquille fine. Conclusions sur le Pontien du bassin de Beiuș. Dans tout le reste du bassin, le Pontien est developpe sous un facies monotone de marnes gris-bleu, lorsqu’elles sont humides et fraîches, et de couleur blanche-jaunâtre â l’etat de dessechement et d’alteration; leur plus grande epaisseur ne depasse pas 150 metres. A l’interieur du bassin, ces marnes sont tres fines, tres legerement micacees, elles ont une stratification â peine perceptible et ne contiennent pas d’intercalations de couches sableuses. A mesure que nous nous rappro- chons des bords du bassin, le grain des marnes devient de plus en plus Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 173 grossier, devenant meme sableux parfois; elles sont plus riches en lamelles de muscovite et contiennent des intercalations de couches d’un sabie qui, â l’ex- tremite S du bassin, dans la region de Vașcău, devient plus grossier, attei- gnant meme la grosseur des cailloux. En de nombreux points, ces marnes possedent de petites concretions de marcassite, pouvant etre alterees en limonite. La teneur en soufre des marnes pontiennes, se retrouve dans les eaux de tous les puits artesiens fores dans cette formation ă Beius, Ceica, Finis, Dobresti, Ținea, etc.; elle est due aux conditions physiques du fond du lac pannonien ou, comme actuelle- ment dans la Mer Noire, il n’y avait pas de courants verticaux qui puissent renouveler et oxygener l’eau. De meme que pour la Mer Noire, nous devons admettre que le lac pannonien, â partir d’une certaine profondeur, avait en majeure pârtie, un fond mort, de sorte que la vie n’etait possible que dans le voisinage des cotes et, au large, uniquement â la surface de l’eau. C’est â ce fond mort qu’est due la grande penurie des marnes pontiennes, en ce qui concerne les fossiles. Outre la presence de la marcassite, nous avons, comme preuve de l’absence de l’oxygene au fond de ce lac, la presence du fer sous forme d’oxydes ferreux, moins riches en oxygene. Ce sont eux qui donnent aux marnes pontiennes leur couleur bleuâtre. Celles-ci ne presentent que fort rarement de bons affleurements oii l’on puisse voir leur stratification. Un affleurement de cette nature a ete decrit par Petro en 1896 concernant la rive droite du Criș Negru preș du village de Capâlna. Ici, sous les argiles jaunes â Bohnerz, epaisses de quelques metres, qui supportent le sol arable, se trouvent d’abord les cailloutis d’un metre d’epaisseur d’une terrasse moyenne, et, â la base, les marnes blanches-gri- sâtres â intercalations de marnes faiblement sableuses d’âge pontien, d’en- viron 11 metres d’epaisseur. Ces marnes plongent de quelques degres vers le SWW et contiennent de rares restes fossiles: Valenciennesia sp., Cypris sp., Planorbis sp., Ancylus sp., des Congeries et de petits Limnocardes â cotes rapprochees du type Limnocardium syrmiense R. Hornes. De tels affleu- rements sont nombreux sur la rive droite du Criș Negru, dans la region des villages de Mociar et de Râpa. Dans les marnes pontiennes, on trouve encore un affleurement favorable ă l’E du chemin principal de Pietrani, â l’extremite N du village, sous la cote 264 (la crete Codrișor). Les marnes ici, sont massives et, â cause de l’alte- ration, se clivent parallelement â la surface de l’affleurement. Elles contien- nent de nombreux fossiles: Cypris sp., des Limnocardes et des Congeries â coquille tres fine, parmi lesquelles Petro a determine en 1896 Congeria banatica R. Hornes. D’autres affleurements, pour lesquels Petro cite des fossiles pontiens, se trouvent dans la region des villages Drăgotian et Nimoești (sur la rive droite du ruisseau de ce nom); on y a trouve de grands exemplaires de Institutul Geologic al României '74 MIRCEA PAUCĂ Valenciennesia, sp., Congeria banatica R. Horn. Planorbis sp., et des Car- diacees. Le nombre des affleurements dans les marnes pontiennes est assez grand, mais une description particuliere de chacun d’eux ne presenterait guere d’in- teret, tant du point de vue petrographique que de la faune. Les restes fossiles qu’ils contiennent, sont generalement rares; ils appartiennent toujours aux especes benthoniques qui vivaient sur un fond vaseux; ils ont une coquille tr&s fine, ce qui fait qu’on les trouve plutot sous forme d’empreintes ou bien qu’ils se pulverisent aussitot qu’ils viennent au contact de l’air. En d’autres regions, la presence des marnes pontiennes peut etre aise- ment decelee, surtout par temps sec, d’apres la couleur blanche que pren- nent alors les versants de nombreuses cdllines depourvues d’une vegetation abondante. Les marnes pontiennes de l’interieur du bassin, etant absolument impermeables et depourvues d’horizons aquiferes, sont delaissees par les villages qui s’etablissent soit sur les argiles jaunes â Bohnerz du Pleistocene inferieur sur la crete des collines, soit sur les sables du Pliocene superieur, sur les terrasses ou sur les plaines alluvionnaires recentes des rivieres. Lors- que les marnes du Pontien sont recouvertes par les sables du Pliocene supe- rieur ou directement par le Pleistocene, il est arrive qu’ă cause des nappes aquiferes qui se forment au-dessus du Pontien, d’immenses glissements de terrain en amphitheâtre se sont produits ; il s’y trouve aussi de petites mares â vegetation marecageuse. La transition des marnes du Pontien aux sables et aux cailloux du Plio- cene superieur se fait dans tout le bassin — comme du reste, dans l’entierc Depression pannonienne — par une alternance de marnes et de sables fins et jaunâtres d’une epaisseur d’un metre au plus. Dans ce complexe que l’on doit considerer comme appartenant au Pontien, on trouve dans la region des villages de Hidișelul de Sus, de Hidișelul de Jos et de Lăzăreni, de nombreuses valves de Limnocardium secans (Fuchs), Congeria czjzeki Hornes et Congeria sp., citees en pârtie parSzONTAGH, en 1897, fossiles frequents dans le Pontien de l’entier bassin pannonien et dans celui de Vienne. Sur le bord W du bassin, vers la Plaine pannonienne, les marnes du Pon- tien sont completement recouvertes par le Pliocene superieur. Les dernieres apparitions du Pontien de cette region se trouvent aux endroits suivants: Dans la Valea de Verilă qui passe par la cote 138, puis parallelement â la limite N de la terrasse superieure du Criș Negru, au S du village de Cociuba. Sur la carte de Bockh de 1905, le Pontien de cette vallee figure comme s’eten- dant sur une superficie bien plus vaste qu’elle ne l’est en realite; sur les afflu- ents de gauche de la vallee, qui descendent du S; ensuite sur la vallee au S de la cote 149 (Buzești) qui a, en son cours superieur, â peu preș la direction E—W, de meme que le bord de la terrasse superieure commențant â Că- răsău jusqu’au niveau du village de Cociuba. Dans tous ces endroits, exception Institutul Geologic al României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 175 faite d’une portion de 2 km. du lit de la Valea de Verilă ou l’on voit les mar- nes du Pontien, il n’y a d’affleurement que dans les argiles bigarrees du Pleis- tocene ou tout au plus dans l’horizon de cailloux des terrasses superieures qui atteignent ensemble, comme on peut le voir dans les puits du village de Cărăsău, une epaisseur de 15 metres approximativement. D’autres points ou les marnes du Pontien apparaissent pour la derniere fois sur le bord W du bassin, se trouvent â l’extremite W du village dc Râpa sur la rive droite du Criș Negru, lâ ou celui-ci coupe la terrasse moyenne; elles apparaissent encore sur la Valea Lazurilor et sur les affluents de celles-ci, au niveau du village de Lăzăreni, sur la Valea Birtii au niveau du village de Hidi- șehil de Jos et enfin, sur la Valea Pralea qui passe au S du village de Betfia. En (■change, le Pontien n’existe pas, comme l’indique la carte de Bockh, sur les cretes des collines au S des villages de Șoimi et d’Urviș, commenșant â la- Valea Cereșagului jusqu’â la Valea Poclușei. Dans toute cette region, les greș et les conglomerats du Permien superieur sont recouverts par des cailloux torrentiels des terrasses et par des argiles pleistocenes. Plus â l’W, sur la carte de Bockh, le Pontien figure dans les vallees de l’W du village d’Ursad jusqu’â la Valea de Izvor inclusivement, qui passe par le village de Cărăsău. II n’y a toutefois dans cette region que la terrasse superieure fortement deve- loppee du Criș Negru qui a erode en majeure pârtie les depots du Pontien. Ceux-ci n'apparaissent qu’en deux points: sur la vallee qui passe par la cote 181 et sur une pente, preș du chemin qui monte d’Ursad vers Hodișel. LE PLIOCfeNE SUPERIEUR Apres une periode de sedimentation relativement tranquille, pendant laquelle la Depression pannonienne etait en communication avec les depres- sions pontocaspiennes et les marnes fines â Valenciennesia du Pontien se sont deposees, cette communication cesse, la sedimentation de l’entiere Depression pannonienne devient plus intense et il se depose un complexe de sables jaunes et de cailloux, d’abord fins, ensuite grossiers, qui commencent par etre stra- tifies â la base, et presentent â mesure, vers la pârtie superieure, une struc- ture torrentielle. L’on trouve pareillement de ces cailloux dans le bassin de Vienne ou ils sont connus sous le nom de cailloux de Belvedere. Dans le bassin de Beiuș, le debut de cette nouvelle periode est marque par l’alternance de marnes et de sables fins qui contiennent les fossiles cites plus haut. L’epaisseur de ce complexe d’âge pliocene superieur est ici d’une centaine de metres. II affleure sur de vastes surfaces, sur tout le bord W du bassin, dans le voisinage de la Plaine pannonienne, oii il penetre sous les argiles bigarrees du Pleistocâne inferieur ou bien sous les cailloux et les argiles des terrasses pleistocenes, au bord de la Plaine pannonienne. Les derniâres appa- ritions de ces sables sur le bord W du bassin se trouvent dans les vallees au Institutul Geological României 176 MIRCEA PAUCĂ N du village de Sâtitelec jusqu’au village d’Apateu sur la Valea Mare, Valea Dumbrăviții, Valea Posacador, Valea Rădăvoi, etc. Toutefois Petho ecrit dans son rapport pour l’annee 1896, que le Pliocene affleure plus loin encore, vers l’W jusqu’au village de Miersâg, ce qui n’est pas exact, car â l’extremite E de ce village, un puits fore au printemps 1930, et profond de 20 metres, n’avait pas encore atteint le Pliocene. Sur les autres bords du bassin et â l’interieur, les sables et les cailloux du Pliocene superieur se trouvent seulement sur les cretes des collines les plus elevees. Ils affleurent dans- les ravins ayant une profondeur d’une cin- quantaine de metres de la region des villages de Merag, de Hintiriș et de Cresulia, dus aux deboisements et dans lesquels il est tres visible que, vers la pârtie superieure, les sables et les cailloux deviennent de plus en plus grossiers et, perdant leur stratification, deviennent torrentiels. L’on doit rechercher l’origine du materiei torrentiel de cet etage, en grande pârtie, dans Ies greș et les conglomerats quartzeux du Permien, fort repandus dans les montagnes qui l’entourent et moins frequent dans les roches sedi- mentaires et metamorphiques des environs. Au niveau du village de Mierlău, dans le deblai de la voie ferree, au NW de la gare et dans les vallees du NW du village (Valea Țarinei, etc.), les sables torrentiels presentent une coloration d’un vert intense. L’analyse microsco- pique de ces sables montre que leur couleur verte est due â de nombreux fragments anguleux de hornblende, de staurotide, de grenats, etc., qui n’ont pas eu â supporter un trop long transport. Ces mineraux ne peuvent pro- venir que de schistes cristallins, roches qui se trouvent au bord W des Monts du Codru et des Monts du Rez. Les divers geologues qui ont fait des etudes dans le bassin de Beiuș, ont considere ces sables et ces cailloux comme appartenant aussi au Pontien, sauf Kadic qui, en 1905, attribue au Levantin les sables et les cailloux se trouvant au-dessus du Pontien dans la region du N de Vașcău, jusque dans le voisinage du Beiuș. L’on trouve deux ou trois couches de lignite d’une epaisseur de quelques decimetres â tout au plus un metre, â la pârtie inferieure du complexe de sables et de cailloux du Pliocene superieur, dans la region des villages de Mierlău, de Hidișelul de Jos et de Cordău, dans les vallees Birtii, Chinului, etc. A la surface des intercalations marneuses entre ces lignites, se trouvent de nom- breuses empreintes d’Ostracodes et beaucoup d’ecailles cycloides de poissons, probablement de la familie des Cyprinides. Ce charbon a ete exploite de 1915 â 1920 pour les besoins de l’usine electrique d’Oradea. Mais son ex- ploitation a ete interrompue avant l’epuisement des couches, â cause de l’inon- dation frequente des mines, et parce que le lignite etait de mauvaise qualite, contenant beaucoup d’eau et de cendre. Une autre region dont on a extrait du lignite pour l’usine d’Oradea, se A Institutul Geologic al României LE BASSIN NEOGfiNE DE BEIUȘ 177 trouve ă l’extremite de la vallee Tisa qui passe par le village deSighiștel. Ici, il existe aussi plusieurs couches de lignites, dont la plus importante atteint parfois l’epaisseur d’un metre. Dans cette region, les couches de lignite se trouvent intercalees en une alternance de marnes de couleur brique et de cailloux qui representent la pârtie inferieure du complexe de couches d’âge pliocene superieur. La reserve probable de lignite, ici, doit etre bien reduite par rapport ă la region precedente, etant donne que dans les vallees voisines, le lignite n’affleure plus. L’etude microscopique du charbon des deux loca- lites montre que celui-ci est forme surtout par du bois de Coniferes, dont j’ai determine le genre Taxodium. L’âge de ce complexe de couches dans le bassin de Beiuș, ne peut pas etre exactement determine â cause de l’absence complete de fossiles leur appartcnant en propre. Les rares fragments de Cardiacees, de Melanopsides, de Congeries ou de Lithothamnium reconnus en quelques points, sont sure- ment remanies des etages precedents. Ces sables que l’on rencontre partout au-dessus du Pontien dans le grand bassin pannonien ont ete consideres par les geologues yougoslaves (Kramberger, etc.) et les hongrois (Loren- they, Halavâts, etc.), comme representant le Levantin, parce que, en Sla- vonie, ces sables contiennent une riche faune d’Unionides et de Vivipares; c’est en se basant lă-dessus que Neumayr a cree en 1875, cet etage. Les Vivipares et les Unionides (â l’exception d’une seule espece, U. ata- vus Partsch, rencontree dans les faluns pontiens de Stracoș) font comple- tement defaut dans l’entier bassin de Beiuș. En tenant compte de ce que dans la Depression pannoniene, nous n’avons nul indice de l’existence du Dacien, nous devons admettre, soit que les depots consideres dans ce bassin comme levantins representent les deux etages du Pliocene superieur dans le bassin pontocaspien, soit qu’apres l’interruption de la liaison entre le bassin pannonien et le pontocaspien â la fin du Pontien, tel qu’on l’entend â l’exterieur des Carpates, le lac pontien du bassin pan- nonien s’est aussi maintenu â l’etat relict pendant le Dacien; auquel cas le Pontien du bassin pannonien serait l’equivalent du Pontien et du Dacien du bassin pontocaspien. De toute fațon, apres une periode d’interruption dans la coinmunication entre les deux bassins, pendant laquelle dans le bassin pontocaspien se developpait une faune caracteristique â Prosodacna et â Sty- lodacna, les eaux des deux bassins recommencent â communiquer ce qui expli- que pourquoi la faune d’Unionides et de Vivipares du Levantin ă l’exterieur des Carpates presente de telles ressemblances avec la faune levantine de Slavonie. II est fort probable que les sables et les cailloux qui recouvrent les marnes pontiennes du bassin de Beiuș, correspondent en grande pârtie au Dacien et, dans une legare proportion seulement, au Levantin et au Pleistocene, car les argiles rougeâtres â Bohnerz du Pleistocene inferieur reposent sur un relief qui prouve un commencement d’erosion continentale. 12 Institutul Geologic al României .jcr/ i“8 MIRCEA PAUCĂ D) LE PLEISTOCENE Le Pleistocene de la region etudiee est represente par les argiles bigarrees du Pleistocene inferieur, par les depots des terrasses et par des depots de travertin. Le loess est completement absent dans tout le bassin de Beiuș, comme du reste sur tout le bord E de la Depression pannonienne. Les argiles bigarrees. Les cretes et les versants de presque toutes les hautes collines de l’interieur du bassin et de cadre montagneux soi’, jusqu’â une altitude d’environ 500 metres, de meme que les depots alluvionnaires des terrasses superieures et moyennes, sont formes d’une argile brune â nombreuses taches rougeâtres dues aux oxydes de fer, et â taches blanchâtres, qui representent des fragments non alteres de marnes pontiennes. Ces argiles ont une epaisseur variable, qui depasse parfois 10 metres et ne pre- sentent aucune stratification. Sur les cretes des collines, leur epaisseur est toujours plus grande que sur les versants. La plus grande aire de fre- quence de ces argiles se trouve â proximite de la Plaine pannonienne, ou elles recouvrent un niveau situe entre 190 et 240 metres d’altitude, imme- diatement superieur â la premiere terrasse quatemaire, niveau qui doit etre, fort probablement, d’âge levantin superieur-pleistocene inferieur. Le plus souvent, elles contiennent de nombreuses concretions ferrugineuses et manganifâres, nommees Bohnerz, dont la dimension varie de quelques millimetres â 2—3 cm et meme plus. Leur forme est presque spherique et leur surface le plus souvent irreguliere. Souvent la quantite de ces concretions est si grande, qu’elles forment deveritables horizons qui representent probable- ment d’anciens horizons de cimentation dans les argiles bigarrees. L’on peut voir parfois comment la substance ferrugineuse de ces concre- tions a ete dissoute et deposee plus profondement sous la forme d’un tube de quelques centimetres d’epaisseur autour des racines des plantes legumineu- ses, longues de plus d’un metre. Ces concretions tubulaires presentent leur plus grande epaisseur dans le voisinage de l’horizon â Bohnerz qui les ali- mente; elles deviennent plus minces â mesure qu’elles avancent plus pro- fondement et presentent â l’extremite de la racine, un renflement. C’est apres la mort des plantes que se forment ces tubes et uniquement au cas ou les racines se trouvent dans un sol argilo-marneux, c’est-ă-dire imper- meable. Lorsque celui-ci consiste en sables, les oxydes dissous preș de la surface diffusent de fașon irreguliere et ne forment pas de concretions. De nombreuses concretions de cette espece se trouvent dans le Pleistocene infe- rieur des environs du village de Hidișelul de Sus. Parfois les argiles bigarrees contiennent de nombreuses granules de sabie, ainsi que de rares menus morceaux, pas trop arrondis, de quartz rose ou laiteux. Les carbonates manquent presque totalement dans la masse de Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ >79 ces argiles et on n’y rencontre que rarement de petites concretions calcaires. Par desscchement, les argiles bigarrees se fendillent en formes prismatiques et, imbibees d’eau, elles deviennent, dans une certaine mesure, plastiques et peuvent etre employees â la confection des briques ou dela cerainique. On ne peut guere preciser l’âge de ces argiles, etant donne qu’elles ne contiennent aucun reste fossile. Pourtant il est fort probable que leur for- mation a commence au temps du Levantin superieur; elles se trouvent tou- jours au-dessus des sables et des cailloux du Pliocene superieur et ne sont jamais intercalees dans ces derniers, ce qui revient â dire qu’il n’existe pas dans le bassin de Beiuș de cailloux plus recents que ceux du Pliocene supe- rieur, sauf ceux des terrasses. Leur sedimentation a dure jusqu’au moment de la formation de la terrasse moyenne. Loczy les decrit en 1916, aux envi- rons du lac Balaton, comme etant des intercalations dans le loess. Schafarzik qui les a etudiees en 1901 aux environs de Lugoj, est d’avis, en ce qui concerne leur origine, qu’elles representent une alteration lateri- tique des marnes pontiennes. Effectivement, dans de nombreuses coupes assez profondes, on peut voir comment, vers leur pârtie superieure, les marnes per- dent graduellement leur stratification et gagnent â mesure une coloration brune, cependant que les taches rougeâtres dues aux oxydes ferreux, deviennent de plus en plus frequentes et que les taches blanchâtres representant des restes de marnes pontiennes non alterees, deviennent de plus en plus rares. Toutefois, ces argiles ne se trouvent pas toujours d^veloppees sur les marnes pontiennes seules, mais parfois aussi sur les sables ou les cailloux du Pliocene superieur, ou directement au-dessus des roches permo-mesozoîques du cadre du bassin comme, par exemple, dans la region S des villages de Șoimi et d’Ursad, dans la region des villages de Hidișel et dePochișa, au N et NE de Căbești, au NE de Tașad et au NW de Bucuroaia, etc. La plus grande altitude laquelle atteignent ces argiles ne depasse jamais la limite extreme des eaux du Pontien, c’est-â-dire environ 500 metres. Les terrasses. Les depots des terrasses sont formes de cailloux et d’argiles d’epaisseur variable. Les argiles des terrasses superieures sont pareilles â celles qui recouvrent les cretes des plus hautes collines de l’interieur du bassin et contiennent du Bohnerz. Dans la terrasse inferieure, les argiles sont encore brunes, mais elles n’ont pas de taches rougeâtres ou blanchâtres, elles ne con- tiennent pas de Bohnerz (excepte s’il n’est remanie), et elles n’ont qu’une epaisseur de 2 â 3 metres, tandis que dans les terrasses superieures, les argiles bigarrees peuvent atteindre une epaisseur de 15 metres, comme c’est le cas dans la region du S des villages de Cărăsăuet de Cociuba de Sus. Dans cette region l’epaisseur exageree des argiles bigarrees des terrasses superieures est due au remaniement des argiles du Pleistocene inferieur de la region plus elevee du S, par les torrents qui les ont deposees ici. 12* M Institutui Geological României 16 R/ 18o MIRCEA PAUCĂ On trouve en petite quantite des travertins dans le bassin de Beiuș dans deux regions: dans les environs du village de Borz (en face du village, surla rive droite du Criș Negru et sur la Valea Morilor ou Petho les mentionne aussi en 1896), et un petit lambeau dans la region du Tortonien, sur la Valea Muncelului (â l’E de Tașad). Les Travertins contiennent de nombreuses empreintes de feuilles d’arbres, ou j’ai determine : Fagus, Carpinus, Ulmus, etc. II. TECTONIQUE DU BASSIN Du point de vue tectonique, le bassin de Beiuș presente l’aspect d’une region qui, bien avant la transgression tortonienne, n’avait plus pris part â des mouvements orogeniques, se comportant donc, â cet egard, de la meme fapon que les autres bassins neogenes de l’extremite W des Monts Apuseni et comme l’entier massif de ces montagnes qui, pendant tout le Tertiaire, n’a plus souffert que des mouvements epirogeniques. Les sediments neogenes qui remplissent le bassin de Beiuș, moulent le cadre permo-mesozoîque du bassin constitue par les monts de Pădurea Craiului, du Bihor, du Codru et de Moma, et plongent de 150 au plus vers l’interieur; â Ia pârtie NW du bassin, ou celui-ci est largement ouvert vers la Depression pannonienne, les couches plongent de quelques degres seulement vers l’W. En general, les plus forts pendages se trouvent sur les bords du bassin; vers l’interieur, elles diminuent jusqu’â disparaître completement. Ces forts pendages pourraient etre d’origine primaire, dus â la sedimentation me- me, mais ils pourraient aussi avoir pour cause le fait que le fond du bassin de Beiuș a souffert certains mouvements de tassement le long des anciennes lignes de failles qui se manifestent encore par l’existence de sources thermales. Les depots tortoniens des deux grands îlots de Râpa et de Forosâg qui presentent des directions vers le NW et des pendages vers le NE semblent faire exception â ce pendage general qui concerne tous les sediments neo- genes. Ces positions s’expliquent par le fait que les depots tortoniens men- tionnes plus haut, ont ete sedimentes sur le bord S du bassin de Beiuș qui, alors, ne s’etendait qu’au S, jusqu’au niveau de l’îlot permo-mesozoîque entre Vintir et Răbăgani, et â l’E, jusqu’â la region du village de Roșia. Au debut du Sarmatien, sur les bords NE, E et S du petit golfe torto- nien, de nouveaux mouvements d’effondrement ont lieu dans les montagnes environnantes, grâce auxquels le golfe sarmatien double sa surface, avan șanț surtout â la pârtie S, vers les Monts du Codru. C’est pourquoi Ie Sarmatien du bassin de Beiuș se presente sous l’aspect transgressif, contrairement â la regie generale qui veut que le Sarmatien de la Depression pannonienne represente une regression par rapport au Tortonien. Institutul Geological României LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ 181 TABLEAU SYNOPTIQUE DES SUBDIVISIONS ET DES FACIES DANS LE BASSIN NEOGfiNE DE BEIUȘ Epirogenese c c vi C c o vi V) 95 Les dimensions maxima observees sont les suivantes: 142 mm de lon- gueur, 122 mm de largeur, et 48 mm de hauteur. Cette espdce n’etait encore connue en Roumanie que par les exemplaires de Gârbova de Sus, du district d’Alba (Vadâsz, 1915). Echinolampas barcinensis Lambert Pl. I, Fig. 7. Echinolampas barcinensis LAMBERT, 1907. Description des Echinides fossiles de la province de Barcelone. Mim. de la Soc. giol. de Fr. M^m. 24. Paris. Test â contour circulaire. La face superieure est sous-conique et le som- met legerement excentrique vers l’avant. La face inferieure est legerement concave et possede 5 paires de sillons qui partent d’un peristome peu pro- fond, divergent et disparaissent avant d’atteindre le bord. Celui-ci est assez epais et bien arrondi. Les petaloi'dies sont inegaux, l’anterieur etant le plus petit, et les deux posterieurs, paires, etant les plus longs. Tous les petaloi'dies ont une tendance â se fermer â l’extremite inferieure. Les zones poriferes ne sont que tres peu deprimees. Les petaloi'dies ambulacraires anterieurs sont tres peu voutes. Le peristome est sous-pentagonal, un peu allonge trans- versalement et situe excentriquement, un peu en avant; le periprocte est petit et inframarginal. Dimensions maxima observees: 120 mm de longueur, 110 mm de largeur, et 40 mm de hauteur. L’on peut constater par la description ci-dessus, comme par Ia figure, que l’S. barcinensis est tres rapproche de E. hemisphaericus (Lam.). Toutefois, le premier se distingue du second par une forme legerement deprimee, par l’absence du rostre posterieur et surtout par ses ambulacres plus longs, plus larges et moins ouverts â l’extremite inferieure. Cette espece etait connue en Roumanie par les exemplaires de Gârbova de Sus et de Cacova, district d’Alba (Vadâsz, 1915). Schizaster calceolns Lambert pi. II. Fig. 3 et 4. Schizaster calceolus LAMBERT, 1907. Mem. de la Soc. pal. suisse, Voi. XXX. Test polygonal-ovulaire, un peu plus retreci ă la pârtie posterieure qu’â la pârtie anterieure; ă face superieure legerement inclinee ă l’avant et â face inferieure presque plane. Le sommet est sous-central, legerement deplace vers l’arriere. Le sillon frontal est large et profond; il creuse profondement le bord anterieur et se perd sur la face inferieure, avant d’arriver au peri- stome. Les pores de l’ambulacre impair se trouvent sous les bords du sillon et sont recouverts en pârtie par les interambulacres anterieurs, reduits, chacun â une etroite crete. Les ambulacres pairs sont plus courts, profonds 13* ’A Institutul Geologic al României . l<3Ry’ i g6 MIRCEA PAUCĂ et inegaux; les anterieurs sont legerement divergents et Ies posterieurs n’ont que la moitie de la longueur des anterieurs. Le peristome n’est que peu eloigne du bord, le plastron est peu proemi- nent; le periprocte se trouve â la pârtie superieure d’une large area. La pârtie superieure du test est obliquement tronquee vers le bas. Les tubercules sont menus et nombreux dans la region avoisinant le periprocte, et plus marques et plus espaces dans la rdgion proche du peristome. Le fascicule circonscrit les petales de trăs preș. A partir des extremites anterieures paires, ils passe directement et obliquement â l’extremite du sillon frontal, qu’il traverse sans suivre la crete des interambulacres, et sans former le sinus caracteristique du S. eurynotus Ag. Cette espece est une des plus frequentes et tous les exemplaires etudies presentent les caracteres de l’exemplaire type, etudie par Lambert. Dimensions maxima observees : 58 mm de longueur, 54 mm de lar- geur, 28 mm de hauteur. Cette espece etait connue en Roumanie par les exemplaires de Gârbova de Sus (Vadâsz, 1915). Schizaster eurynotus Agassiz. Pl. I. Fig. 5 et 6. Schizaster eurynotus LAMBERT: Sardaigne p. 67, pl. V, fig. 6, 7. Test cordiforme, tres retreci, acumine et devenant plus etroit â la pârtie posterieure, tres profondement entaille ă la pârtie anterieure par le sillon de l’ambulacre impair qui s’arrete aussitot passe sur la face inferieure. La face superieure est tres inclinee â l’avant et possede â la pârtie posterieure une carene proeminente, qui correspond â l’interambulacre posterieur. Le sommet est tres fortement deplace vers l’arriere. L’ambulacre impair a de tres petits pores situes deux par deux sous la carene etroite formee par les interambulacres anterieurs. La zone interpo- rifere est tres large et plane. Les ambulacres pairs sont etroits, profonds et tres inegaux, les anterieurs etant preș de trois fois plus longs que les poste- rieurs. Les zones interporiferes de ceux-ci sont bien plus etroites. La face inferieure presente un plastron large et tres en relief. Le peristome est plus eloigne du bord anterieur que chez l’espece precedente. La face posterieure forme un angle rentrant et porte un grand periprocte de forme ovale. Les tubercules sont en general moins developpes que chez l’espece pre- cedente; ceux de la region du peristome sont, pour cette espece aussi, plus grands que ceux avoisinant le periprocte. Le fascicule peripetal circonscrit de fort preș les petales. A la pârtie ante- rieure, il forme un grand sinus renverse en dehors. Les exemplaires etudies ne presentent aucune difference avec les originaux de Lambert et de Vadâsz. Institutul Geological României 16 R. LE BASSIN nEOGENE DE BEIUȘ 197 Dimensions maxima observees : 65 mm de longueur, 50 mm de largeur, 45 mm de hauteur. Cette espece etait connue en Roumanie par les seuls exemplaires de Gâr- bova dc Sus, d’Alba (Vadâsz, 1915). Spatangus austriacus Laube Pl. II. Fig. 1 ct 2. Spatangus austriacus LAUBE: Echiniden der ost. ung. ober. Tertiărabl. Abhandl. der k. k. geol. Reichsanstalt, Wien 1871. La forme generale du test de cette espece est celle d’un coeur. Le sillon frontal commence par etre superficiel dans le voisinage du sommet, pour entailler ensuite profondement le bord anterieur et continuer sur la face in- ferieure jusqu’au peristome. Le sommet est legerement comprime, les petaloidies tres peu creusees. Tous les quatre ont la meme longueur et sont pointues au bout inferieur. Les anterieures sont un peu arquees â l’arriere et forment entre eux un angle obtus, tandis que les posterieures forment un angle aigu. Les pores se trouvent dans de petites cavites de forme ovoîde; â proximite du sommet, elles devien- nent plus petites. De chaque cote du sillon frontal se trouve une serie de petits tubercules tres rapproches; entre ceux-ci et les petaloidies anterieures se trouvent une autre serie de tubercules plus grands qui forment des rangees disposees en zigzag. Entre les petaloidies anterieures et les posterieures, se trouvent dans le voisinage du sommet, quatre groupes de tubercules, plus grands aupres de la ligne mediane, plus petits sur le bord et disposes â angle droit. Entre les petaloidies posterieures se trouvent de meme, avoisinant le sommet, deux series de tubercules disposes en zigzag. La face inferieure est presque plane. Le plastron est etroit et tres peu proeminent. II est accompagne de deux canaux courts et profonds. Le pe- ristome n’est pas trop grand et se trouve preș du bord anterieur. La region posterieure du test est obliquement tronquee vers le bas et porte â la pârtie superieure un periprocte un peu allonge horizontalement. Dimensions maxima observees : 92 mm de longueur, 84 mm de lar- geur, 45 mm de hauteur. Cette espece etait encore inconnue en Roumanie. En dehors des cinq especes d’Echinides decrites plus haut, dont de nom- breux exemplaires ont ete trouves complets ou presque, specialement dans les calcaires de Leitha, dans la region E de Tașad et dans celle du NE de Vintir, on trouve encore dans le bassin de Beiuș d’autres especes d’Echinides appartenant surtout aux genres: Clypeaster, Schizaster et Scutella, qui n’ont pu etre toutes determinees par especes, etant donnee l’absence d’exemplaires Institutul Geologic al României \ igr/ MIRCEA PAUCĂ I 98 suffisamment conserves. Toute cette riche faune, que l’on completera certai- nement encore par de longues recherches et des recoltes systematiques, est restee inconnue jusqu’â nos jours et ne figure meme pas dans la monogra- phie de Vadâsz «Die mediterranen Echinodermen Ungarns»; les geologues qui ont etudie jusqu’â present ce bassin, ne citent que des determinations generiques. Pectunculus pilosus (L.) PI. II. Fig. 7. Axinea pilosa SACCO : I Molluschi terțiari dcl Piemonte, Part XXVI. p. 31, Torino 1898. Coquille relativement epaisse, equivalve, equilaterale ou presque, ronde et plus ou moins voutee. Le bord paleal est orne â l’interieur de nombreuses dents puissantes, et les bords anterieurs et posterieurs, de dents plus nom- breuses et plus fines. Sous le crochet pas trop arque se trouve une petite area ligamentaire triangulaire. La ligne cardinale est droite et pourvue d’une rangee arquee de petites dents sur les bords et au milieu, parmi lesquelles, se trouvent de chaque cote 4—-5 dents plus grandes, recourbees â angle obtus ouvert vers l’exterieur. Les impressions musculaires sont presque circulaires et profondes. A la surface, la coquille est ornee de nombreuses cotes fines transversales et de petits sillons radiaires superficiels. Pectunculus pilosus est une espece assez frequente dans les calcaires fins du Tortonien de la Depression pannonienne; elle est conue dans le Miocene et le Pliocene d’Italie et du Midi de la France, dans le Tortonien de Galicie, etc. Cette espece vit encore de nos jours dans la Mediterranee. Pectunculus (Axinea) obtusatus Partsch PI. VIII. Fig. 23 et 24. Pectunculus obtusatus PARTSCH-HORNES : Die foss. Mollusken des Iert. Beck. von Wien 1870. II se distingue de l’espece precedente par un contour ovale et legerement oblique, rond â la pârtie anterieure et tronque â la pârtie posterieure. La coquille est legerement inequi laterale et voutee. Cette espece est connue dans le Tortonien de toute la Depression pannonienne et dans le Midi de la France. Venus (Ventricola) multilamella Lamark PI. I. Fig. 3 et 4. Venus (Ventricola) multilamella SACCO: I Molluschi terțiari di Piemonte, Part XXVIII, Torino 1900. Coquille sous-circulaire plus ou moins voutee. Sa surface est ornee de lamelles concentriques, espacees et verticales. Les lamelles presentent â leur base, des stries verticales, irregulierement distribuees et, â la pârtie superi- \ igr/ Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ >99 eure, des stries concentriques. La lunule n’est pas trop grande, elle a la forme d’un cceur; un profond sillon la borde â l’arriere. La charniere est puissantc et consiste en trois dents pour chaque valve: celle de gauche possede une quatrieme petite dent lunulaire. Les impressions musculaires sont egales et fortes, le sinus palleal court et triangulaire. Le bord palleal est finement dente aux parties anterieure et inferieure. Venus multilamella est une espece caracteristique du facies marneux du Tortonien et se trouve frequeminent en differents points de la Depression pannonienne. Elle est connue de meme dans le Miocene et le Pliocene de France ct d’Italie, et en Roumanie, â Lăpugiu. Venus (Amiantis) umbonaria Lamark PI. II. Fig. 5 et 6. Venus umbonaria HORNES. 1870. Die fossil. Mollusk. des tert. Beckens von Wien. Amiantis gigas SACCO: I Molluschi terțiari di Piemonte, Part XXVIII, Torino 1900. Ce fossile ne se trouve, dans le bassin de Beiuș, que dans le varietes fines du calcaire de Leitha, et jamais autrement que sous forme de moulages in- ternes. Ils sont grands, globuleux, â contour vertical presque circulaire et â surface lisse. Ils correspondent â une coquille equivalve et tres inequilaterale. Le crochet est tres fort et tres courbe vers l’avant. Les deux valves ne se re- fermaient completement que le long de la ligne cardinale et sur le bord pos- terieur; elles etaient entr’ouvertes sur le bord anterieur et sur le bord infe- rieur. L’impression musculaire anterieure se trouve devant le crochet; elle est grande, ovale-allongee et ă relief fortement accuse. Une ligne palleale peu marquee part de cette impression et forme, avant d’arriver â l’impression musculaire posterieure, un sinus palleal triangulaire et largement ouvert. L’impression musculaire posterieure est legerement creusee â la pârtie infe- rieure et un peu en relief â la pârtie superieure. Les impressions des trois dents se retrouvent dans la region de la ligne cardinale. Cette espece est assez frequente dans tout le Tortonien de la Depression pannonienne. Elle est connue en Italie dans le Miocene superieur et tout le Pliocene. Glycymeris (Panopea) menardi (Deshayes) PI. III. Fig. 4 et 5. Panopea menardi HORNES : Die fossil. Mollusken des tert. Beckens von Wien, 1870. Forme allongee, deux fois et demie plus longue que haute, equivalve et tres inequilaterale. Les deux valves ne se rejoignaient que tres peu, dans les regions palleale et cardinale. A l’avant, les valves ne sont que peu eloignees et ont, â la pârtie posterieure, une tres large ouverture. De meme que les deux especes precedentes, ce fossile ne se trouve dans le bassin de Beiuș que sous forme de moulages internes dans le facies des calcaires fins de Leitha non- JA Institutul Geologic al României igr/ 200 MIRCEA PAUCĂ detritiques. L’impression musculaire est grande et sans relief. La posterieure est plus petite et fortement accusee sur ces moulages. Le sinus palleal est profond et presque- horizontal. Ce fossile est connu dans leTortonien del’entiere Depression pannonienne, dans le Miocene du Midi de la France, dans le Miocene et le Pliocene d’Ita- lie, le Tortonien de Galicie, etc. Pholadomya alpina Matiieron PI. II Fig. 8. Pholadomya alpina HORNES. 1870, Die fossil. Mollusken des tert. Beckens von Wien. De meme que les especes precedentes, ce fossile se trouve dans le bassin de Beiuș et en general dans toute la Depression pannonienne, uniqueinent sous forme de moulages internes dans le facies des calcaires fins du Tortonien. En de tres rares cas, on peut voir sur ces moulages de minces fragments de coquilles qui n’ont pas ete dissous. Ces moulages ont une forme elliptique- recourbee; ils sont equivalves et completement inequilateraux. La pârtie anterieure est tres renflee, tandis que la posterieure est tres retrecie et allon- gee en forme d’aile. Les deux valves ne fermaient pas completement â la pârtie posterieure. Les crochets sont tres enroules et se rejoignent. La surface de ces moulages est ornee d’une vingtaine de cotes qui, par- tant du crochet, s’ouvrent de maniere divergente: les câtes anterieures sont presque verticales, alors que les suivantes sont de plus en plus obliqueș. Les cotes sont recoupees plus ou moins perpendiculairement, par des lignes con- centriques et equidistantes, qui se trouvent le long du moulage entier. A I’intersection de ces deux modes d’ornementation, se forment de petits tu- bercules. D’ordinaire, â cause de la fragilite de la roche, ainsi que de la coquille, les moulages sont deformes, ou bien les deux moities sont deplacees le long du plan de symetrie des deux valves, de sorte que la charniere de l’une arrive au niveau du bord palleal de l’autre. Pecten (Oopecten) latissimns (Brocchi) var. austriacus Kautsky Pi. IV. Fig. 4. Pecten latissimns HORNES, 1870. Die foss. MoIIusk. des tert. Beckcns von Wien. Macrochlamys latissima SACCO. I Molluschi terțiari Part. XXIV Torino, 1897. Pecten (Oop.) latissimns v. austriacus KAUTSKY 1928. Die biostratigraphische Bedeu- tung der Pectcniden des niederdsterreischcn Miozâns. Annalen des Naturhist. Museums Bd. X. Wien. Grande coquille, epaisse, sous-circulaire, equilaterale, inequivalve. Les deux valves sont fortement voutees. La valve droite presente ă sa surface un nombre de plus de huit cotes, dont les quatre du milieu sont tres fortes, Ctroites et elevees dans la region du crochet, larges et basses dans le voisinage \JGR Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ ZOI du bord palleal. L’espace intercostal est egal â la largeur des cotes voisines et ornes de 4—6 cotes secondaires tres fines. La valve gauche est ornee d’une nombre egal de cotes qui, â partir du crochet, et jusqu’au milieu de la coquille, sont pourvues de 7 grands tubercules approximativement, disposes en lignes concentriques. La surface des deux valves est ornee de tres nombreuses stries d’accroissement, fines, en relief, et largement ondulees. La region car- dinale est droite. Les crochets puissamment arquees. Les oreillettes assez grandes, pourvues de stries d’accroissement fines et de cotes etroites. Cette espece atteint des dimensions depassant 150 mm de longueur, 140 mm de largeur, et 50 mm d’epaisseur. La forme typique de Pecten latissimus se trouve dans le Pliocene de la vallee du Rhone et se distingue de la forme miocene par des dimensions plus elevees et par des cotes plus larges mais plus basses, qui disparaissent vers le bord palleal. Var. austriaca se trouve dans l’Helvetien du S et de l’W de la France, en Italie et dans le Tortonien de l’entiere Depression pannonienne, pour laquelle il est caracteristique. Pecten (Flabellipecten) leythajanus Partsch PI. IV. Fig. 6. Pecten leythajanus PARTSCH, HORNES 1870. Dic foss. Moli, des tert. Beckens v. Wien Flabellipecten leythajanus DEP. et ROM. 1910. Monographie des Pectinides. Paris. Coquille presque ronde, equilaterale, inequivalve et pas trop epaisse. La valve droite un peu voutee, ornee de 22 cotes peu elevees, quadrangulaires et separees entre elles par des intervalles egaux â la moitie de leur largeur et â fond plat. Les cotes marginales sont peu arquees en dehors. La surface des cotes est lisse; sur le fond des intervalles, on distingue â la loupe des lamel- les tres fines et serrces. Les oreillettes sont petites et inegales, l’anterieure est recoupee â la base et ornee de petites stries d’accroissement. Les cotes font defaut. La valve gauche est moins voutee, ornee de 22—24 cotes arron- dies et separees par des intervalles egaux aux cotes. Les oreillettes sont plus petites. Cette espece est proche parente de P. (Flabellipecten) besseri Andrz., qui ne s’en distingue que par le nombre moindre de cotes (approximativement 19); de meme, pour le P. subarcuatus Tourn., dont la valve droite est bien plus voutee. La forme decrite est une des especes les plus repandues du Tortonien de l’entiere Depression pannonienne ou elle se trouve surtout dans le cal- caire de Leytha. Dans le bassin exterieur de Vienne, elle est connue aussi du Burdigalien. Pecten leythajanus occupe dans le bassin de Beiuș, apres Pecten latissimus et Pecten elegans, la troisieme place en ce qui concerne la frequence; il est parfois accompagne par les deux especes apparentees, citees plus haut. Institutul Geologic al României 202 MIRCEA PAUCĂ Chlamys multistriata Poli var. tauroperstriata Sacco Pl. IV. Fig. 3. Chlamys tauroperstriata SACCO, I Moiluschi terțiari, Part. XXIV 1897, Torino. Chlamys multistriata POLI, v. tauroperstriata SACCO, KAUTSKY Die biostratigr. Be- deutung der Pecteniden. .. Ann. d. Nathist. Mus. in Wien, 1928. Coquille fine, allongee-ovoîde, peu voutee, legerement inequivalve et inequilaterale. Sa surface est ornee de nombreuses cotes fines, parfois grou- pees par deux. D’autres fois on trouve parmi celles-ci, des cotes excessive- ment fines; parfois deux cotes fines en accompagnent une plus marquee avec laquelle elles se confondent vers le bord cardinal de la coquille. Toutes les cotes sont pourvues d’ornements en forme d’ecailles imbri- quees comme les tuiles d’un toit. Les oreillettes des deux valves sont ine- gales et dissemblables. A la valve droite, l’oreillette anterieure a la forme d’une aile ornee de cotes divergentes. L’oreillette posterieure est rudimen- taire. A la valve gauche, l’oreillette anterieure est plus grande et striee; la posterieure, toute petite. Kautsky considere â raison ce fossile uniquement comme une variete de l’espece actuelle Chlamys multistriatus Poli de l’Ocean Atlantiquc. La forme decrite est tres repandue dans le Tortonien de la Depression pannonienne, elle est connue en Roumanie par les exemplaires de Lăpugiu. En Italie et en France, on la trouve dans le Miocene inferieur. Dans le bassin de Beiuș, ce fossile est une des formes rares. Chlamys (Aequipecten) elegans Andrz. Pl. IV. Fig. 2 ct 7 Pecten elegans, HORNES-REUSS, 1870. Die foss. Mo 1. des tert. Beckens von Wien- Chlamys (Aequipecten) elegans, KAUTSKY, Die biostratigr. Bedeutung der Pecte- niden. .. Ann. d. Nathist. Mus. in Wien, 1928. Coquille relativement mince, presque ronde, inequivalve, equilaterale. ou un peu inequilaterale. La valve droite est deux fois plus voutee que la gauche. Les quatre oreillettes sont presque egales et sont ornees d’un nom- bre de 4—6 cotes radiaires. La surface des deux valves est ornee de 12 cotes â profil semi-circulaire, separees par des intervalles de meme grandeur que le fond concave. Pour la plupart des exemplaires, l’on peut voir plusieurs arrets de croissance. A partir du crochet et jusqu’au premier arret, ou jus- qu’au milieu de ia coquille â peu preș, les cotes sont presque lisses; plus bas, elles s’ouvrent en un fascicule de plusieurs cotes secondaires (3, 4, 6 ou 8) dont habituellement, les 3 medianes sont bien plus fortes. Tant sur les cotes que dans leurs intervalles, on peut voir, meme â l’oeil nu, de tris fines stries d’accroissement separees par des intervalles plus larges. Dans les intervalles entre ces cotes, ces stries ont la forme d’un croissant de lune â l’ouverture dirigee vers le haut; sur les cotes, les stries sont perpendiculaires â la surface. Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 203 Cette espece, de meme que le Pecten latissimus, est le Pectinide le plus frequent du Tortonien de l’entiere Depression pannonienne et du bassin de Beiuș; on ne le trouve jamais dans des etages plus anciens. II est connu aussi dans le Tortonien de Galicie. Chlamys elegans presente de nombreuses varietes dues ă la forme plus ou moins inequilaterale des valves ou au nombre et â l’aspect de cotes secon- daires compcsant les 12 cotes principales. Certains exemplaires dont l’oreil- lette anterieure de la valve droite est prolongee en forme d’ailette et qui ont trois cotes secondaires plus marquees, se rapprochent beaucoup de Aequi- pecten scabrellus (Lam.) var. bollensis May. Ils s’en differencient toutefois par le nombre moindre de cotes principales (12 au lieu de 18—20). Chlamys (Aequipecten) elegans Andrz. var. obliqua n. var. Pl. IV Fig. 1 et 5. Ce fossil est different de l’espece type surtout â cause de l’inequilate- ralite plus prononcee de la coquille, par un nombre plus eleve de cotes secon- daires tres fines et de meme taille qui ornent les cotes principales et par l’o- reillette anterieure de la valve droite, prolongee en forme d’ailette. Cette sous-espece nouvelle ne doit etre consideree que comme une variete extreme de la forme type qui, comme nous l’avons dit plus haut, peut varier dans d’assez larges limites. Amusium cristatum Bronn, var. badensis Fontannes pi. III. Fig. 3. Pecten cristatus HORNES, 1870. Die foss. Moli, des tert. Beckens v. Wien. Pleuronectia badensis FONTANES, 1880. Les mollusques Pliocenes de la vallee du Rhâne, Paris. Amusium cristatum var. badensis KAUTSKY, Die biostratigr. Bedeutung der Pecte- niden... Ann. d. Nathist. Mus. in Wien, 1928. Coquille ronde, mince, equilaterale, inequivalve, la valve droite legerement voutee, la gauche presque plane. La surface est lisse et luisante. On peut y voir, partant de la region du crochet, un nombre de dix â quatorze cotes larges et basses qui disparaissent, vers le milieu de Ia coquille. Les stries d’accroissement sont ă peine visibles. A l’interieur, on voit une quinzaine de cotes fines qui rejoignent le bord palleal. La region cardinale de la valve gauche est droite; celle de la valve droite forme un angle obtus rentrant; elle est pourvue de nombreuses petites dents. Les oreillettes sont egales, faible- ment striees â la surface, et legerement dirigees en avant. La forme type de A. cristatum est caracteristique pour le Pliocene d’Italie. D’apres Kautsky, ce dernier possede toutes les transitions vers la variete miocene, dont il ne differe que par le rapport entre la longueur et la hauteur. Pour la forme miocene, celui-ci est egal ă 1, tandis que pour celle du Pliocene, la hauteur depasse la longueur. klGR, Institutul Geological României 204 MIRCEA PAUCĂ La forme decrite est l’une des plus repandues dans le Tortonien du bassin de Beiuș, comme dans celui de Vienne. On le trouve surtout dans le facies des calcaires blancs â Foraminiferes et â Lithothamnium. A. cristatum est encore connu dans l’Helvetien et le Tortonien d’Italie, le Tortonien d’Aquitaine (France), de Hongrie, etc., en Roumanie â Lăpugiu. Gryphaea (Crassostrea) crassissima (Lamark) Pl. VII Fig. 1—4. Ostrea crassissima IIORNES, 1870. Die foss. Mollusk. des tert. Beckcns v. Wien. Crassostrea crassissima SMXO, 1887. I. Molluschi terțiari di Piemontc Part. XX. Toiino. Cette espece atteint les plus grandes dimensions auxquelles arrivent les individus de cette familie et presente les formes les plus diverses, speciale- ment lorsqu’elle forme des recifs. Elle est caracterisee en general, par une coquille tres massive, haute et etroite. La valve gauche est relativement peu voutee. Sa surface externe est ornee de nombreux arrets d’accroissement tres en relief. Le crochet est parfois droit, d’autres fois tordu en arriere, ou tordu plusieurs fois. Chez les exemplaires âges, il peut atteindre la moitie de la hauteur de la coquille entiere. Le sillon ligamentaire est large et accom- pagne de chaque cote par une crete etroite et elevee. Celles-ci sont traver- sees par de nombreuses stries transversales. La valve droite est d’autant plus courte par rapport â la valve gauche que le crochet est plus long. Elle a son maximum d’epaisseur dans le voisinage du crochet, convexe ă sa pârtie mediane. Cette convexite est accompagnee sur les bords par une concavite, limitee â son tour vers l’exterieur par une crete etroite et elevee. Tout ce relief est fortement strie transversalement. A l’exterieur, la valve est legerement voutee dans le voisinage du crochet; plus loin, elle devient plane et meme concave. Les impressions musculaires des deux valves se trouvent â peu preș au milieu de la cavite de chaque valve, legerement deplacees en arriere. Cette espece est l’une des plus frequente de tout le Miocene des envi- rons de la Mediterranee, de Galicie, de Roumanie, etc. Ostrea (Pycnodonta) cochlear Poli var. navicularis Brocchi Pl. VI. Fig. 1—4 Pycnodonta cochlear (POLI) var. navicularis (BR.)-SACCO: I Molluschi terțiari. Part. XX. Coquille relativement epaisse, allongee-ovoîde, incquilaterale, inequivalve et tres variee d’aspect. La valve gauche est tres voutee, plus ou moins ar- quee, â bords sinusoîdaux; elle a la surface exterieure arrondie ou pourvue d’une carene obtuse. A l’exterieur, elle presente de nombreux arrets d’accrois- sements qui prouvent que le bord palleal a eu â souffrir souvent de grandes cassures. La valve droite est plus petite, presque plane, ayant plutot l’aspect d’un opercule. Parfois elle est faiblement concave. Sa forme et son contour Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 2°5 sont tres variables, en suivant le bord de la valve gauche. Elle peut etre presque circulaire, ovale-pointue ou elliptique-allongee. Sa surface externe est recou- verte de nombreuses stries d’accroissement fines. Les charnieres des deux valves consistent en un champ trapezo'idal qui s’etend jusqu’â la surface externe de la coquille. Pour la valve gauche, la charniere est plus longue chez les exemplaires plus puissamment arques. La variabilite de cette espece peut etre due au rapport entre la longueur et la hauteur et au degre de voutement plus ou moins prononce de la valve gauche. Elle ne forme pas de recifs. O. cochlear est une espece tres frequente dans toute la Mediterranee. Elle differe de la variete fossile par la coquille bien plus fine et plus fragile. La variete fossile est connue dans l’Helvetien, le Tortonien et le Plio- cene d’Italie, le Tortonien de l’entiere Depression pannonienne et de Ca- licie. En Roumanie, on la cite â Lăpugiu. Ostrea digitalina Dubois PI. V. Fig. 1—4. Ostrea digitalina F. DUBOIS de MONTPEREUX, 1831. Conchyliologie fossile, Berlin. Coquille ovoîde-allongee, en general pas trop epaisse. La valve gauche assez profonde. Le crochet relativement court et triangulaire, parfois droit, d’autres fois arque â l’arriere. Au milieu, il possede un sillon ligamentaire profond ayant de chaque cote une crete etroite. Le sillon, comme les emi- nences, est strie transversalement de faqon assez grossiere et plus finement dans le sens longitudinal. Le bord palleal se prolonge d’ordinaire â l’arriere sous forme d’aile. L’impression musculaire est assez etendue, superficielle, plus large â la pârtie inferieure et plus etroite â la pârtie superieure. Elle se trouve â peu preș au milieu de la coquille, legerement deplacee vers l’arriere. A l’exterieur, la coquille est ornee d’un nombre variable de cotes (plus de 25) qui se bifurquent plusieurs fois. Pour les exemplaires adultes, preș du bord palleal, les cotes sont moins hautes ou meme disparaissent. Les cotes sont recoupees transversalement par de nombreuses lignes et par des arrets d’ac- croissement qui ont parfois subi des cassures importantes et qui, d’autres fois, s’elevent au-dessus des cotes en forme d’ecailles. La valve droite est bien plus mince que la gauche et un peu arquee â l’arriere. Elle a un contour different de celui de la valve gauche. Pour les jeunes exemplaires, elle est peu voutee; pour les adultes, elle devient plane, â l’aspect d’opercule. Le crochet a la forme d’un trapeze â la base dirigee vers le bas. Comme presque toutes les especes d’Ostrea, cel le-ci presente aussi une coquille tres variable. Elle forme parfois des recifs. On la rencontre tres frequemment dans le Tortonien de l’entiere De- pression pannonienne, de meme que dans le Miocene du S de la France et d’Italie. En Roumanie, on en trouve â Lăpugiu et â Coștei. Pky Institutul Geologic al României (GR/ 206 MIRCEA PAUCĂ Melanopsis clava clara Sandberger PI. X. Fig. 9 — 14. Melanopsis aquensis HORNES, 1856. Abhandlungen d. k. k. geol. R.-A. Wien. Melanopsis clava clava WENZ, 1929. Fossilium Catalogus, Pars 40. Coquille ovale-allongee, lisse et pointue. Les stries d’accroissement sont tres rarement distinctes. Parfois, sur les derniers tours, une faible carene commence â se detacher, preș de la suture, faisant ainsi la transition vers les especes de Melanopsides carenees du Sarmatien et du Pontien. Elle pos- sede 7—8 tours dont le dernier occupe environ % de la longueur; les der- niers tours donnent â la coquille un aspect scalaride. La bouche est ovoîde, le bord externe est droit et mince; le bord interne est recourbe en forme de callosite tres epaissie â la pârtie superieure. Vers le bas, la bouche est pourvue d’un court sillon siphonal. Dans le bassin de Beiuș, cette espece ne se rencontre qu’en un seul point: dans le recif tortonien â l’E de Tașad, ou elle a ete surement amenee par les courants des estuaires aux embouchure des rivieres. On trouve encore cette espece dans le Miocene de France, dans le bassin de Vienne et en Roumanie, â Lăpugiu. LA FAUNE SARMATIENNE L’entiere faune sarmatienne du bassin de Beiuș a un caractere nettement saumâtre et presente en lignes generales les memes caracteres que la faune de meme âge du reste de la Depression pannonienne. De la riche faune sar- matienne recueillie â differents points de ce bassin, je me contenterai de decrire certaines especes des plus caracteristiques, qui fixent l’âge et le facies des depots correspondants et nous donnent la possibilite de les comparer aux faunes sarmatiennes du reste de la Depression pannonienne et â celles se trouvant â l’exterieur des Carpates et en Russie. II est ă noter que les Mac- tres, connues dans les autres regions de la Depression pannonienne et si abondantes dans l’horizon moyen et dans l’horizon superieur du Sarmatien de l’exterieur des Carpates, manquent ici totalement Ervilia podolica Eichwald PI. X. Fig. 9 et 10. Ervilia podolica HORNES, 1870. Die fossilen Moli, des tert, Beckens von Wicn. Coquille pas trop mince, ovale-allongee, comprimee, equivalve, inequi- laterale, un peu allongee â la moitie posterieure. La surface est ornee de nom- breuses stries d’accroissements bien marquees. Le crochet est peu ddveloppe. Une carene obtuse en part ă la pârtie posterieure et continue jusqu’au bord palleal. Celui-ci est, selon les individus, plus ou moins renfle. La charniere est forte. La valve gauche a trois dents dont les deux laterales, plus grandes. Institutul Geological României \ (GR LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 207 La valve droite a deux dents et trois fossettes. Les impressions musculaires sont grandes et superficielles. Le sinus palleal est petit. Cette espece presente de nombreuses differenciations dues au contour des valves, â la structure des dents, ă la carene, etc. Ervilia podolica est une espece qui commence dans le Tortonien, ou elle est encore assez rare, et passe dans le Sarmatien inferieur, ou elle se trouve en grande abondance, et qu’elle caracterise. Elle est tres repandue dans la Depression pannonienne, de meme qu’en Galicie et en Russie meridionale. Ervilia pusilla Phil. Pl. IX. Fig. 5—8. Ervilia pusilla HORNES, 1870. Die fossilen Moli, des tert. Bcckens von Wien. Elle se distingue de l’espece precedente surtout par sa forme qui est beau- coup plus allongee, et par un sinus palleal plus profond. La dentition, l’or- nementation de la surface, etc., ne presentent pas de differences sensibles. Ervilia pusilla est un fossile bien moins frequent dans les deux etages du Miocene que j’etudie. II est repandu dans toute la Depression pannonienne, dans le S de la France, en Italie; en Roumanie on la trouve â Lăpugiu. Ostrea gingensis Schloth. var. sarmatica Fuchs Pl. III. Fig. 1 et 2. Ostrea gingensis HORNES, Die fossilen Moli. d. tert. Beck. v. Wien. II. Bd. Wien 1870. Ostrea gingensis SCHLOTH. var. sarmatica FUCHS. Uber das Auftreten von Austcrn in den sarmatischen Bildungen. . . Jahrbuch d. k. k. Reichsanst. Wien 1870. Coquille massive, elevee et etroite. La valve gauche est arquee, peu voutee et bien plus epaisse dans le voisinage du crochet que sur le bord palleal. Le crochet est tres court, le sillon ligamentaire, large. La surface externe est ornee de nombreux arrets d’accroissement, parfois tres en relief. L’im- pression musculaire est grande, et a la forme d’un demi-cercle dont la base est dirigee vers le haut. De ce fossile, on n’a retrouve que deux valves gau- ches dans le Sarmatien, â l’W de Goila. Pleurotoma doderleini M. Hornes Pl. IX. Fig. 3 et 4. Pleurotoma doderleini M. HORNES, 1870. Die fossilen Moli, des tert. Beck. v Wien. Coquille fusiforme, un peu renflee en son milieu. La spire est pointue et consiste en six tours au moins, tours qui portent au milieu une faible de- pression, et sur les bords, preș des deux sutures, une rangee de petits tuber- cules de chaque cote. Sur le dernier tour qui, avec le siphon, occupe la moitie de la longueur de la coquille, se trouvent encore 334 rangees de tubercules dont les deux medianes sont plus rapprochees et sont formees de tout petits Institutul Geologic al României 208 MIRCEA PAUCĂ tubercules. La bouche est ovale, tres allongee et prolongee par un court siphon. Cette espece est assez rare dans le Sarmatien inferieur de la Depression pannonienne; par contre, elle est bien plus frequente dans le meme horizon de la Russie meridionale qu’elle caracterise. Elle peut etre consideree comme le dernicr descendant desPleurotomes si nombreuses et si variees du Tortonien. Le bassin du Beiuș m’en a fourni un petit nombre d’exemplaires que j’ai trouves dans la region de Decănești et â l’W de Stracoș. Murex (Occenebra) sublavatus Basterot PI. IX. Fig. I et 2. Murex (Occenebra ) sublavatus R. HORNES-M. AUINGER. Die Gastropoden. d. Meeresab. Coquille epaisse, ovoide-fusiforme. La spire est conique et formee de plus de cinq tours, dont le dernier occupe â peu preș 2/3 de la longueur totale. La surface est ornee de deux especes de cotes: les unes, longitudinales, plus fortes, en nombre approximatif de dix pour chaque tour, les autres, trans- versales, plus developpees au dernier tour seulement. A leur intersection, â la pârtie superieure de chaque tour qui est plus renflee, se forme une ran- gce de petits tubercules. La bouche est ovoîde-allongee, le bord droit est ininterrompu et parfois pourvu â l’interieur de 6—8 petites dents. Le bord gauche est mince et recourbe sur la columelle. II existe des traces d’ombilic. Tous les exemplaires ont le canal court et large, ouvert et legerement arque en arriere. Dans les depots d’autres regions (par exemple dans le bassin de Vienne) cette espece presente certaines varietes qui n’ont pas ete rencontrees dans le bassin de Beiuș. Murex sublavatus apparaît dans le Tortonien, mais il y est encore tres rare. II est, par contre, tres frequent dans le Sarmatien du bassin de Vienne. On le trouve aussi dans le Midi de la France, en Podolie et en Roumanie, â Lăpugiu. Dans le bassin de Beiuș, je n’en ai trouve que quelques exemplaires dans la region du SW de Bucuroaia. LA FAUNE PONTIENNE La faune pontienne du bassin de Beiuș est caracterisee par l’abondance des Melanopsides et des Congeries, par rapport auxquelles d’autres genres comme: Pleurocera, Planorbis, Valenciennesia, Limnocardium, Unio, Cypris, etc., sont representes par un nombre moindre d’especes et d’exemplaires, ou bien sont meme tres rares. Les Vivipares manquent completement dans ce bassin. Le genre Melanopsis. Ce genre forme une des caracteristiques paleonto- logiques du Pontien de la Depression pannonienne; il est represente, entre Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 209 autres, par Ies trois especes suivantes, tres polymorphes: Melanopsis impressa, M. fossilis et M. vindobonensis, reliees entre elles par de nombreuses formes intermediaires. L’origine commune de toutes ces especes doit etre recherchee dans M. clava clava du Tortonien. En tant que fossiles d’eau douce, les Me- lanopsides ne se trouvent que dans le proche voisinage de l’ancienne rive et surtout â l’embouchure des rivieres. C’est pourquoi les Melanopsides ne pcuvent pas etre considerees comme des fossiles caracteristiques pour cer- taines sous-divisions du Pontien, tels que les ont consideres la plupart des geologues hongrois; ce ne sont que des fossiles de facies. L’adoucissement progressif du lac pannonien au temps du Neogene superieur est bien prouve par les representants de ce genre lesquels, dans le Tortonien presentaient une variation minime; mais, â mesure que les eaux du lac pannonien deviennent plus douces, ils commencent â varier dans le Sarmatien dans de plus larges limites, pour arriver, dans le Pontien, â un maximum de variation. En dehors de ces trois especes polymorphes, l’on trouve encore d’autres especes de Mdlanopsides qui le sont plus ou moins, mais qui ne sont pas reliees entre elles par un nombre suffisant de formes intermediaires, comme Ies especes precedentes. Melanopsis impressa. impressa Krauss Pl. X. Fig. 19 et 20, 25—30. Melanopsis impressa KRAUSS, Mollusken d. Tertiar-Formation v. Kirchberg. Jahrb. d. Vereins f. Vaterland. Natk. in Wiirttberg. Stuttgart, 1852. Melanopsis impressa WENZ, 1929. Fossilium Catalogus. Pars 40. Berlin. Coquille ovoîde-allongee, pointue et lisse. Les stries d’accroissement tres peu accentuees. De 6—7 tours, le dernier occupe % de la longueur. Ce tour porte, â proximite de la suture, une carene plus ou moins marquee. Chaque tour recouvre le precedent, permettant toutefois de voir la carene du tour precedent. La bouche est allongee, plus large ă la pârtie inferieure et retrecie â la pârtie superieure, ou elle se prolonge par un petit sillon jusqu’â la ligne de suture. Le bord externe est pourvu d’un petit sinus, qui donne naissance â la carene; le bord interne est recourbe, formant une forte callosite plus large dans le haut. La bouche est pourvue ă la pârtie inferieure d’un court sillon siphonal. En dehors de la forme type, l’on rencontre surtout dans la Valea Fie- ghiului (â Șoimi) les varietes suivantes: Melanopsis impressa carinatissima Sacco Pl. X. Fig. 15 et 16, 21 et 22. Se distingue de la forme type par une coquille plus basse avec une ca- râne plus developpee. 14 210 MIRCEA PAUCĂ Melanopsis impressa monregalensis Sacco Pl. X. Fig. 17 et 18, 23 et 24. Elle est caracterisee par une coquille plus elancee â carene tres reduite. Dans le bassin de Beiuș, cette espece et ses varietes se trouvent rarement dans le Sarmatien inferieur, dans la Valea Baciului, â l’extremite S de Bu- curoaia et dans le Pontien de l’extremite N de Stracoș, sur la Valea Cerni- șoarei. Elle se trouve le plus souvent dans le Pontien de la Valea Fieghiului, au SE de Șoimi. Certaines varietes de M. clava clava du Tortonien de l’E de Tașad, qui presentent un embryon de carene, se rapprochent beaucoup de la forme type de cette espece. Dans la Depression pannonienne, M. impressa est un fossile tres frdquent que l’on rencontre dans le bassin de Vienne, aux environs de Budapest, etc. On trouve la forme type dans la mollasse helvetienne de l’Allemagne du S, dans le Tortonien de l’entiere Depression pannonienne, dans le Sarmatien et le Pontien. En Roumanie, â Lăpugiu. Melanopsis vindobonensis Fuchs PI. XI. Fig. 1 — 6, 21 — 26. Melanopsis vindobonensis FUCHS, 1870. Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanst. Wien. Coquille generalement globuleuse, parfois faiblement turriculee, epaisse et lisse. Les stries d’accroissement sont ordinairement visibles. Pour la plu- part des exemplaires, le dernier tour recouvre presque entierement les pre- cedents, dont on ne peut pas etablir le nombre precis. A distance variable de la suture, le dernier tour a une carene bien marquee, parfois pourvue de tubercules. L’intervalle entre la carene et le tour est plus ou moins concave. La bouche est ovoîde, son bord est legerement arque et pourvu d’un petit sinus ; le bord externe est recourbe en forme de callosite tres epaisse et proeminente â la pârtie superieure. A la pârtie inferieure, le plus souvent, la callosite recouvre entierement l’ombilic; toutefois pour certains exemplaires, celui-ci demeure visible en pârtie. Au meme endroit se trouve aussi un sillon siphonal. Melanopsis vindobonensis est tres frequente dans le Pontien de la Depres- sion pannonienne. On la trouve en tres grand nombre dans le bassin de Beiuș, â Stracoș et â Poieni. Melanopsis fossilis (Gmelin) Pl. XI. Fig. 7 — 20. Melanopsis martiniana FER. Mim. Soc. Hist. Nat. Paris, I, p. 55, Pl. VII. Melanopsis fossilis WENZ. Fossilium Catalogus 1929. Pars 40. Coquille dpaisse, ovoîde, plus ou moins allongee et lisse. Tres rarement â cotes. Les stries d’accroissement generalement fortes. Le nombre des tours Institutul Geologic al României \IGR/ LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 21 1 est approximativement de 7, dont Ie dernier represente % de la longueur; les deux precedents occupent le reste de la longueur de la coquille, les autres sont embryonnaires. Chaque tour est pourvu de deux carenes, dont la supe- rieure est en general plus forte, est pourvue de nosuds peu proeminents, et se trouve sur la suture; la seconde carene est au-dessus d’elle, â '/3 de la hau- teur du dernier tour. Celui-ci s’etend jusqu’â la carene superieure du tour precedent qu’il recouvre, et que parfois il depasse. La spire est parfois turriculee, et plus souvent, scalaride. L’intervalle entre ces deux carenes est plus ou moins concave; il prend meme quelquefois la forme d’un sillon. La bouche est ovoîde, un peu allongee, ă bord externe simple et legerement arque, pourvu â l’extremite superieure d’un sinus correspondant â la carene superieure. Le bord interne est recourbe, formant une large callosite epaisse, encore epaissie â la pârtie superieure, qui recouvre toujours entierement l’ombilic. Le sillon siphonal est tres court. Les Melanopsides pontiennes atteignent, par cette espece, le maximum de variabilite qui puisse provenir de: Ia forme plus ou moins allongee de la coquille, la forme de la spire, celle des deux carenes, l’intervalle entre les deux carenes, la forme de la bouche, etc. Si l’on prenait comme base pour cette espece aussi, les petites variations qui existent entre Melanopsis impressa forme type et M. i. carinatissima et M. i. monregalensis, on pourrait faire de cette espece un nombre double ou triple de varietes. Melanopsis fossilis est un des especes pontiennes les plus frequentes, tant comme nombre d’individus que comme etendue geographique dans toute la Depression pannonienne et dans le bassin de Beiuș. On le trouve en France, dans le Pliocâne (Dax.). Cette espece manque, dans la Valea Fieghiului, oii Petho (1898) pretend l’avoir trouvee. Melanopsis bouei bouei Ferussac PI. IX. Fig. 31—50. Melanopsis bouei FfiRUSSAC, 1803. Monographie des esp. viv. et foss. du genre Me- lanopsis. Melanopsis affinis LORENTHEY, 1902. Die Pannonische Fauna v. Budapest. Palâ- ontographica XLVIII. Melanopsis rarispina LORENTHEY, 1902, idem. Melanopsis bouei bouei WENZ, 1929. Fossilium Catalogus. Pars 40. Berlin Cette espece peut etre consideree apres M. fossilis, comme occupant la seconde place en ce qui concerne la variabilite de la coquille chez les Mela- nopsides pontiennes de la Depression pannonienne. C’est pourquoi elle a ete decrite par de nombreux geologues, tels que: Handmann, Brusina, Halavâts, Liffa, Andrussow, Cosmann et autres qui en ont etudie diffe- rentes especes et varietes, qui toutes forment d’apres Wenz (1929), une seule espece polymorphe variant dans d’assez larges limites. Par rapport aux autres Melanopsides pontiennes, cette espâce pr&ente Ies plus grandes affinites 14* Institutul Geological României 212 MIRCEA PAUCĂ avec M. sturi Fuchs, qui possede certaines varietes plus courtes, qui diffe- rent tres peu des varietes plus allongees de M. bouei. Coquille ovoîde-pointue, lisse, plus ou moins allongde. La spire est for- mee de 7 tours, dont les 4 premiers, embryonnaires. Les 3 derniers sont legerement convexes et pourvus de 7—9 paires de tubercules, dont les supe- rieurs sont plus longs et plus pointus. Parfois ces tubercules sont places par paires sur chaque cote verticalement. Les tubercules superieurs â l’exception de ceux du dernier tour, sont le plus souvent recouverts par les tours sui- vants. Le dernier tour occupe â peu preș la moitie de la longueur de la co- quille. La bouche est ovale-allongee et retrecie â la pârtie superieure. Son bord externe est tranchant, le bord interne forme une callosite tres epaissie â la pârtie superieure. La variabilite de cette espece provient de la forme plus ou moins allongee de la coquille, de la forme et du nombre de tubercules, de la presence des cotes perpendiculaires, etc. M. bouii bouei est une des especes les plus frequentes du Pontien de l’en- tiere Depression pannonienne et se trouve encore dans le Sarmatien de Mo- ravie et de Roumanie, de meme que dans le Pontien de l’exforieur des Carpates. Melanopsis sturi Fuchs PI. IX. Fig. 25—30. Melanopsis sturi FUCHS, Beitrage zur Kenntnis fossiler Binnenfaunen: VI. 1873. Coquille ovale-turriculee, environ deux fois plus longue que large et forrnee de 7—8 tours. La spire est conique, faiblement scalaride, â bont pointu. Les 3—4 premiers tours sont presque lisses; lessuivants sont pourvus chacun de 9 cotes â peu preș. Le dernier tour occupe un tiers jusqu’â la moi- tie de la longueur de la coquille. Les cotes poss^dent chacune aux deux ex- tremites une epine, dont la superieure est la plus forte. L’epine superieure des tours inferieurs n’est developpee le plus souvent que sous forme de nceud plus ou moins recouvert par la spire suivante. La bouche est ovoîde-allongee et terminee par un court canal legerement recourbe. Les bords externe et interne sont fins; le dernier est recourbe au-dessus de la columelle. Melanopsis sturi est une espece assez frequente dans le Pontien de la De- pression pannonienne. Dans le bassin de Beiuș on le trouve en de nombreux exemplaires dans la Valea Fieghiului (â Șoimi) et plus rarement au N de Stra- coș. Quelques exemplaires ont ete trouves dans les greș sarmatiens du SW de Bucuroaia. Comme possibilite de variatiqn, cette espece ne presente que le rapport entre la longueur et la largeur. Certains individus sont plus courts, se rappro- chant ainsi de M. bouei F^r. citee par Petho (1896) du Pontien de la Valea Fieghiului. Cette espece manque pourtant ici. Institutul Geologic al României 16 R/ LE BASSIN blEOG&NE DE BEIUȘ 213 Melanopsis scripta Fuchs Pl. IX. Fig. 21—24. Melanopsis scripta FUCHS, Beitrăge zur Kenntnis fossiler Binnenfaunen: 1870. Wien. Coquille courte, ovoîde, depassant en largeur la moitie de sa longueur totale. Le dernier tour occupe environ deux tiers de la longueur; le bord externe est droit. Les tours inferieurs dont on ne peut distinguer que trois, forment un cone legerement scalaride. Chaque tour est pourvu de 10 paires de nceuds environ, disposes sur deux rangees; ceux de la rangee superieure etant plus grands. On ne voit que la rangee inferieure des noeuds des tours inferieurs, tandis que la rangee superieure est recouverte par le tour suivant. La bouche est ovoîde, le bord externe est simple et le bord interne recourbe ct epaissi. Le canal siphonal est court et legerement contourne. M. scripta est ime espece assez repandue dans le Pontien de la Depres- sion pannonienne; dans le bassin de Beiuș, on la rencontre le plus souvent dans les luinachelles de Stracoș et du N de Cociuba de Sus. Des exemplaires colores, tels que ceux qui ont servi â Fuchs pour etablir cette espece, n’exis- tent pas dans le bassin de Beiuș. Melanopsis austriaca Handmann Pl. IX. Fig. 15—16. Melanopsis austriaca HANDMANN, Die foss. Conchylienfauna v. Leobersdorf. 1887. Coquille fine, turriculee, pointue, formee de 5—6 tours. Le dernier occupe environ la moitie de la longueur de la coquille. La bouche est ovale et ter- minee par un court canal. Le bord externe est mince et droit, le bord in- terne est tres mince et recourbe sur la columelle, se confondant presque, avec elle. Sur chacun des trois derniers tours, on distingue une serie d’en- viron 10 cotes perpendiculaires qui se terminent aux deux extremites par un tubercule de meme taille. Les tubercules forment sur chaque tour deux rangees parai leles. M. austriaca est une espece assez rare dans la Depression pannonienne, de meme que dans le bassin de Beiuș ou elle ne se trouve qu’â Stracoș. Melanopsis pygmaea M. Hornes Pl. XI. Fig. 50-55. Melanopsis pygmaea HORNES, 1870. Die fossil. Moli, des tert. Beckens v. Wien. Melanopsis pygmaea WENZ, 1929. Fossilium Catalogus, Pars 40. Berlin. Coquille conique, allongee et lisse. La spire, pointue, est formee de 7—8 tours faiblement convexe, ayant une legere depression au centre. Le dernier tour occupe environ la moitie de la longueur. La bouche est ovale-allongee, un peu pointue vers le haut; le bord externe est tranchant, le bord interne s’epaissit en forme de callosite, surtout â la pârtie superieure. La coupure â la base de la bouche est tres petite. Ukț Institutul Geologic al României IGR/ 214 MIRCEA PAUCĂ Cette espece aussi presente certaines variations, dues plutot au rapport entre la longueur et la largeur. C’est pourquoi on la retrouve en litterature sous d’autres denoininations specifiques ou sous des noms de varietes creees par Handmann, Lorenthey, etc. Par rapport aux autres Melanopsides pon- tiennes, cette espece est proche parente de M. stricturata BRUS.,dans laquelle la depression au centre des derniers 3—4 tours est tres accentuee. Certains exemplaires gardent encore la trace d’une coloration jaune formee de lignes en zigzag. Cette espece n’est connue que dans le Pontien pannonien, oii cile est assez repandue. Dans le bassin de Beiuș, on la trouve â Stracoș et âRoșia; elle est cittee aussi dans le Pontien de Hălmagiu (district d’Arad), â Soceni, etc. (d. de Caraș), et â Pereceni (d. de Sălagiu). Melanopsis stricturata Brusina Pl. IX. Fig. 56—61. Melanopsis stricturata BRUSINA, 1892. Iconographia Molluscorum fossilium, Zagreb. Cette espece ne differe de la precedente que par la depression plus accen- tuee des 3—4 derniers tours qui prennent de la sorte l’aspect d’une surface concave. Le dernier tour a deux carenes: l’une plus pointue â la pârtie infe- rieure, se trouvant exactement au-dessus de la suture, et l’autre plus obtuse, â la pârtie superieure du tour. Sur les tours inferieurs, on ne voit que la ca- rene inferieure. M. stricturata n’est citee que dans certaines localites de la Depression pannonienne. Dans le bassin de Beiuș on la rencontre assez frequemment â Stracoș et â Cociuba de Sus. Pleurocera kochi Fuchs Pl. IX. Fig. 11 — 14. Pleurocera konhi FUCHS, Beitrăge zur Kenntnis fossiler Binnenfaunen: III, IV—V. Jahrb. d. k. k. Reichsanst. Wien, 1870. Coquille tres fine, turriculee-pointue, formee de 6 tours, d’accroissement uniforme. Le dernier tour occupe la moitie de la longueur de la coquille. La bouche est ovale et se prolonge par un court canal. Son bord externe est pourvu au milieu, d’un petit sinus ressortant. Le bord interne est fin et re- couvert entierement la columelle. Les tours ont une carene plus ou moins mediane, parfois tres rapprochee de la suture inferieure et pourvue de 9—ii petits tubercules. Chez certains exemplaires, surtout au dernier tour, la carene est remplacee par 9—11 cotes pourvues de tubercules au milieu. Jusqu’â present, cette espece n’est connue que du Pontien de Kiip (Hongrie). Institutul Geologic al României LE BASSIN NfiOGSNE DE BEIUȘ 215 Unio atavus Partsch Pl. vin. Fig. 6—7. Unio atavus HORNES, 1870. Die foss. Moli, des tert. Beckens v. Wien. De cette espece, je n’ai trouve dans les lumachelles pontiennes de Stracoș, qu’un fragment de chaque valve, provenant de deux individus d’âge dif- ferent. En tennant compte du fait que dans ces lumachelles l’on trouve en- core de nombreuses especes tortoniennes et sarmatiennes roulees, charriees du continent jusqu’ici par les rivieres, il faut admettre que Unio atavus vivait dans les eaux des rivieres et â ete apporte ici par elles. La coquille est epaisse, equivalve, tres inequilaterale, triangulaire, ayant la pârtie anterieure arrondie ou legerement tronquee. La charni^re est forte et rectiligne, la ligne ventrale legerement arquee. Le crochet est proeminent et contourne. La surface externe est pourvue de stries d’accroissement. Du crochet part une carene qui disparaît avant d’avoir rejoint le bord posterieur de la coquille. La dent cardinale de la valve droite est cassee, la laterale est bien developpee. Dans la valve gauche, on trouve une cavite pour la dent cardinale de la valve droite et deux dents laterales longues, entre lesquelles il y a un sillon etroit et profond. L’impression musculaire anterieure est pe- tite, profonde et accompagnee de deux petites impressions secondaires. L’an- terieure est grande et superficielle. Cette espece se rencontre en de nombreux points de la Depression pan- nonienne, mais presque toujours â l’etat fragmentaire. Limnocardium secans (Fuchs) Pl. IX. Fig. 17—20. Cardium secans FUCHS, Beitrăge zur Kenntnis fossiler Binnenfaunen: III, IV—V. Jahrb. d. k. k. Reichsanst. Wien, 1870. Limnocardium secans ANDRUSSOV, 1903. Studien uber die Brackwassercardiden. Mem. de l’Acad. de Petersbourg. Coquille â contour elliptique-allonge, un peu inequilaterale, peu voutee, tronquee â la pârtie posterieure et entr’ouverte. Le crochet est peu deve- loppe et situe un peu en avant de la region cardinale. La surface est ornee de 18—19 cotes lisses et carenees, dont les 3—4 dernieres n’atteignent pas le bord palleal. Les intervalles intercostaux ont la meme largeur que les cotes. Les stries d’accroissement sont tres serrees et peu visibles. A l’interieur, la coquille est luisante et possede 8—9 sillons radiaires qui se perdent dans la region du crochet. La charniere est formee d’une petite dent moyenne et de deux laterales plus grandes. Les impressions musculaires sont presque de meme taille et superficielles. Cette espece est tres frequente dans le Pontien pannonien, oii elle se trouve, soit dans les lumachelles, soit isolee dans les sables. Je l’ai trouvee dans le bassin de Beiuș, â Stracoș, â Poieni et â Hidișelul de Sus, dans les Institutul Geologic al României X. igr/ 2 I 6 MIRCEA PAUCĂ sables. II est fort probable qu’elle est bien plus frequente dans le Pliocene etudie, mais on n’a pas toujours pu la determiner de fașon sure, etant donne qu’on n’en trouve souvent que de menus fragments. Limnocardium syrmiense (R. Hornes) Pl. VIII. Fig. 5. Cardium syrmiense R. HORNES, 1874. Tertiăr-Studien. Jahrb. d. k. k. geol R.-A., Wien. Coquille tres mince, elliptique-allongee, inequilaterale et tres comprimec lateralement. Le crochet se trouve â proximite du milieu de la region car- dinale. Les cotes, en nombre de 28—30, sont etroites et peu elevees. Elles sont separees par des intervalles planes deux fois plus larges. Les stries d’accroissement sont tres fines et uniformes. Cette espece est caracteristique du facies neritique du Pontien et se trouve presque toujours sous forme d’empreinte. C’est pourquoi l’on ne connaît rien encore de ce qui concerne la forme de la charniere et celle des impres- sions musculaires. L. syrmiense est une espece caracteristique et tres frequente dans les marnes pontiennes des bassins pannonien et pontocaspien. Dans le bassin de Beiuș, on la rencontre assez souvent dans les marnes de Căpâlna, Lu- poaia, Râpa, etc. Congeria ornitopsis Brusina Pl. VIII. Fig. 16—22. Congeria triangularis PARTSCH, 1835. Ober dic Zicgenklauen. Ann. d. Wiener Museums. d. Natg. I. Bd. Congeria ornitopsis BRUSINA, Iconographia Molluscorum fossilium, 1892. Zagreb. Coquille relativement fine, equivalve, completement inequilaterale, â contour presque triangulaire, tronquee â sa pârtie anterieure et tres voutee; tres comprimee en forme d’aile â Ia pârtie posterieure. En partant du cro- chet, tres contourne, se trouve le long de la coquille, une carene pointue qui devient obtuse â proximite du bord palleal. La surface est ornee de nombreuses stries d’accroissement. Le ligament se trouve en pârtie dans une fossette triangulaire situee sous le crochet, tandis que l’autre pârtie se trouve dans un sillon situe â la pârtie posterieure de la region cardinale. L’im- pression musculaire anterieure est grande et se trouve â proximite du bord palleal; la posterieure se trouve sous la fossette ligamentaire. Comme presque toutes Ies autres Congeries du Pontien de la Depression pannonienne, cette espece aussi presente de nombreuses variations dues au genre de carene, â la forme du bord anterieur, au rapport entre la longueur et la largeur, etc. Cette espece peut etre consideree comme le premier terme d’une serie polymorphe, composee de C. ornitopsis, C. partschi et C. sub- globosa. Le passage de C. ornitopsis â C. partschi est effectue par certains Institutul Geological României LE BASSIN NEOGENE DE BEIUȘ 217 exemplaires â carene moins pointue et â pârtie posterieure moins comprimee; on en trouve quelques-uns dans le bassin de Beiuș. Cette espece est assez repandue dans le Pontien de facies pannonien; dans le bassin de Beiuș, on ne trouve la forme type qu’en un point: dans la Valea Fieghiului, â Șoimi. A cause de la fragilite de la coquille et de la permeabilite des sables dans lesquels il se trouve, c’est la region cardinale de ce fossile qui se conserve le mieux, d’habitude. Congeria partschi Czjzek Pl. VIII. Fig. 1—4. Congeria partschi CzJzEK, 1849. in HORNES: Die foss. Moli. d. tcrt. Beck. v. Wien. Congeria partschi HORNES, 1870. Die fossil. Mollusken des tert. Bcckens v. Wien. Coquille epaisse, tres voutee, equivalve, tres inequilaterale, tronquee â la pârtie anterieure, pourvue ă la pârtie posterieure d’une courte aile; contour de forme rhomboîdale, inequilateral, â bords palleaux inegaux et plus longs formant un angle aigu, tandis que les cardinaux forment un angle obtus. Le crochet est puissant et tres arque vers la pârtie anterieure, ou, imme- diatement au-dessous, les valves sont legerement disjointes. La surface est ornee de nombreuses stries d’accroissement qui gardent encore parfois des traces de coloration brune. Du crochet part une carene pointue qui, â pro- ximite de l’extr^mitd de la ligne palleale, devient obtuse. La charniere est puissante et depourvue de dents. Le ligament se trouve en pârtie dans une fossette triangulaire profonde, situee immediatement sous le crochet, et en pârtie sous le bord posterieur de la region cardinale. L’impression muscu- laire anterieure est grande et se trouve dans le voisinage du bord palleal, immediatement en arriere de la carene; la posterieure, tres petite, derriere la fossette ligamcntaire triangulaire. Les limites entre lesquelles cette espece varie, sont tres grandes. Les differentes varietes peuvent etre dues au contour se rapprochant plus ou moins du losange, renfermant des angles d’ouverture differente, ensuite â la forme et â la position de la carene, plus ou moins mediane, etc. Certaines varietes ă contour presque quadratique et â angles droits se rapproche beau- coup de Congeria subglobosa Partsch. Cette espece est une des plus frequentes dans la Depression pannonienne et dans le bassin de Beiuș et se trouve surtout dans les lumachelles- Congeria marcovici Brusina Pl. VIII. Fig. 10—13 Congeria marcovici BRUSINA. Iconographia Molluscorum fossilium, Zagreb, 1892. Cette espece est proche parente de la precedente et peut etre consideree comme le dernier echelon du groupe de Congeries polymorphes: Congeria subglobosa-partschi-marcovici. Elle differe de C. partschi surtout par son con- Institutul Geologic al României 2 1 8 MIRCEA PAUCĂ tour rhomboîdal plus ou moins allonge, et â angles arrondis. La coquille est tres inequilaterale et la carene obtuse. L’aile posterieure est tres reduite ou meme inexistente. Cette espece est assez repandue dans la Depression pannonienne; dans le bassin de Beiuș, j’en ai trouve quelques exemplaires â Stracoș. Congeria czjzeki M. Hornes Pl. VIII. Fig. 14—15. Congeria căjăeki M. HORNES, 1870. Die foss. Mollusk. des tert. Beckens von Wien. Coquille assez epaisse, ovoide, equivalve, inequilaterale, un peu pointue â la pârtie superieure, arrondie â la pârtie inferieure; tres voutee et pour- vue d’une carene obtuse qui, partant du crochet tres peu developpe, se di- rige directement vers le bas. La surface est couverte de nombreuses stries d’accroissement concentriques, bien plus developpees â la pârtie anterieure. L’impression ligamentaire consiste en une grande cavite triangulaire pro- funde, entouree d’un etroit bourrelet. Par rapport aux autres especes de Congeries du Pontien de la Depression pannonienne, reliees entre elles par de nombreuses transitions, C. czjzeki represente une espece isolee et moins variable. Cette espece est assez rare dans la Depression pannonienne, dans le bassin de Beiuș je ne l’ai rencontree que dans les marnes de la pârtie superieure du Pontien, dans la region des villages de Hidișelul de Sus et de Hidișelul de Jos. VI. CONCLUSIONS GENERALES Au debut du Tortonien, les eaux de la Mediterranee, venant de la De- pression pannonienne, penetrent dans un petit bassin d’effondrement qui venait de se former entre les Monts de Pădurea Craiului et les Monts du Codru. Ces eaux sedimentent les roches caracteristiques de cet etage, roches que nous retrouvons dans toute la Depression pannonienne: dans la region du littoral, des roches detritiques torrentielles et des roches organogenes (calcaires de Leitha) â faune tres riche en Mollusques, Echinodermes et Coraux et, dans la region neritique, des argiles â Corbula et Pleurotoma. Ce bassin ayant peu d’etendue et peu de profondeur, c’est le facies littoral qui predomine. Contrairement â la regie qui veut que, dans la Depression pannonienne, le Sarmatien se presente des le debut en regression, dans le bassin de Beiuș, cet etage commence par envahir de nouvelles surfaces et depasse les limites du Tortonien, surtout au S et â l’E. Comme dans le Tortonien on peut dis- tinguer dans le Sarmatien deux facies: un facies littoral calcaire et un facies neritique d’origine detritique. L’analyse des faunes sarmatiennes demontre que, dans le bassin etudie, \ IGR/' Institutul Geological României LE BASSIN NfiOGfiNE DE BEIUȘ 219 seul l’horizon inferieur du Sarmatien, le Volhynien, est represente. Cet ho- rizon est recouvert par des conglomerats dans la region de l’ancien littoral et par des greș vers l’interieur, ce que nous attribuons â la phase d’evacua- tion du bassin pendant le Sarmatien moyen. Pendant le Sarmatien superieur et le Meotien, le bassin de Beiuș s’etant asseche, les cours d’eau creaient un relief tres varie qui a atteint en plusieurs endroits le soubassement. La Depression pannonienne avait cesse de com- muniquer avec les depressions situees â l’exterieur des Carpates. La transgression du Pliocene a eu lieu pendant le Pontien, lorsque la communication se fut retablie entre la Depression pannonienne et celles qui etaient situees au-delâ des Carpates. Les depots pontiens ensevelissent completement le relief â peine forme; ils avancent fortement vers le S et Ie SE, entre les Monts du Bihor, du Codru et de Moma et s’elevent ă des hau- teurs qui n’avaient ete atteintes par aucun des depots des etages precedents. Comme ces derniers, le Pontien aussi est represente par deux facies: un facies neritique de marnes fines, generalement pauvre en fossiles et un facies littoral represente par des faluns. J’ai pu y determiner une faune riche en Mollusques, surtout dans les regions oii les anciennes rivieres se versaient dans la Mer pannonienne. Pendant le Pontien, c’etait une mer interieure dont les fonds etaient, dans leur majeure pârtie, impropres â la vie, comme la Mer Noire de nos jours. Apres la sedimentation du Pontien, la communication entre les depressions des deux cotes des Carpates s’interrompt de nouveau. Le bassin de Beiuș se remplit pour la seconde fois de depots torrentiels — du gravier dans la region de l’ancien littoral, des sables dans l’interieur du bassin — auxquels nous attribuons l’âge pliocene superieur. Les faunes caracteristiques du Da- cien et du Levantin de la Depression pontocaspienne y font defaut. Le Pleistocene est represente surtout par des argiles bigarrees qui con- tiennent de nombreuses concretions ferrugineuses (Bohnerz). Le loess fait completement defaut. En dehors des quelques mouvements epirogeniques, le bassin de Beiuș n’a subi aucun autre mouvement pendant toute l’epoque du Neogene. C’est pourquoi ses depots moulent le cadre du bassin et ne plongent que de 50 â 150 vers l’interieur. Le bassin neogene de Beiuș consiste en deux bassins d’effondrement d’âge different dus aux etapes successives de formation de ce bassin. Dans la region NW il y a un petit bassin rempli de depots miocenes et pliocenes et dans la region du S il y a un second bassin, de plus grande dimension, qui ne contient que des depots pliocenes. Entre ces deux bassins, le soubasse- ment permo-mesozoîque, etant assez proche de la surface, affleure sous forme de nombreux îlots, grands ou petits, qui donnent naissance â plusieurs por- tions de cours d’eau epigeniques. w ,.,'A Institutul Geological României \ I6r/ 2ZO M1RCEA PAUCĂ Ces deux bassins ont un aspect different du point de vue morphologique aussi; tandis que le relief du premier est disperse, le second est domine par la vallee asymetrique du Criș Negru. Les lignes de failles, qui separent les depots neogenes du bassin de Beiuș des depots permo-mesozoîques des monts qui l’entourent, se mani- festent aujourd’hui encore par de nombreuses sources thermales. Refu; Octobre 1933. Institutul Geologic al României BIBLIOGRAPHIE ANDRUSSOW N. Die siidrussischen Neogenablagerungen. 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Institutul Geological României Institutul Geological României PLANCHE I Institutul Geological României PLANCHE T Fig. i et 2. Clypeaster partschi MlCHELIN, Tortonien de Tașad. Longueur 142 mm. Fig. 3 et 4. Venus multilamella LAMARK, Tortonien de Tașad. Hauteur 32 mm. Fig. 5 et 6. Schizaster eurynotus AGG., Tortonien de Tașad. Longueur 63 mm. Fig. 7. Echinolampas barcinensis LAMBERT, Tortonien de Tașad. Longueur 120 mm. Institutul Geologic al României Mircea Paucă. Beiuș Planche I IGR> Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu Institutul Geological României PLANCHE II Institutul Geological României PLANCHE IT Fig. i et 2. Spatangus austriaeus LAUBE, Tortonien de Tașad. Longueur 87 mm. Fig. 3 et 4. Schizaster calceolus LAMBERT, Tortonien de Tașad. Longueur 59 mm. Fig. 5 et 6. Venus untbonaria LAMARK, Tortonien de Tașad. Longueur 100 mm. Fig. 7. PectHnculus pilosus L., Tortonien de Tașad. Hauteur 44 mm. Fig. 8. Pholadomya alpina MATHERON, Tortonien de Tașad. Longueur 95 mm. Institutul Geological României Mircea Paucă. Beiuș Planche II Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krafft & Drodetî s. a., Sibiu jA Institutul Geological României IGRZ PLANCHE III Institutul Geological României PLANCHE III Fig. i et 2. Ostrea gingensis SCHLOTH., var. sarmatica FUCHS, Sarmatien inferieur de Căbești. Longueur 45 mm. Fig. 3. Amusium cristatum BRONN var. badensis FONTANNES. Tortonien de Tașad. Hauteur 49 mm. Fig. 4 et 5. Glycymeris menardi (DESHAYES), Tortonien de Tașad. Longueur 130 mm. Institutul Geologic al României Mircea PaucĂ. Beiuș Planche III Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krarît & Drotlcff $. a., Sibiu Institutul Geological României PLANCHE IV Institutul Geological României PLANCHE IV Fig. i. Chlamys elegans (ANDRZ.) var. obliqua n. var., Tortonien de Tașad. Longueur 54 mm. Fig. 2. Chlamys elegans (ANDRZ.), Tortonien de Tașad. Longueur 25 mm. Fig. 3. Chlamys multistriata POLI var. tauroperstriata SACCO, Tortonien de Tașad. Longueur 45 mm- Fig. 4. Pecten latissimus BROCC. var. austriacus KAUTSKI, Tortonien de Tașad. Hauteur 126 mm. Fig. 5. Chlamys elegans (ANDRZ.) var. obliqua n. var., Tortonien de Tașad. Hauteur 45 mm. Fig. 6. Pecten leythajanus PARTSCH, Tortonien de Tașad. Hauteur 34 mm. Fig. 7. Chlamys elegans (ANDRZ.), Tortonien de Tașad. Hauteur 32 mm. Institutul Geological României Mircea Paucă. Beiuș Planche IV Institutul Geological României PLANCHE V Institutul Geological României PLANCHEV Fig. i, 2, 3 et 4. Ostrea digitalina DUBOIS, Tortonien de Tașad. Fig, 1 et 2, hauteur 96 mm; Fig. 3 et 4, hauteur 92 mm. JA Institutul Geologic al României IGR/ Mircea Paucă. Beiuș Planche V Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krafft & Drodeff s. a., Sibiu IGRV Institutul Geological României PLANCHE VI Institutul Geological României PLANCHE VI l'ig- i, z, 3 et 4. Ostrea cochlear POLI var. navicularis BROCCHI, Tortonien de Tașad. Fig. i et 2, hauteur 70 mm; Fig. 3 et 4, hauteur 77 mm. jX Institutul Geologic al României igrZ Mircea Paucă. Beiuș Planche VI Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Kratfc & Drotle# s. a.. Sibiu igr/ Institutul Geological României PLANCHE VII Institutul Geological României PLANCHE VII Fig. i, 2, 3 et 4. Gryphaea crassissima (LAMARK), Tortonien de Forosâg. Fig. 1 et 2, hauteur 165 mm; Fig. 3 et 4, hauteur 136 mm. Institutul Geological României Mircea Paucă. Beiuș Planche VII Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XV i'. Repr. Kraffc & Drotlci? s. a., Sibiu Institutul Geological României PLANCHE VIII Institutul Geological României PLANCHE VIII Fig. i—4. Congeria partschi CzJzEK, Pontien de Stracoș. Fig. 1 et 2, hauteur 41 mm; Fig- 5- Fig. 3 et 4, hauteur 44 mm. Limnocardium syrmiense (R. HOERNES), Pontien de Pietrani. Longueur 24 mm. Fig. 6—9. Unio atavus PARTSCH, Pontien de Stracoș. Fig. 6 et 7, hauteur 29 mm; Fig. 8 et 9 hauteur 38 mm. Fig. 10—13. Congeria marcovici BRUSINA, Pontien de Stracoș. Fig. 10 et 11, hauteur 58 mm; Fig. 12 et 13, hauteur 43 mm. Fig. 14 et 15. Congeria căjzcki (M. HOERNES), Pontien de Hidișelul de Sus. PIauteur32 mm. Fig. 16—22. Congeria ornitopsis BRUSINA, Pontien de Șoimi. Fig. 16 et 17, hauteur 36 mm; Fig. 18, hauteur 32 mm; Fig. 19 et 22, hauteur 21 mm; Fig. 20 et 21, hauteur 26 mm. Fig. 23 et 24. Pectunculus obtusatus PARTSCH, Tortonien de Tașad. Longueur 19 mm. Institutul Geological României \ 1GR Mircea Paucă. Beiuș Planche VIII Repr. Krafft & Drocleff s. a., Sibiu Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Institutul Geological României PLANCHE IX Institutul Geological României PLANCHE IX l i", i et 2. Murex sublavatus BASTEROT, Sarmatien inferieur de Bucuroaia. Hauteur 15 mm. Fig. 3 et 4. Pleurotoma doderleini M. HORNES, Sarmatien inferieur de Bucuroaia. Hau- teur 22 mm. Fig. 5—8. Ervilia pusilla PHIL., Sarmatien inferieur de Bucuroaia, X 2. Fig. geti o. Ervilia podolica EICHWALD, Sarmatien inferieur de Bucuroaia, X 2. Fig. ii—14. Pleurocera kochi FUCHS, Pontien de Stracoș, X 2. Fig. 15 et 16. Melanopsis austriaca HANDMANN, Pontien de Stracoș. Hauteur 16 mm. Fig. 17—20. Limnocardium secans (FUCHS), Pontien de Stracoș. Longueur 32 mm. Fig. 21—24. Melanopsis scripta FUCHS, Pcntien de Stracoș, X 2. Fig. 25—30. Melanopsis sturi FUCHS, Pcntien de Șoimi, X 2. Fig. 31—50. Melanopsis bouei bouei FERUSSAC, Pcntien de Stracoș, X 2. Fig. 51—56. Melanopsis stricturata BRUSINA, Pontien de Stracoș, X 2. Fig. 57—61. Melanopsis pygmaea M. HORNES, Pontien de Stracoș, X 2. Mircea Paucă. Beiuși Planche IX Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Kraffc & DrotlcH s. a., Sibiu \ IGR/ Institutul Geologic al României PLANCHE X Institutul Geological României PLANCHE X Fig. i—8. Melanopsisfossilis (GMELIN), Pontien de Stracoș. Fig. i et 2, hauteur 21 mm; Fig. 3, 4, 7 et 8, hauteur 29 mm; Fig. 5 et 6, hauteur 36 mm. Fig. 9—14. Melanopsis clava clava SANDBERGER, Tortonien de Tașad. Fig. 9 et 10, hauteur 23 mm; Fig. 11 et 12, hauteur 22 mm; Fig. 13 et 14 hauteur 33 mm. Fig. 15 et 16. Melanopsis impressa KRAUSS var. carinatissima SACCO, Pontien de Șoimi. Hauteur 34 mm. Fig. 17 et 18. Melanopsis impressa KRAUSS var. monregalensis SACCO, Pontien de Stracoș. Hauteur 28 mm. Fig. 19 et 20. Melanopsis impressa impressa KRAUSS, Pontien de Șoimi. Hauteur 33 mm. Fig. 21 et 22. Melanopsis impresa KRAUSS var. carinatissima SACCO, Pontien de Șoimi. Hauteur 36 mm. Fig. 23 et 24. Melanopsis impresa KRAUSS var. monregalensis SACCO, Pontien de Stracoș. Hauteur 40 mm. Fig. 25—30. Melanopsis impresa impressa KRAUSS, Pontien de Șoimi. Fig. 25 et 26, hauteur 33 mm; Fig. 27 et 28, hauteur 38 mm; Fig. 29 et 30, hauteur 42 mm. Institutul Geologic al României Mircea Paucă. Beiuș Planche X Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krafft & Drotlcff s. a.» Sibiu Institutul Geological României PLANCHE XI Institutul Geological României PLANCHE XI Fig. i —6. Melanopsis vindobonensis FUCHS, Pontien de Stracoș. Fig. i —4, hauteur 32 mm; Fig. 5 et 6, hauteur 35 mm. Fig. 7—10. Melanopsis fossilis (GMELIN), Pontien de Stracoș. Hauteur 42 mm. Fig. 11—14. Melanopsis fossilis (GMELIN), Pontien de Stracoș. Hauteur 53 mm; exem- plaires roulees. Fig. 15—20. Melanopsis fossilis (GMELIN), Pontien de Stracoș. Fig. 15 et 16, hauteur 48 mm; Fig. 17 et 18, hauteur 45 mm; Fig. 19 et 20, hauteur 42 mm. Fig. 21—26. Melanopsis vindobonensis (FUCHS), Pontien de Stracoș. Fig. 21 et 22, 25 et 26, hauteur 18 mm; Fig. 23 et 24, hauteur 16 mm. ■ IA Institutul Geologic al României k IGR> Mircea Paucă. Beiuș Planche XI Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Krafft & Drodeff s. Sibiu Jkv Institutul Geologic al României igr/ CERNĂUȚI Vf Sorfdevll 3W S1GHST T • : . IAȘI %‘QRAOEA CHISINAU CLUJ 'Vașcău SIBIU IMiȘOARA O BRAȘOV ăsad 5^*Buc0roaia CRAIQVA BUCUREȘTI CONSIANTA Calea Mare racos EMPLACEMENT DE LA REGION LEVEE SUR LA CARTE DE LA ROUMANIE 300 Km 100 200 i Sătitelec Gruiulung. Gepioară pica? Oppa 200’b *lncesti: Dusestv -Mihileu ase •V' V I L > Ebn&j andiî Sâmbăsaa Sșhgdol >84» Hpjpd lazuri Mociar Ținea 6 Albești Copăce Ooscfeni țel 2' Remetea elfîr âldăbagiu *399 Gociuba SăuCâtii 'Binseie •^'Pietroasa saca Cresuia CărâsăJ' Curățele yăi^i Pocda Burda & Sân Martin Olcea Nimbesti Uileac Călacea iudureasa Suncuife, 4)6 O Mizis Săliste iriis" Negru fericea MIRCEA PAUCA 316 lotoneni CARTE GEOLOGIQUE Merag rociubât^ 274 raiasa Dumbrăvani Târcăita • > r$det lOKin ^leg'rȘj"dj Rienil 326 Petrii enc Harțe^ti, ■355 unea Alluvions Eâneata Sârbe'sti Vâțzâi' de Su’S $ Leheceni Săliste Eboulements Charbon istior Băile Felix •wv Sarmatien infer. MIRCEA PAUCA Bassin Neoasne de Beiu 6 Oașand HidișePNand^ $ ^itanK Leiesti J < ■’ .^^de-Jbs, ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROM. VOL.XVII IMPRIM. ATELJNSTîT. GEOL. AL ROM. Institutul Geological României \ iro / ETUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE PAR P. PETRESCU S O M M A I R E Introduction....................................................................... 225 G6n6ralit6s sur les lacs littoraux de Ia câte roumaine de la Mer Noire . . 225 L’origine des limans............................................................... 227 Les conditions d’existence des limans du SE de la Bessarabie; la composition chimique de. leurs eaux............................................................... 230 Btude comparative de la composition des eaux des limans et de l'eau de la Mer Noire 237 Le caractere chimique des eaux deduit des rapports entre leurs constituant! .... 241 Na- SO'' HCO'a Ca- ' Ca- SO"4 Na- Cl' Cl' Mg- Mg- Na- 4 Cl’ SO"4 T7777 et ——....................................... 253 A) Analyse des rapports B) Analyse des rapports C) Analvse des rannorts fitude chimique de deux Solutions salines prises dans le lac Budur et dans la saline de Burnaz........................................................................ 256 Conclusions generales........................................................... 261 INTRODUCTION 1. Generalit.es sur les lacs littoraux dela cote roumaine dela MerNoire. Le littoral du NW et du N de la Mer Noire est parseme sur presque toute sa longueur de lacs sales d’origine marine. Ces lacs, parfois assez etendus, tres nombreux sur ce littoral, le sont par contre moins sur la cote occidentale. Ils sont encore plus rares sur le littoral meridional et le littoral oriental. Sur la cote roumaine de cette mer, on rencontre ce genre de lacs sales aussi bien dans le sud de la Bessarabie qu’en Dobrogea. Au sud de la Bessa- rabie, â partir du Dniestr (Nistru), â l’embouchure duquel se trouve le plus grand lac de la region, connu sous le nom de « Limanul Nistrului», on ren- ta Institutul Geological României 226 P. PETRESCU contre les lacs sales suivants: le Șabolat, d’une superficie d’environ 3.200 ha., le Burnaz, mesurant, avec sa portion denommee Hagi-Ibrahim, environ 2.500 ha., l’Alibei, s’etendant, avec le lac Caraceaus, sur environ 9.100 ha., le lac Șagan mesurant 6.300 ha., le Sasicul-Mic et le Djantșaî d’une etenduc totale d’environ 600 ha., et enfin le plus grand de tous: le Iac Sașie ou Cun- duc, d’une superficie d’environ 20.000 ha. (Voir la carte â la fin). Tous ces lacs, sauf le Șabolat, forment par leur continuite un com- plexe unique. Ainsi, le lac Sașie communique avec le Șagan par les lacs Sasicul-Mic et Djantșai et le lac Alibei communique avec le lac Burnaz par le Carughiol. Le lac Șagan est en communication directe avec le lac Alibei. Au SW du lac Sașie se trouvent encore les lacs Soloneț et Jibrieni, d’une superficie totale d’environ 500 ha., lesquels, etant compris dans la zone d’inon- dation du Danube, ont leur maximum d’eau en hiver et au printemps. Outre les lacs mentionnes plus haut, on en rencontre encore d’autres dans le sud de la Bessarabie, presque tout aussi grands, mais qui sont des lacs d’eau douce, â savoir: le Kitai, le Catlabug, le lalpug, le Cugurlui, le Cartai et le Cahul, alimentes par de petits cours d’eau et en meme temps en communication avec le Danube. D’apres les restes de faune que l’on trouve dans les depots de fond de ces derniers lacs, on peut en tirer la conclusion qu’eux aussi sont d’origine marine. En raison de leur salinite, tres voisine de celle des lacs d’eau douce, nous ne nous en occuperons pas, pour Ie moment, dans la presente etude. Sur la cote de la Dobrogea touchant ă la Mer Noire, les lacs sales les plus importants sont les suivants: Razelm, Golovița, Zmeica, Sinoe, Caranasuf, Duingi, Tașaul, Siutghiol, Agigea, Tekirghiol, Tatlageac, Ezerul Mangaliei, Mangalia, Comorova, Cartai, Satlamaș, etc. Quelques-uns, comme les lacs Razelm, Tașaul et Siutghiol ont actuellement des eaux presque douces, â la suite des Communications artificielles etablies entre ces lacs et le Danube. La morphologie de tous ces lacs littoraux est assez variee. Les uns ont Ia forme manifeste d’embouchures elargies et colmatees de cer- tains cours d’eau anciens, aujourd’hui reduits, disparus ou ayant peut-etre tnodifie leur cours. La formation de ces lacs est due au phenomene de col- matage qui se produit aujourd’hui aux bouches du Danube, du Dniestr, du Boug et du Don, et qui a provoque, ă des epoques diverses, leur sepa- ration d’avec la Mer Noire. C’est ainsi que le liman Hagibei s’est isole de la Mer Noire anterieurement au XlII-eme siecle, tandis qu’en ce qui concerne le liman Tiligul, ce phenomene ne s’est produit qu’en 1823. Ces deux derniers limans se trouvent au NE de l’embouchure du Dniestr. Rentrent dans cette categorie les lacs Sașie, Burnaz, Tekirghiol, Agigea et Mangalia. Les savants russes designent les lacs sales de cette origine sous le nom de «lima n». Ce terme est en usage chez les habitants de la region; il provient Institutul Geological României Etude gEochimique des eaux des limans du sud-est de la bessarabie 227 du grec h/xriv (port). On a d’aiileurs trouve dans le liman Hagibei des restes de grandes embarcations. D’autres lacs ont une configuration semblable â celle des lagunes. Les depressions qu’ils occupent sont habituellement d’anciens golfes ou des baies situees le long du littoral. Leur forme est generalement arrondie. On constate que ces lacs sont egalement en communication avec des vallees, sans doute des anciens lits de ruisseaux ou de petites rivieres. On peut faire entrer dans cette categorie les lacs Șabolat, Carughiol, Șagan, Sasicul-Mic, Djantșaî, le complexe forme par les lacs Razelm, Smeica, Sinoe, etc., puis les lacs Siutghiol, Comorova et Satlamaș. Les savants rus- ses les designent simplement sous le nom de lacs sales. Nous sommes d’avis que le terme de «liman» peut etre applique aussi aux lacs de la seconde categorie, parce que ceux-ci prennent egalement naissance, comme nous le verrons, presque de la meme maniere que les premiers, et qu’il est necessaire de grouper, pour simplifier, tous les lacs sales d’origine marine en une seule categorie. C’est par cette seule deno- mination qu’on peut les distinguer directemcnt d’autres lacs sales que l’on rencontre souvent sur le continent, mais qui ont une autre origine. 2. L’origine des limans. Les limans sont isoles de la mer par des «perisipe» (cordons de sabie) de largeur variable, qui atteignent parfois plus de 500 metres. Dans ce dernier cas, les cordons sont consolides et recouverts par endroits de vegetation. Les Communications actuelles de ces limans avec la mer par des «gârle», «prorve » ou «portițe» (canaux de liaison) ne sont pas naturelles; elles sont entretenues par des amenagements speciaux rcquis par les necessites de la peche. Le nombre considerable des limans du littoral N et NW de la Mer Noire est du, semble-t-il, d’une part au complexe de conditions hydrologiques locales du continent et d’autre part â l’absence de flux et de reflux de cette mer. En effet, c’est dans cette pârtie du littoral de la Mer Noire qu’affluent la plupart des cours d’eau dont certains ont des debitsconsiderables(tab.VIII). Or, tous les cours d’eau plus importants, tels que le Danube, le Dniepr, le Boug et le Dniestr, charrient dans les eaux de la mer des quantites enormes d’alluvions, surtout de nature minerale, qui envasent sur de grandes eten- dues le fond de la mer vers ce littoral. Les niveaux bathymetriques de la Mer Noire revâlent vers la cote septentrionale etla cote du NW, jusqu’â des distan- ces de 200 km., des profondeurs de 100—165 metres et un fond presque abrupt sur le littoral meridional. Les materiaux alluvionnaires transportes par les eaux des fleuves n’etant pas entraînes plus loin par suite de l’absence de reflux, se ddposent, suivant l’ordre de grosseur et de densite de leurs par- ticules, â des distances plus ou moins grandes de l’embouchure des f leuves. 15* Institutul Geological României 16 R/ 228 P. PETRESCU C’est pourquoi l’envasement et l’elevation du fond de la mer dans ces endroits sera plus rapide. La formation et la progression des estuaires des fleuves sont dues â des envasements de ce genre. Les differences actuelles dans la configuration bathymetrique de la Mer Noire seraient certes moins accentuees si dans cette mer avaient existe des mouvements de marees contribuant â une repartition plus etendue des ma- teriaux alluvionnaires. En outre, dans les mers depourvues de flux et de reflux, tous les produits provenant soit de l’abrasion des rivages, soit des detritus de fond des regions du littoral, demeurent sur place, exposes au libre jeu des vagues qui les pous- sent dans des regions plus abritees, telles que les echancrures du continent et meme les embouchures plus larges des cours d’eau. C’est ainsi que pren- nent tout d’abord naissance Ies seuils de fond, qui sont submerges au debut mais emergeront lorsqu’ils se seront suffisamment developpes. Le develop- pement de ces seuils est toujours plus accentue sur leur versant continental, parce que la sedimentation s’y produit â l’abri des vagues. II va de soi qu’â la formation des seuils contribuent aussi les materiaux de colmatage d’origine alluvionnaire ou eolienne, venus de l’interieur du bassin qui tend â se fermer. La preuve que le phenomene se produit dans de telles conditions nous est fournie non seulement par les processus de colmatage qui ont lieu aujourd’hui ă l’embouchure des grands cours d’eau se deversant dans la Mer Noire, mais aussi par les faits analogues observes dans l’etendue meme des limans. A l’interieur de ces limans, des cordons secondaires prennent naissance et provoquent leur fractionnement en lacs plus reduits. C’est par des cor- dons secondaires de cette espece que les lacs Martaza, Mahala et Budur se sont separes du liman Șagan. La superficie du lac Budur est de 60 ha. Lors de notre passage dans cette contree, son cordon de separation mesurait de 50 â 60 metres en largeur. De meme, dans le liman Alibei s’est forme un cordon qui, dans un proche avenir, separera tres probablement une pârtie importante de ce liman, connue â present sous le nom de lac Caraceaus. Du fait que le mouvement produit par les vents dans les eaux des limans est le meme que celui des eaux de la Mer Noire, les nouveaux cordons formes ont â peu preș la meme orientation queles cordons primaires; certains d’entre eux leur sont meme paralleles. Mentionnons parmi ces cordons secondaires celui forme dans le liman Alibei, â moins d’un kilometre de son extremite septen- trionale, et ceux du liman Sașie. Dans ce dernier liman se trouvent 2 seuils, dont l’un, tres accentue, situe â quelque 700 m au S d’Eskipolos, a une crete emergeant au-dessus du niveau des eaux. Ces seuils sont formes par de grands bancs de coquilles, surtout de Car- dium ediție, puis de Bulla, Mytilus, Hydrobia, etc., accumules en cet endroit du liman, lâ ou il est moins profond (environ 1,5 m). ETUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 229 Au N de ces seuils et abritee par eux, l’eau du liman Sașie est plus calme, meme pendant la tempete. C’est pourquoi, dans cette region, les materiaux en suspension apportes soit par ses affluents Sărata et Cogâlnicul, soit par les vents, se deposent â peu preș uniformement sur toute la largeur du liman. Les envasements produits, dans les eonditions decrites, le long du lit- toral NW de la Mer Noire ont provoque l’egalisation de la cote NW de cette mer en un espace de temps relativement court. Selon Grabau (12), les lacs sales situes autour de ce littoral de la Mer Noire se grouperaient en deux categories: a) Une premiere categorie formee des limans Șabolat, Burnaz, Alibei, Șagan et Sașie et de leurs annexes, que cet auteur considere comme faisant pârtie des lacs denommes par lui « marginal salt pans », c’est-â-dire de sim- ples depressions continentales bordant les mers ou les oceans et qui, â la suite de tempetes ou d’elevations exceptionnelles du niveau des eaux, peuvent etre remplies de temps ă autre par de l’eau de mer. Suivant cette particularite, qui correspond en tous points ă la structure des marais salants amenages artificiellement sur les rivages des mers en vue de l’extraction du sel, la connexion des limans du S de la Bessarabie avec la Mer Noire serait donc purement accidentelle. L’auteur etablit d’ailleurs une distinction nette entre ces « marginal salt pans » et les lagunes, qu’il trăite separement dans son ouvrage. b) Une seconde categorie, formee par des lacs marins permanents, com- prendrait le lac Tekirghiol. Grabau les nomme des lacs larnaciens, d’apres le prototype choisi, dans l’espece le lac Larnaca de l’île de Chypres, decrit en 1910 par Bellamy. La structure morphologique actuelle de ces limans, et meme celle du liman Șabolat, demontre suffisamment qu’en cette occurence il ne saurait etre simplement question des remplissages marins de certaines depressions fortuites du continent. Au contraire, on constate que tous ces limans occu- pent des depressions formees par des denudations erosives et abrasives. Les etudes de Sokolof (31) sur les limans situes entre le Dniestr et le Dniepr, dont l’evolution a certainement aussi ete suivie en pârtie par les limans du lit- toral roumain de la Mer Noire, montrent que leur fond aurait ete creuse dans des formations sarmatiennes. Dans les limans Hagibei et Cuialnic situes au NE de l’embouchure du Dniestr, le Sarmatien, forme d’un calcaire sableux â Mactra, s’eleve de 7 m. au-dessus du niveau de ces eaux. A ce calcaire se superpose un paquet de couches argileuses et sableuses appartenant au Meotien, ensuite une couche de calcaire pontien epaisse de 6—-7 metres, qui supporte les depots de loess. Le fond actuel de ces limans, comme celui des autres situes sur le reste du littoral de la Mer Noire, se trouve â present bien au-dessus du fond ini- Institutul Geologic al României 23° P. PETRESCU tial, celui-ci ayant ete recouvert par des depots de boue minerale et orga- nique dont l’epaisseur varie d’un liman â l’autre. L’epaisseur de ces depots n’est pas uniforme sur toute l’etendue d’un meme liman, elle est toujours plus grande en son milieu et dans le voisinage de la mer. Sokolof deduit de ces faits que la formation des limans est due â une elevation continue du niveau de la Mer Noire, qui s’est manifestee depuis le debut du Quaternaire. A partir de cette epoque, les eaux de la Mer Noire penetrant par les embouchures de ses affluents, dont le lit etait surement plus bas qu’il ne l’est actuellement, les ont elargies d’abord et colmatees ensuite. Andrussov (i) admet qu’il s’est produit un effondrement du littoral N et NW de la Mer Noire, qui a eu pour effet de faire penetrer l’eau sur le con- tinent. Cet effondrement du continent a certainement eu lieu sur le littoral occidental de la Mer Noire, car un sondage execute dans le delta du Da- nube (canal de Sulina) a penetre â 7 metres sous le niveau actuel de la Mer Noire dans des couches de loess â fossiles (20). II est fort possible que l’exhaussement du niveau de la Mer Noire (So- kolof), les oscillations du continent (Andrussov) et peut-etre aussi les cour- rants cotiers ont ensemble contribue â la formation des limans. LES CONDITIONS D’EXISTENCE DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARAB1E; LA COMPOSITION CHIMIQUE DE LEURS EAUX Les limans du SE de la Bessarabie, d’une etendue si considerable, se sont isoles dans une region pourvue de conditions hydrologiques et clima- tiques speciales. Dans toute la contree, il n’existe que deux cours d’eau per- manerits qui se deversent dans le Sașie, tandis que les vallees communiquant avec les autres limans n’apportent qu’un peu d’eau provenant de la fonte des neiges ou des pluies printanieres. Les precipitations locales sont minimes, inferieures â 400 mm.; par con- tre, les vents y soufflent toute l’annee (voir le tab. X). D’autre part, la region est pauvre en eaux phreatiques. On rencontre une premiere nappe d’eau â la base du loess qui, dependant des precipita- tions atmospheriques, ne peut facilement ceder de l’eau, sauf apres les gran- des pluies. Une seconde nappe, plus importante, se trouve â la base du cal- caire pontien; elle alimente les riches sources de Tătărești (Tatar-Bunar). Du fait que les couches sont inclinees vers le S et disparaissent sous la couche de loess, il en resulte que cette nappe ne contribue pas elle non plus ă l’ali- mentation de ces limans, JA Institutul Geologic al României 16 R/ ETUDE GfiOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 23 I D’ailleurs, certaines observations, bien que sommaires, effectuees sur la salinite des eaux des puits de Borisofca — localite situee dans la region sep- tentrionale de la rive occidentale du liman Sașie — permettent de supposer que Ia nappe d’eau phreatique au niveau de l’eau de ce liman a ete non seulement tamponnee, mais encore penetreepar l’eau du liman elle-meme (io). Le role reduit des nappes d’eau phreatiques dans l’alimentation des limans du SE de la Bessarabie est suffisamment prouve par le fait que dans certaines annees les liman. Alibei el Burnaz, au volume d’eau aussi considerable, ont presque desseche â cause de leur isolation temporaire avec la mer. Grâce â ces conditions hydrologiques et climatiques, les eaux des limans etant soumises â une evaporation intense, on observe parfois que leur niveau s’abaisse au-dessous de celui de la Mer Noire. C’est pourquoi il arrive sou- vent, pendant les grandes tempetes, que leur niveau s’eleve brusquement â la suite de leur envahissement par les eaux de la mer. L’effet de ces evaporations sur la composition des eaux des limans est toutefois beaucoup plus important. En premier lieu, leur salinite croit et parfois meme atteint pendant la saison seche un tel degre, que des efflorescences salines, en particulier de chlorure de sodium, se produisent sur les fonds decouverts. De ce fait, une pârtie de la faune entrant dans les limans en meme temps que l’eau de la mer et, ne pouvant s’adapter au nouveau milieu meurt en masse. En outre, il est â prevoir que, dans ces nouvelles conditions physiques, certains processus bio-physico-chimiques interviennent et contribuent neces- sairement â modifier la composition chimique des eaux des limans. De ce qui precdde au sujet des relations hydrographiques actuelles des limans, il resulte que la composition chimique de leurs eaux depend presque exclusivement de celle de la Mer Noire. Sous ce rapport, l’influence des eaux douces peut etre negligde, sauf toutefois, dans une certaine mesure, pour ce qui est du liman Sașie, le seul alimente en permanence avec de l’eau douce. Les eaux des limans auront donc, dans Ies regions voisines des canaux mentionnes, les «prorves», une composition ă peu preș identique â celle de la Mer Noire. Les caracteres propres aux eaux de ces limans, deve- loppes sous l’action des facteurs physiques et bionomiques locaux, seront plus manifestes dans les zones plus distantes des regions d’influence des eaux venant de l’exterieur. Partant de ces considerations, nous avons recolte le materiei necessaire aux analyses dans les zones oii les eaux des limans n’etaient influencees di- rectement ni par les eaux de la Mer Noire, ni par les eaux douces. Les echan- tillons d’eau ont ete prises constamment du fond et jamais â moins d’un metre de profondeur. Institutul Geologic al României 232 P. PETRESCU Les echantillons ont ete pris dans l’intervalle du 7 au 11 mai 1930 aux points suivants: dans le liman Sașie, â environ 6 km. au N de Zolocari et â 150 metres du rivage; dans le liman Alibei, â un point situe au S de Veselo- Balca et â 50 metres du rivage; dans le liman Burnaz, ă un point situe ă 2 km. au S de la localite de Tuzla et â peu preș au milieu du lac; dans le liman Șabolat, â l’interieur de sa courbure â Budachi. Outre les eaux des limans, nous avons recueilli deux echantillons de sau- mures: l’un provenant du lac qui s’est separe du liman Șagan â Budur, l’autre provenant d’un des bassins de concentration d’un marais salant etabli pour l’extraction du chlorure de sodium, sur le bord NW du liman Burnaz. Nous avons du renoncer â prendre des echantillons du liman Șagan â cause du mauvais temps qui nous a empeche de les prendre suivant les conditions prevues. Les resultats de l’analyse des eaux de ces limans sont consignes dans les tableaux No. I, II, III et IV. Les donnees analytiques ont ete disposees de maniere â fournir au premier examen des informations aussi completes que possible sur la composition chimique des eaux analysees. Nous presentons d’abord, âl’aide des donnees relatives â la concentration pour miile des divers constituants chimiques, la composition glo- bale des eaux, exprimee aussi bien en poids formulaires qu’en equivalents. Dans les relations des pourcentages qui suivent, nous exprimons, par les donnees en poids, la composition chimique de la salinite meme; et, par le rapport des equivalents, les rapports d’c- q u i I i b r e chimique existant entre les divers constituants chimiques. Le rapport de la teneur de tous les constituants â 100 parties de chlore — en poids formulaires ou en equivalents — fournit une autre serie de donnees analytiques. Ces nouvelles donnees sont les memes, indifferemment si l’on con- sidere la salinite ou la composition globale des eaux. Grâce â ce mode de presentation des resultats analytiques, nous pouvons exprimer tout aussi bien la composition globale des eaux que la composition de leur salinite. Nous faisons ressortir ainsi le sens exact des diverses donnees analytiques qu’on utilise courramment et ctablissons en meme temps une liaison entre les diverses manieres de presenter Ia composition chimique des eaux. Du fait que certains constituants chimiques des eaux marines tels que l’iode, l’acide phosphorique, le fer, le lithium etc. s’y trouvent en quantites minimes et presentent une importance assez reduite quant aux buts de cette etude, nous avons renonce â leur dosage. Nous avons renonce egalement â determiner l’oxydabilite des eaux analysees â cause de la difficulte de separer completement la substance orga- nique en suspension—animee ou inanimee — de la substance organique en solution; cette derniere est la seule qui appartienne â la composition chi- mique des eaux. La teneur en sodium a ețe deduite par difference, 11^ Institutul Geological României igrZ fiTUDE GIÎOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSAKAB1E 233 TABLEAU I Analyse de l'eau du liman Sașie R6coltce le 7 mai 1930 Ph = 7>J 1 kg d’eau contient: Grammes Milliequivalents Anions Chlore Cl' Brome Br' lode I' Sulfurique SO”4 Bicarbonique HC0'3 18,5288 o>°45° 2,5491 0,1886 522,525 0,563 53,046 3,091 Cations Potassium K’ Sodium Na- Ammonium NH’3 Calcium Ca" Magndsium Mg" 0,3778 10,3757 0,3643 1,2192 9,662 451,122 18,183 100,258 Acide metasilicique .... SiO3Hs 0,0008 - Total . . . Relations de pc 33,6475 urcentages n85,45O • Par rap. a 100 parties de sels dis- sous Par rap. â 100 parties de chlore Par rap. â une te- neur de 100 6quiv. Par rap. ă 100 equiv. de chlore Anions Chlore Cl' Brome Br' lode I' Sulfurique SO "4 Bicarbonique IICO3 55,065 0,134 7,573 0,561 100,000 0,243 13,752 1,018 45,io6 0,048 4,579 0,267 100,000 0,107 10,152 0,591 Cations Potassium K’ Sodium Na* Ammonium NIT4 Calcium Ca" Magnesium Mg" 1,123 30,836 1,082 3,623 2,039 55,997 1,996 6,580 0,835 38,940 i,570 8,655 1,849 86,336 3,480 19,189 Acide mătasilicique .... SiO3H2 0,003 0,004 — — Total . . . 100,000 — 100,000 — Institutul Geological României 234 P. PETRESCU TABLEAU II Analyse de l'eau du liman Alibei Recoltee le 9 mai 1930 Ph =7,85 1 kg d’eau contient: Grammes Milliequivalents Anions Chlore . . . Brome . . . lode .... Sulfurique . Bicarbonique . . . Cl' . . . Br’ . . . r • • SO"4 . . . HCO'3 22,5710 0,0657 2,9840 0,1469 636,514 0,822 62,121 2,408 Cations Potassium Sodium . . Ammonium Calcium . . Magnesium . . . . . . . K- . . . Na- . . nh-4 . . . Ca” . . . Mg- 0,4257 12,3289 0,4149 1,6323 10,888 536,031 20,709 134,237 Acide metasiliciquc . . . SiOaHa 0,0028 Total 40,5722 HO3,73O Relations de pourcentages Par rap. ă 100 partics de sels dis- sous Par rap. ă 100 partics de chlore Par rap.â une te- ncur de 100 equi- valents Par rap. â 100 equiv. de chlore Anions Chlore . . . Brome . . . lode .... Sulfurique . Bicarbonique . . . Cl' . . . Br' . . . r . . . SO"4 . . . HCO', 55,632 0,161 7,355 0,362 100,000 0,291 13,220 0,651 45,344 0,059 4,425 0,172 100,000 0,129 9,759 0,378 Cations Potassium . . Sodium . . Ammonium . Calcium . . Magnisium . . . . K- . . . Na- . . . nh-4 . . . Mg- 1,049 30,387 1,023 4,024 1,886 54,622 1,797 7,218 0,775 38,186 1,476 9,563 1,711 84,213 3,253 21,086 Acide metasiliciquc . . . SiO3H2 0,007 0,012 - - Total . . . 100,000 100,000 - Etude GEOCHIMIQUE des eaux des limans du sud-est de LA BESSARABIE 235 TABLEAU III Analyse de l’eau du liman Burnaz R6coltee le 10 mai 1930 ph = 7.35 1 kg d’eau contient: Grammes Milliequivalcnts Anions Chlore CI' Brome Br' lode I' Sulfurique SO"4 Bicarbonique HC0'3 I9.4436 0,0238 2,5394 0,1621 548,325 0,298 52,876 2,657 Cations Potassium K’ Sodium Na’ Ammonium NH’4 Calcium Ca" Magn^sium Mg" 0,4638 10,6632 0,3733 1,3465 11,863 462,925 18,632 110,736 Acide mdtasilicique .... SiO3H» Acide carbonique CO2 0,0081 0,0106 — Total . . . Relations de pc 35,0185 urcentages 1208,312 Par rap. â 100 parties de sels dis- sous Par rap. â 100 parties de chlore Par rap. â une te- ncur de 100 equiv. Par rap. â 100 equiv. de chlore Anions Chlore CI' Brome Br lode I Sulfurique SO "4 Bicarbonique HCO 3 55,524 0,068 7,253 0,463 100,000 0,122 13,063 0,834 45,38o 0,024 4,376 0,220 100,000 0,054 9,643 0,485 Cations Potassium K- Sodium Na* Ammonium NH’4 Calcium Ca" Magn6sium Mg” 1,324 30,405 1,066 3,845 2,385 54,760 1,920 6,295 0,982 38,311 1,542 9,165 2,163 84,424 3,398 20,195 Acide metasilicique .... SiO3H2 Acide carbonique ..... CO2 0,022 0,030 0,039 0,060 — — Total . . . 100,000 — 100,000 — Institutul Geological României 236 P. PETRESCU TABLEAU IV Analyse de l’eau du liman Șabolut Rdcolt6e le 12 mai 1930 Ph = 7,65 1 kg d’eau contient: Grammes Milli6quiva!ents a 0 ’E < Chlore Cl' Boeme Br' lode I' Sulfurique SO"4 Bicarboniquc . . HCO':) 22,71 IO 0,0213 3,2322 0,1023 640,471 0,266 67,289 1,678 Cations Potassium K- Sodium Na- Ammonium NH-4 Calcium Ca" Magnesium Mg" 0,3790 12,4831 0,00034 0,4906 1,6145 9,694 542,734 0,019 24,487 132,77° Acide mdtasiliciquc .... SiO3H» Acide carbonique CO2 0,0025 0,0424 — Total . . . Relations de p< 41,07924 jurccntages 1419,408 Par rap. â 100 parties de sels dis- sous Par rap. â 100 parties de chlore Par rap. â une te- neur de 100 equi- valents Par rap. ă 100 6qui- valents de chlore Anions Chlore . . Cl' Brome Br' lode I' Sulfurique SO"4 Bicarbonique HCO'S 55,286 0,052 7,868 0,249 100,000 0,094 14,232 0,450 45,123 0,019 4,74° 0,118 100,000 0,041 10,506 0,262 Cations Potassium K’ Sodium Na- Ammonium NH-4 Calcium Ca" Magnesium ........ Mg" o>923 30,388 0,001 1,194 3,93° 1,669 54,967 0,001 2,160 7,109 0,683 38,237 0,001 1,725 9,354 1,514 84,740 0,003 3,823 20,730 Acide m6tasilicique .... SiO3H2 Acide carbonique CO2 0,006 0,103 0,01 I 0,185 — — Total . . . 100,000 100,000 — Institutul Geological României ETUDE GfiOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 237 I-TUDE COMPARATIVE DE LA COMPOSITION DES EAUX DES LIMANS ET DE L’EAU DE LA MER NOIRE II resulte de la comparaison des resultats analytiques des tableaux I — IV que le degre de salinite des eaux de ces limans est variahle et compris entre les limites de 33,6 gr. de sel par kilogramme d’eau pour le liman Sașie et de 41,1 gr. de sel par kilogramme pour l’eau du liman Șabolat. On sait que la salinite de l’eau de la Mer Noire est de 16—18 gr. de sel au kilogramme d’eau (elle atteint rarement 20—22 gr.), et que celle des autres mers et oceans, assez variable, oscille entre 25 gr. pour la Mer Blanche et 51 gr. pour la Mer Rouge. L’eau du liman Burnaz, d’une salinite de 35,0 gr., qui se rapproche da- vantage de celle du liman Sașie (33,6 gr.), denote que ce liman est Iui aussi alimente dans une certaine proportion par de l’eau douce. Ce sont les eaux des limans Alibei et Șabolat qui ont la plus forte salinite: le premier avec 40,1 et le second avec 41,1 gr. de sel par kg. d’eau. Cela tient â ce qu’en depit des conditions climatiques identiques pour tous ces limans, leurs eaux se concentrent de maniere differente, car d’une part ces limans ont des superficies et des volumes d’eau diffe- rents, d’une autre leur realimentation ne compense pas les pertes par evaporation. Passons â present â l’examen des compositions chimiques. En principe, on sait que les diversites dans la composition chimique des eaux superfi- cielles sont determinees par leur salinite, qui peut varier, selon le cas, par le degre, par la nature ou par les deux â la fois. C’est pourquoi la connaissance seule de la composition globale des eaux est insuffisante. Celle-ci et les in- formations complementaires sur la nature de leur salinite, fournies par les rapports de pourcentages, donneront des indications precises sur la com- position chimique d’une eau quelconque. En ce qui concerne les eaux des limans dont nous nous occupons, on constate que leur composition globale varie fortement par rapport â leur teneur en divers constituants. Si, d’autre part, nous nous rapportons aux resultats analytiques exprimes par les divers rapports de pourcentage et plus specialement â ceux presentes en equivalents, nous constatons au contraire une variation beaucoup moindre dans la nature de la salinite de ces eaux quoique evidente. En exami- nant ces valeurs, qui expriment la mesure dans laquelle les equivalents, soit des anions (Cl', SO"4, HCO3' et Br'), soit des cations (Na-, Ca”, Mg" et K-), prennent part ala formation de l’equilibre chimique des eaux des limans, nous voyons qu’elles varient dans des limites etroites. II s’ensuit donc que les compositions chimiques de ces eaux sont tres voisines les unes des autres. Institutul Geologic al României 238 P. PETRESCU TABLEAU V Analyse de l’eau de la Mer Noire i kg d’eau contient: Grammes MilliEquivalents Anions Chlore et Brome Cl'+ Br' lode I' Sulfurique SO"4 Carbonique CO"3 8,560 o,i74 0,102 241.394 24,440 3,400 Cations Potassium K' Sodium Na- Ammonium NH4- Calcium Ca" MagnEsium Mg" o,x68 4,752 0,205 0,585 4,297 206,609 10,232 48,109 Acide mEtasilicique .... SiO3H2 — — ■ Total . . . Relations de p 15.546 aurcentages 538,481 Par rap. â 100 par- ties de sels dissous Par rap. ii 100 parties de chlore Par rap. ă une te- neur de too equi- valents Par rap.ă 100 Equi- valents de chlore Anions Chlore et Brome Cl'+ Br' lode I' Sulfurique SO''.i Carbonique CO"3 55>o64 7,552 0,656 100,000 13,715 1,192 44,829 4,539 0,632 100,000 10,125 1,408 Cations Potassium K' Sodium Na' Ammonium NH'4 Calcium Ca" MagnEsium Mg" 1,081 30,754 1,310 3,763 1,963 55,511 2,395 6,934 0,798 38,367 1,900 8,935 1,780 85,584 4,230 19,930 Acide mfitasilicique .... SiO3H2 — — — — Total . . . 100,000 — 100,000 — Institutul Geologic al României ±FUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE I.A BESSARABIE 239 En consequence, les grandes divergences existant entre les resultats ana- lytiques relatifs â la composition globale sont plutot apparentes qu’effectives; elles sont dues aux concentrations differentes des eaux des limans. * * * La composition chimique des eaux des limans du SE de la Bessarabie derive de celle de l’eau de la Mer Noire. Pour nous rendre compte des chan- gements intervenus dans la composition chimique de l’eau de mer apres sa penetration dans l’interieur de ces limans, nous presentons dans le tableau V l’analyse d’un echantillon d’eau de mer recolte preș du rivage, ă l’empla- cement du liman Tekirghiol (analys^ par V. Crassu). Les donnees de cette analyse ont ete calculees de nouveau aux fins de ce travail. Si l’on veut comparer la composition chimique de l’eau de la Mer Noire â celles des eaux des limans Sașie, Alibei, Burnaz et Șabolat, on peut se rapporter soit â leur composition globale, soit ă la compo- sition de leur salinite. Etant donne les conditions hydrologiques et climatiques locales, la com- position globale des eaux des limans differera davantage par rapport â celle de la Mer Noire qu’elle ne variera d’un liman â l’autre, malgre la dependance qui existe entre cette mer et les limans consideres. Le tableau VI nous montre les rapports entre les degres de salinite des eaux de ces limans et le degre de la salinite de l’eau de la Mer Noire, aussi bien que les rapports entre la teneur des principaux constituanta des eaux des limans et celle des memes constituants des eaux de la Mer Noire. Les rapports proviennent des valeurs correspondant aux equivalents. TABLEAU VI Rapports entre les salinitis et les concentrations en divers constituants des eaux des limans du SE de la Bessarabie et la salinite et la concentration des memes constituants de l’eau de la Mer Noire LIMAN Rapport des salinit6s Rapp. des equiva- lents deCl' Rapp. des 6quiv. de SO"4 Rapp. des equiv. de HC0'3 Rapp. des equiv. de Na' Rapp. des equiv. de Ca" Rapp. des equiv. de Mg" Sașie .... 2,151 2,165 2,170 0,909 2,183 1,823 2,083 Alibei . . . 2,607 2,637 2,542 0,708 2,594 2,030 2,855 Burnaz . . 2,244 2,277 2,163 0,780 2,241 1,826 2,302 Șabolat . . . 2,636 2,653 2,753 0,493 2,627 2,627 2,760 II resulte des donnees consignees dans ce tableau: a) que les eaux de ces limans sont de 2,2 â 2,6 fois plus salinisees que l’eau de la Mer Noire; b) qu’entre les concentrations partielles de divers constituants des eaux des Institutul Geologic al României 240 P. PETRESCU limans et les constituants de l’eau de la Mer Noire il n’existe pas les memes rapports numeriques qu’entre leurs degres de salinite. Ces faits demontrent, de maniere indubitable, que l’eau de la Mer Noire a du subir â l’interieur des limans, outre le phenomene physique de concen- tration, certaines transformations chimiques. Tous les changements intervenus dans la nature de sa salinite sont clai- rcment mis en evidence par les donnees analytiques resultant de divers pour- centages inscrits dans les tableaux I—V. Les valeurs assez rapprochees de ces donnees montrent qu’en realite la composition chimique des eaux des limans en question differe assez peu de celle de la Mer Noire. Si nous examinons de plus preș les relations de pourcentage, nous cons- tatons aussi, en ce qui concerne certains constituants, que leurs valeurs cor- respondant aux eaux des limans varient soit en plus, soit en moins par rap- port aux valeurs obtenues pour la Mer Noire, mais toujours dans le meme sens pour tous les limans; par contre, les valeurs des autres constituants varient pour certains limans dans un sens et pour certains autres dans un sens oppose. Ainsi, les valeurs en poids ou en equivalents par lesquelles les halog^nes contribuent â l’etablissement de l’equilibre chimique sont plus fortes pour les eaux des limans que pour les eaux de la Mer Noire. La moyenne des pour- centages pour Cl'+ Br' est de 55,48 en poids et de 45,25 en equivalents. Dans le cas de la Mer Noire, le pourcentage de ces memes ions est respec- tivement de 55,06% et 44,83%. Pour le calcium, le phenomene se presente inversement. Cet element participe aux equilibres chimiques des eaux de tous ces limans en pro- portion moindre que ce n’est le cas pour l’eau de la Mer Noire. Pour les eaux des limans, le pourcentage moyen en calcium est de 1,09 en poids et de 1,57 en equivalents; pour l’eau de la Mer Noire il est de 1,31 respectivement 1,90. Nous faisons la meme constatation en ce qui concerne les differences relatives â la repartition de l’ion bicarbonique exprimee en %. Les autres ions, tels que: S04", Na’ et Mg” interviennent d’une ma- niere differente dans la composition des eaux de ces limans. Ils ont, par rap- port aux valeurs correspondantes de l’eau de la Mer Noire, des valeurs moin- dres pour certains de ces limans et plus elevees pour certains autres. II faut donc admettre que dans l’eau de la Mer Noire ont eu lieu, apres sa penetration dans les limans, divers phenomenes de soussalinisation, de sursalinisation, et des transformations bio-chimiques, dont l’intensite et la maniere de se manifester ont varie d’un liman â l’autre. La soussalinisation est due â des deperditions en certains sels provoquees soit par les depots marginaux, suivis d’une dispersion par les vents, soit par la penetration des sels par capillarite et osmose dans les rives des limans ou dans les nappes d’eaux phreatiques, comme cela semble seproduire â Borisofca. \ IGRz Institutul Geological României ETUDE GfiOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 241 Dans une mesure plus reduite, cette soussalinisation peut etre aussi con- sideree comme un effet consecutif ă l’extraction du sel pratiquee autrefois dans certains de ces limans. Sous la doinination russe, des exploitations sys- tematiques pour l’extraction du sel existaient sur les bords des limans Burnaz, Alibei et Șagan (26). Comme nous le verrons plus loin, ia sursalinisation se manifeste par une teneur plus elevee des eaux de quelques limans en certains sels; elle peut resulter aussi bien d’un apport de sel de l’exterieur que d’un depot de cer- tains sels. Si toutefois la variabilite dans la nature de la salinite de ces eaux de li- mans n’est pas trop manifeste, cela tient moins â ce que l’origine et les eonditions d’existence de ces limans sont analogues, qu’â la continuelle penetration de l’eau de la Mer Noire qui introduit simultanement dans la composition de leurs eaux un apport important d’une salinite uniforme. Ce fait contribue â attenuer l’effet des autres actions enumerees plus haut. Toujours pour cette meme raison, les grandes differences observees dans la teneur en divers constituanta sont dues moins aux differences de compo- sition chimique, qu’aux concentrations variees des eaux de ces limans. LE CARACTERE CHIMIQUE DES EAUX DEDUIT DES RAPPORTS ENTRE LEURS CONSTITUANTS Les modifications constatees dans la composition chimique des eaux de ces limans ne constituent pas un phenomenc limite, d’ordre local. Elles s’en- cadrent dans le phenomene plus general des transformations subies par toutes les eaux douces jusqu’â ce qu’elles parviennent â des formes plus stables, qui sont les eaux marines. L’evolution de la composition chimique des eaux superficielles, dans leur passage de la phase d’eaux douces â celle d’eaux marines, est determinee par les transformations physiques et chimiques dues â l’action des divers facteurs physiques, chimiques et biologiques. L’action des facteurs physiques se reduit, en general, ă une concentration, tandis que les autres facteurs agissent directement sur la nature meme de la salinite. Les facteurs chimiques et bio- logiques peuvent, dans certaines eonditions, transformer et eliminer complete- ment certains sels contribuant â l’equilibre chimique des eaux superficielles. Les manifestations vitales, surtout lorsqu’il s’agit d’etres superieurs, ne peuvent avoir lieu que dans des eaux dont le degre de salinite ne depasse pas sensiblement celui de l’eau des oceans (27). Lorsque les eonditions lo- cales favorisent une evaporation intense et par consequent un accroissement de la salinite, les manifestations vitales se reduiront â celles d’un nombre tres reduit des especes, quand elles ne cesseront meme pas completement. 1G Institutul Geological României 242 P. PETRESCU Les eaux de la Mer Morte et celles du golfe de Karabugaz sont des exemples typiques d’eaux superficielles de cette categorie. De telles eaux peuvent etre considerees comme de simples Solutions salines de la nature des saumures ou des eaux-meres. Les seuls changements chimiques sus- ceptibles de survenir encore dans leur composition chimique sont dus, pour la plupart, aux effets des depots de sei. Les changements chimiques intervenant dans la composition des eaux superficielles peuvent etre apprdciees d’apres la nature et la proportion des constituants de leur salinite. Certains constituants, tels que le chlore, le sodium et meme le potassium (13), le brome et l’iode sontstables et permanents dans les eaux superficielles. On observe en general que la teneur en ces constituants croit progressive- ment dans la serie des eaux superficielles, depuis les eaux douces jusqu’aux eaux marines, et ceci tant au point de vue de la composition globale que de la salinite meme. Ce fait n’est pas uniquement attribuable aux concentra- tions subies mais aussi, comme nous le verrons, â l’effet de certaines activites biotiques sur les autres constituants des eaux. L’activite biotique ne peut pas trop influencer directement sur la teneur en Cl', Na', K', Br' et I', car ces elements, apres avoir participe aux manifes- tations vitales, sont restitues ă leur milieu originel. Pour une meme categorie d’eaux superficielles on ne peut constater des differences dans la nature de la salinite, resultant des variations dans la teneur en ces constituants, qu’â la suite des depots de sels provoques par les evaporations intenses. D’autres constituants, tels que les ions de calcium, de magnesium, d’acide sulfurique et d’acide bicarbonique, varient davantage dans la composition des eaux superficielles, parce qu’ils sont facilement enleves par la forma- tion des depots de leurs sels et par l’activite biotique. En consequence, les proportions avec lesquelles ces derniers constituants entrent dans la formation de l’6quilibre chimique de diverses categories d’eaux superficielles varient non seulement par rapport aux proportions des constituants permanents: du chlore, du sodium, etc., mais aussi entre elles. II est donc possible de determiner le caractere chimique aussi bien que la categorie ă laquelle appartient une eau superficielle quelconque par 1'exa- men des rapports existant entre les teneurs en certains constituants de sa salinite. C’est de ce point de vue que nous avons etabli le tableau VII, ou figure une nouvelle serie de valeurs: les rapports entre les poids ou les equivalents de certains constituants essentiels des eaux des limans etudies. Nous y avons presente, en outre, les memes valeurs calculees pour les eaux de la Mer Noire et de l’Ocean Atlantique, dont la composition chimique moyenne a ete etablie par W. Dittmar lors de la croisiere du « Challenger » en 1873-1876 (9). Comme il fallait s’y attendre, les valeurs des rapports entre les poids sont C A Institutul Geological României ViGRy ETUDE geochimique des eaux des limans du SUD-EST de LA BESSARABIE 243 TABLEAU VII Tableau comparatif entre les valeurs de rapports des divers constituants des eaux des limans, de la Mer Noire et de V Ocean Atlantique HCO'a Cl' Na. Ca" SO"< Ca- Na- Mg" Cl' Mg- Cl' Na- SO", Mg- SO"4 SO"4 A. Calculees ă partir des poids physiques des ions Liman Sașie 0,074 7,272 28,416 6,979 8,530 I5J97 1,786 2,090 Liman Alibei 0,049 7,564 29,710 7J9O 7,553 13,027 1,831 1,828 Liman Burnaz 0,063 7,665 28,523 6,804 7,906 14,440 1,826 1,886 Liman Șabolat 0,032 7,043 25,386 6,588 7,726 14,070 1,849 2,002 Valeur moyenne . . . 0,054 7,333 28,014 6,865 7,929 14,183 1,823 1,951 Oc6an Atlantique 0,027 7,i88 25,558 9)207 8,213 14,844 1,807 2,065 Mer Noire 0,087 7,291 23,179 5,727 8,122 14,632 1,801 2,007 B. Calculees â partir des equivalents des ions Liman Sașie 0,058 9,850 24,810 2,917 4,499 5,211 1,158 0,529 Liman Alibei 0,039 10,247 25,885 2,999 3,993 4,742 1,186 0,463 Liman Burnaz 0,050 10,37° 24,845 2,838 4,181 4,952 1,185 0,478 Liman Șabolat 0,025 9,5i8 22,164 2,748 4,088 4,824 1,180 0,507 Valeur moyenne . . . 0.043 10,008 24,426 2,875 4,190 4,932 i,r77 0,496 Oc6an Atlantique 0,043 9,7i5 22,263 2,680 4,349 5,090 1,172 0,523 Mer Noire 0,137 9,877 20,190 2,389 4,294 5,017 1,168 0,508 differentes de celles des rapports entre Ies equivalents. Les variations des deux series de valeurs sont toutefois analogues. Parce que les valeurs des equivalents expriment avec precision la composition chimique, nous n’avons considere, dans ce qui suit, que les Valeurs des rapports des equivalents. L’analyse des valeurs de ces rapports est tres utile pour les recherches hydrochimiques, car ă l’aide des valeurs de certains de ces rapports on peut prcciser la nature des eaux superficielles. De meme, on peut etablir, en divisant les valeurs des rapports appar- tenant â une categorie de ces eaux par les valeurs des memes rapports appar- tenant â d’autres categories d’eaux superficielles, les relations geochimiques existant entre les differentes categories d’eaux superficielles formant le com- plexe hydrographique terrestre: rivi^res, fleuves, mers, oceans, lacs marins littoraux et lacs marins isoles des mers et des oceans. Na- A) ANALYSE DES RAPPORTS: -----, SO''4 HCO'3 ----ET --------?* Ca" SO"4 Les valeurs de ces rapports, dont les termes sont exprimes en equiva- lents, ne varient pas en concordance dans l’equilibre chimique des eaux des 16* Institutul Geological României 244 P. PETRESCU limans et sont partout en discordance avec les valeurs respectives trouvees pour l’eau de la Mer Noire. Les differences dans leur variation peuvent etre interpretes toutefois d’une maniere semblable. Na- SO", Les valeurs des rapports T-^et sont constamment plus fortes dans les eaux des limans etudies que dans les eaux de la Mer Noire. Na- La moyenne des rapports ^7 et SO"4 ~— pour les eaux de ces limans est Ca- de 24, 426 et 2,875, comparativement â 20,190 et 2,389 pour l’eau de la Mer Noire. HC0'3 Les valeurs du rapport g^„ sont bien plus reduites pour les eaux de ces limans que la valeur se rapportant â l’eau de la Mer Noire; ces valeurs varient donc en sens inverse comparativement â celles des rapports prece- dents. La moyenne trouvee pour le rapport HC0'3 ■ est de 0,043 pour l’eau O vJ 4 des limans et de 0,137 pour l’eau de la Mer Noire. D’autre part, si nous considerons les valeurs de ces rapports pour l’Ocean Atlantique, nous constatons une analogie plus etroite entre les eaux de ces limans et les eaux des oceans, malgre l’etroite dependance des limans et de la Mer Noire. Cette differenciation chimique exprime un etat d’evolution plus avancee des eaux de ces limans par rapport â l’eau de la Mer Noire. Ce fait est confirme si l’on rapporte les caracteristiques chimiques des eaux du complexe hydrographique forme par ces limans, par la Mer Noire et par ses affluents ă celles des autres eaux superficielles. Dans le tableau VIII, nous trouvons quelques donnees relatives au carac- tere chimique, au debit, etc. de quelques-uns des affluents les plus impor- tanta de la Mer Noire. Pour le Dniestr, le Don et le Dniepr, afin d’eta- blir les rapports dans lequels entre l’ion de sodium, nous avons utilise les donnees de la litterature indiquant seulement la somme des alcalis (CINa + C1K), de sorte que les valeurs correspondant au sodium englobent aussi celles du potassium. Pour cette raison, dans le cas de ces trois fleuves, les valeurs reelles du rapport sont effectivement plus elevees et celles du rapport ^7 moin- dres que les valeurs figurant sur le tableau VIII. Les donnees relatives â ces cours d’eau representent: une moyenne de 13 analyses pour le Don, de 25 analyses pour le Dniepr, de 7 analyses pour le Dniestr (Nistru) et de 6 analyses pour le Danube (9 et 30). Institutul Geological României Etude gEochimique des eaux des limans du sud-est de la bessarabie 245 TABLEAU VIII Quelques donnees chimiques et hydrologiques des principaux affluents de la ■ Mer Noire F l e u v e Longueur en km. Superficie drainee en km2 D6bit annuel en millions de m3 Valeur des rapports des 6quivalents CI' SO", CI' SO", Na- hco; Na- Ca" Ca - SO", Don 2.150 520.000 28,380 0,930 0,521 0,278 o,497 2,071 Dnicpr 2.139 510.500 40,000 2,040 0,677 0,101 0,303 7,470 Dniestr 1-34° 13.374 0,721 0,710 0,262 0,266 1,978 Danube 2.900 817.000 225,000 0,206 0,770 0,151 0,039 5,744 Valeur moyenne . — — — 0,987 0,667 0,199 0,368 4,315 La salinite des eaux deversees dans la Mer Noire par les affluents ci- dessus est insignifiante comparativement â celle de cette mer, et cependant elle est considerable si nous considerons le grand debit annuel de ces cours d’eau. C’est ce qui explique d’une part le caractere saumâtre de l’eau de la Mer Noire, tout au moins de celle de sa region superficielle (neritique ou pelagique), d’une autre sa composition chimique quelque peu differente de celle des autres eaux marines. ~. . , . . , . . SO, Na . , , Si nous suivons la variation des valeurs des rapports - et-----(tableaux Ca" Ca" VII et VIII), nous constatons l’existence d’une dependance entre l’ordre de grandeur des valeurs de ces rapports et les diverses categories d’eaux superfi- • ut t 1 SO, Na - , cielles. Les valeurs des rapports -■ et --- augmentent au tur et a mesure Ca” Ca” que nous avanqons dans la serie des eaux superficielles, ou les eaux douces formeraient le premier terme et les eaux des oceans et celles des lacs marins relictes le dernier terme. t • • . SO"4 Na’ ... , . La variation des rapports —— et —— nous indique le phenomene na- Ca” Ca" turei se produisant dans les eaux superficielles sous l’influence des diverses actions, biochimiques d’abord, physico-chimiques ensuite, â l’exclusion des depots par evaporisation. En effet, grâce â ces actions, les eaux superficielles qui par leur salinite peuvent entretenir une activite vitale, animale ou vegetale, evoluent vers un cer- tain type d’eau d’une composition finale ou le role du calcium est extremement reduit. La mesure dans laquelle le calcium participe ă l’equilibre chimique des eaux superficielles fait connaître le degre de transformation atteint par ces eaux et offre en meme temps la possibilite d’encadrer une certaine eau dans Institutul Geological României 246 P. PETRESCU . , . , r- • h t > j S0"4 Na- la sene des eaux superficielles. Les valeurs des rapports --- et ----sont .' Ca” Ca" precisement celles qui mettent le mieux en evidence les differentes phases des modifications survenues dans l’equilibre chimique des eaux superficielles. Les eaux douces contiennent le calcium sous forme de bicarbonate et sulfate de calcium. De ces deux combinaisons le bicarbonate est soustrait, telquel, par les organismes et, de ce fait, la variation entre les ions HC0'3 et Ca" sera petite. Des variations plus importantes ne seront determinees que par la disproportion qui existe toujours entre les teneurs en bicar- bonate et le sulfate de calcium. En ce qui concerne le sulfate, c’est le calcium qui est soustrait en plus forte proportion par l’activitc vitale; il est remplace probablement d’abord parTam- monium, ensuite par le magnesium pour engendrer le sulfate de magnesium. SQ" La variation du rapport------dans les eaux superficielles est donc tout â Na- fait indiquee pour etre etudiee au point de vue qui nous interesse. La varia- . , Na- . , SO"4 tion du rapp.---- est encore plus marquee que celle du rapport-------• Ca- * Ca* - En general, nous devons remarquer que: T , . SO"4 Na- 1. Les deux rapports --------------- et ----- ont des valeurs Ca" Ca" inferieures â l’unite pour les eaux douces: r i v i e- res, fleuves, etc. L’importance de l’ion de calcium dans la formation de l’equilibre chimique des eaux douces depasse de beaucoup aussi bien l’importance de l’ion sulfurique (SO"4), que celle de l’ion de sodium (Na-). SO" La valcur moyenne du rapport -----------2 dans les eaux des fleuves et des Ca" rivieres qui se deversent dans la Mer Noire est de 0,199, ce qui signifie que ces eaux contiennent 5 fois plus d’equivalents de calcium que d’equivalents 3 * d’ion sulfurique. De meme, la valeur moyenne du rapport -----= 0,368 ex- Ca-- prime qu’il existe dans les eaux douces 2,7 fois plus d’equivalents de cal- cium que d’equivalents de sodium. En realite, la valeur de ce rapport est bien moindre, comme on l’a vu plus haut, et nous devrions la considerer dans ce cas plus rapprochce de la valcur 0,039 (trouvee pour l’eau du Da- nube) que des donnces presentees comme valables pour les eaux du Don, du Dniepr et du Dniestr, fleuves drainant de grandes superficies de steppes dont les sols sont parfois sales (voir le tableau VIII). 2. Pour les eaux des mers et des ocean s, les va- leurs des rapports consideres sont plus elevees que l’unite, c’eșt-â-dire que les proportions existant entre les equivalents Institutul Geologic al României \ IGR ETUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARAB1E 247 des ions: S0"4, Na' et Ca" dans l’equilibre chimique des eaux marines se trouvent renversees par rapport aux eaux douces. Bien que dans les eaux des mers, des oceans ou des lacs marins la teneur en calcium depasse tres souvent celle des eaux douces, dans l’equilibre chi- mique de ces eaux l’ion de calcium est toutefois en inferiori te par rapport â l’ion sulfurique et â l’ion de sodium. Les valeurs moyennes de ces rap- . x, . SO"4 Na' ports pour la Mer Noire sont: --------- =2,309 et -----= 20,190; par conse- Ca Ca quent,dans l’eau de cette mer les ions sulfuriques et les ions de sodium sont 2,389 respectivement 20,190 plus nombreux que les ions de calcium. En admettant donc la conception selon laquelle les eaux marines repre- senteraient une forme ulterieure de transformation des eaux douces, due, entre autres, â la diminution de la teneur en calcium, on voit toute l’impor- SO"4 Na' , . , tance que presentent les rapports ------- et —- pour apprecier la partici- Ca” Ca" pation du calcium dans l’equilibre chimique des eaux superficielles. Dans cet ordre d’idees, il suffit de considerer le quotient obtenu en divi- sant la valeur d’un de ces rapports pour l’eau des mers, des oceans etc. par la valeur du meme rapport des eaux douces. Ainsi, si l’on divise les valeurs des rapports $0—* et de la Mer Noire par les valeurs correspondantes Ca" Ca" . j • , ■ ., , 2,389 des eaux douces, qui lui sont tributaires, nous obtenons: ——= environ 0,199 1 ■ 20,190 . . , 12 pour le premier rapport et-----— = environ 57 pour le second. 0,368 Cela signifie que l’ancienne importance de l’ion de calcium, par rapport aux ions de S0"4 et de Na' dans l’equilibre chimique inițial des eaux douces, vient de diminuer dans l’equilibre chimique de l’eau de la Mer Noire res- pectivement de 12 et de 57 fois. S0"4 Na- Si nous etudions â present les valeurs des rapports r et 7“ pour les eaux des limans du SE de la Bessarabie, nous constatons que l’importance de l’ion de calcium, dans la composition de ces eaux, est plus diminuee en- core, meme en comparaison avec l’eau de l’Ocean Atlantique. Les donnees du tab. IX (calculees aussi â partir des equivalents) de- montrent que ce phenomene est encore plus prononce dans les lacs d’origine marine, isoles completement de la mer. L’explication de ce phenomene doit etre cherchee avant tout dans l’activite biotique, qui manifeste une puissante affinite selective pour l’ion de calcium. Cet element est soustraitaux eaux marines pour former de vastes depots orga- nogenes calcaires, desquels il est restitue partiellement aux eaux superficielles. Institutul Geological României 248 P. PETRESCU TABLEAU IX SO". Ca" Na- Ca- Mer Rouge (au milieu) 3.29° 27,668 Liman Hagibei 4,803 — Liman Tekirghiol 16,974 iii>54° Liman Agigea 230,580 989,825 C’est ce qui explique partiellement la predominance du sodium par rapport â tout autre cation dans l’equilibre chimique des eaux marines. Nous avons cherche egalemcnt â representer graphiquement les variations des rapports Na- Ca" SO"4 HC0'3 _ et cn„ dans la composition chimique des divers eaux superficielles, â savoir: des eaux de mers, d’oceans, de limans, de lacs marins relictes et des eaux douces (fig. i). Les ordres de grandeur des valeurs de ces divers rapports etant tres dis- proportionnes pour quelques-unes des eaux superficielles, nous avons du adopter le mode de representation graphique utilise dans la figure i, suivant lequel les variations de ces valeurs sont representees au debut (c’est-â-dire pour les eaux douces) d’apres une meme echelle et plus loin d’apres une echelle arbitraire. On voit sur ce graphique que la courbe qui represente la variation des HC0'3 valeurs du rapport Qn„ dans la serie des eaux superficielles a une forme tout OVJ 4 SO"4 Na‘ â fait differente de celle representant les variations des rapports ~— et Ca” HCO'a Ca” ‘ La courbe de la variation du rapport g^„ presente deux maximums: l’un dans le premier terme de la serie des eaux superficielles — eaux douces — l’autre dans le dernier terme de la serie — eaux marines relictes. Ce dernier fait provient de l’intervention de l’activite des bacteries reductrices, qui dans les eaux des bassins fermes determine d’une part la diminution des sulfates et introduit de l’autre une quantite equivalente de bicarbonates. La forme de la courbe representant la variation des valeurs du rapport SO"4 C pour l’ensemble forme par les eaux des mers, des oceans et des limans etudies ci-dessus confirme non seulement l’analogie de la composition chi- mique de ces eaux, mais aussi, parce que les valeurs de ce rapport sont de- terminees par l’intensite de l’activite biotique, la similitude des manifesta- tions de la vie dans ceș categories d’eaux superficielles. Institutul Geological României ETUDE GfiOCHIMlQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 249 B) ANALYSE DES RAPPORTS TT- Mg” Cl' Cl' Mg” ET Na- En 1849, UsiGLio montra que les chlorures des eaux marines sont formes en majeure pârtie de chlorure de sodium et ensuite, par ordre d’importance, de chlorure de magnesium et de chlorure de potas- ' sium. En examinant de plus preș les differences qui existent entre les valeurs des rapports des equiva- lents de chlore, de sodium et de magnesium dans les ( I eaux de la Mer Noire et / dans celles des limans, nous pouvons nous ren- dre compte de la nature et de l’intensite des chan- gements survenus dans la teneur de l’eau de mer en chlorures, apres sa pene- tration dans les limans. Comme la participation du potassium dans la forma- tion des chlorures est tres reduite par rapport au sodium et au magnesium, nous avons renonce aux rapports oii cet element figure. Nous commencerons par analyser la variation des valeurs du rapport (voir tab. VII). Mg" En premier lieu, on constate que, dans les eaux de ces limans comme 22.26 , - - 20.19,- Na* SO4" HCO3 Fig. 1. — Variation des rapports ~---------- et — Ca** Ca" 0O4 dans la composition chimique de quelques eaux super- ficielles. dans toute eau marine, le sodium predomine par rapport au magnesium. En second lieu, la valeur de ce rapport pour les eaux des limans etudies par nous differe de la valeur trouvee pour la Mer Noire; de plus, elle differe, Institutul Geological României 250 P. PETRESCU dans une mesure variable, d’un liman â l’autre. II en resulte qu’apres la pene- tration de l’eau de mer dans les limans, des changements inegaux se sont produits dans la composition chimique de cette eau en ce qui concerne les proportions de magnesium et de sodium qui participent â la formation de l’equilibre chimique. Na’ Ainsi le rapport ——> qui est pour l’eau de la Mer Noire de 4,294, est pour l’eau du liman Sașie de 4,499, par consequent plus eleve. Les valeurs pour les eaux des autres limans sont par contre plus faibles, ă savoir: 3,993 pour l’Alibei, 4,181 pour le Burnaz et 4,088 pour le Șabolat. Afin d’apprecier plus facilement l’intensite et les sens dans lesquels se sont modifiees les proportions des equivalents de sodium et de magnesium qui par- ticipaient â la formation de l’equilibre chimique inițial de l’eau de la Mer Noire, nous diviserons les valeurs de ce rapport correspondant â chaque liman par la valeur trouvee pour la Mer Noire. On obtient ainsi les valeurs suivantes: 4499 4'294 = 1,048 par rapport au liman Sașie 3>993 = 0,930 » » » » Alibei 4,294 4,181 = 0,974 » » » » Burnaz 4>294 4,080 = 0,952 » » » » Șabolat 4,294 II appert des donnees ci-haut que, comparativement ă la salinite de l’eau de la Mer Noire et par rapport au magnesium, l’eau du liman Sașie presente un exces et les eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat une deficience en sodium. Les eaux des trois derniers limans doivent etre par contre plus riches en , . T , 1 1 1 magnesium. Les valeurs:----- = 1,07c, --- = 1,027 et ------= 1,050 0,930 /J 0,974 0,952 3 nous inontrent de combien de fois a augmente (si l’on .se rapporte au so- dium) l’importance du magnesium dans la formation de l’equilibre chimi- que des eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat comparativement â l’eau de la Mer Noire. Nous devons par consequent admettre que des phenomenes de sursalinisation en sels de sodium se sont produits dans l’eau du liman Sașie et que des phenomenes de soussalinisation pour ces memes sels ont eu lieu dans les eaux des autres limans. Pour nous rendre compte de la nature des sels de sodium qui interviennent Institutul Geological României ETUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 25 1 dans le jeu de ces deux series de phenomenes, nous analyserons la variation cr des valeurs du rapport ----- (exprimes en equivalents). Mg" L’analyse des variations du rapport cr Mg" conduit pour le chlore â un re- sultat analogue â celui de l’analyse du rapport Na- Mg" pour le sodium, â savoir: comparativement â la Mer Noire et par rapport au magnesium, i 1 existe dans l’eau du liman Sașie un exces de chlore et dans les eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat une deficience en chlore. Si nous tenons compte des differences dues aux concentrations inegales des eaux des limans et d’autre part des resultats fournis par l’analyse des • • j Na' Cl' variations des rapports- et -- nous en deduisons que: Mg" Mg" a) L’eau du liman Sașie contient du chlorure de sodium en exces sur celui qui aurait ete produit par la c o n c e n t r a t i o n de l’eau de la Mer Noire; b) Les eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat contiennent, proportionnellement aux concentra- tions respective s, moins de chlorure de sodium qu’il n’en devrait resulter de la c o n c e n t r a t i o n de l’eau de la Mer Noire. c) Dans la salinite de l’eau du liman Sașie, la teneur en chlorure de sodium est un peu plus forte que celle c o r r e s p o n d a n t aux salinites des eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat. cr Si nous passons ă l’analyse des valeurs du rapport •—nous constatons Na- que dans tous les cas consideres cgs valeurs presentent des ecarts tres faibles. C’est ainsi que pour les eaux des limans la valeur de ce rapport est en moyenne de 1,172 et pour la Mer Noire de 1,168 (Tab. VII). Ces valeurs, assez rappro- chees de l’unite dans l’ensemble des cas consideres, demontrent que le chlore se trouve en majeure pârtie combine ă l’etat de chlorure de sodium, comme dans toutes les eaux marines. D’autre part, la valeur (1,158) du rapport en question pour l’eau du liman Sașie, moins elevee que celle correspondant â l’eau de la Mer Noire (1,168), nous amene â une nouvelle constatation: les proportions dans lesquelles le chlore et le sodium entrent dans la formation de l’equilibre chimique de l’eau du liman Sașie sont, par rapport â l’eau de mer, un peu modifiees en faveur du sodium. Donc, si nous tenons compte aussi bien de l’origine de Institutul Geological României 2.52 P. PETRESCU l’eau du liman, que de la stabilite considerable du chlorure de sodium, nous en dcduisons qu’il doit exister dans l’eau de ce liman encore un petit exces d’ions de sodium, non-combines aux ions de chlore. II s’ensuit que, paralle- lement â la sursalinisation de l’eau de ce liman en chlorure de sodium, il s’est produit une nouvelle sursalinisation interessant un autre sel de sodium, le sulfate de sodium comme nous le verrons plus loin. cr Les valeurs du rapport -------- plus elevees dans les eaux des limans Alibei, Na’ Burnaz et Șabolat comparativement â l’eau de la Mer Noire, nous montrent qu’il existe au contraire dans les eaux de ces limans un exces d’ions de chlore disponibles par rapport aux ions de sodium. Na’ En tenant compte, ensuite, de ce que les valeurs plus faibles du rapport -- Mg" dans les eaux de ces memes limans ont revele l’existence d’un exces de ma- gnesium lie, sans doute, â cet exces de chlore disponible, nous concluons qu’il existe dans la salinite des eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat du chlorure de magnesium en exces sur celui qui devrait r e s u 11 e r de la c o n c e n- t r a t i o n de l’eau de mer. Cet accroissement relatif de la teneur en chlorure de magnesium peut etre considere egalement comme une consequence lointaine du fait qu’on a jadis extrait du sel des eaux de ces trois limans. Toutefois, le fait que l’eau du liman Sașie contient plus de chlorure de sodium qu’il ne devrait y en avoir par suite de la concentration de l’eau de la Mer Noire, nous autorise â croire que le phenomene de la diminution de ce sel dans les limans Alibei, Burnaz et Șabolat, tout comme la presence de ce meme sel en exces dans le liman Sașie, pourraient bien aussi avoir une autre cause, â savoir le transport eolien du chlorure de sodium depose pendant les saisons seches sur les bords ou le fond decouvert et desseche de ces limans. Cette hypothese s’avere exacte si l’on considere d’une part la situation geographique de ce liman comparativement â celle des limans Alibei, Burnaz et Șabolat, d’autre part la direction, la frequence et la force des vents domi- nanta dans la region. Ces limans sont en effet situes sur une ligne orientee du NE au SW, dont l’extremite SW est occupee par le liman Sașie et l’extremite NE par le liman Șabolat.La region de ces limans est dominee par les vents du NE. Eaute de possibilitcs de nous procurer — surtout pour le passe — des donnees provenant de plusieurs endroits et embrassant une periode de temps plus longue, nous avons du nous resumer aux donnees climatiques fournies pour les annees 1926—1930 par la station meteorologique de Cetatea-Albă, situee Institutul Geologic al României ETUDE GfiOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 253 â 26 km. au NE du liman Șabolat et ă peu preș sur la meme ligne que les autres limans. De la sorte, les donnees de cette station peuvent etre con- siderees valables pour toute la region de ces limans (Tab. X). TABLEAU X Quelques donnees climatiques sur la region des limans de la Bessarabie meridionale Poște metăorologiquc: Cetatea Albă Periode d’observation Precipitations annuelles mm. Vents de la region Jours calmes Force du vent NE N NE E SE S SW N NW 1926— 1930 394.4 14.2 20,8 11.4 >0,5 9,o 10,6 8,5 8,0 7,1 9 II resulte des donnees du tableau precedent que dans cette region, si pauvre en jours calmes, les vents predominants sont ceux du NE, qui sont en meme temps des vents forts. Si nous tenons compte du regime des vents dans cette region â faibles precipitations, nous voyons qu’il est tres possible qu’une pârtie du chlorure de sodium depose autrefois dans les anciennes exploitations de sel ou actuel- lement dans Ies divers lacs isoles de ces limans tels que le Bazarian, l’Altânghiol, le Budur, le Martaza et le Mahala, ou meme sur les bords des limans, ait ete enlevee et transportee par Ies vents du NE, puis disseminee ou deposee plus loin dans la direction de ces vents. C’est ainsi que nous croyons pouvoir expliquer le faible exces de chlorure de sodium dans l’eau du liman Sașie. Cl' SO"4 C) ANALYSE DES RAPPORTS: -------- ET ----• SO 4 Mg- L’anion sulfurique est, apres l’anion de chlore, le plus important des anions qui entrent dans la composition des eaux marines; il se combine en majeure pârtie au magnesium. cr Le rapport------a des valeurs variabies dans les eaux des limans etudies. SO4 Ainsi, pour l’eau du liman Sașie, la valeur de ce rapport est de 9,850, pour l’eau des limans Alibei et Burnaz de 10,247 respectivement 10,370 et pour l’eau du liman Șabolat de 9,510, inferieure par consequent ă la valeur trouvee pour l’eau de la Mer Noire (9,877). Nous avons vu qu’il existe dans l’eau du liman Sașie une quantite de chlo- rure de sodium en exces sur la teneur qui aurait pu resulter de la seule con- Institutul Geological României 254 P. PETRESCU centration de l’eau de la Mer Noire. Le fait que ie rapport-— acependant SC une valeur plus faible dans l’eau de ce liman que dans l’eau de la Mer Noire, demontre qu’il y a dans sa salinite, outre le surplus constate de chlorure de sodium, aussi un faible exces de sulfates. Nous savons, parce qui precede, qu’une deficience en chlorure de sodium a ete constatee dans les eaux des limans Alibei et Burnaz. Malgre cela, le rapport Cl' SO"4 a des valeurs plus elevees pour les eaux de ces deux limans que pour l’eau de la Mer Noire. Dans ces nouvelles conditions, les proportions de ces deux ions sont donc modifiees en faveur du chlore. II en resulte que dans les eaux des limans Alibei et Burnaz, il existe simultanement aussi une deficience en sulfates beaucoup plus prononcee que la deficience en chlo- rure s. Pour l’eau du liman Șabolat, nous deduisons au contraire, de la valeur tres inferieure de ce rapport comparativement â celle etablie pour la Mer Noire, que l’eau de ce liman est plus riche en sul- fates. L’accroissement de la teneur en anions sulfuriques est toutefois bien superieur â celui qui correspondrait â la deficience de l’anion de chlore. II en resulte donc que l’accroissement de la teneur en sulfates de l’eau du liman Șabolat ne saurait etre considere uniquement comme l’effet immediat de la diminution de la teneur en chlorures. Si nous passons ă l’analyse des valeurs du rapport SO"4 W7 pour les eaux de ces limans, nous obtenons aussi des eclaircissements sur la variation dans la nature des sulfates. C’est ainsi que la valeur de ce rapport pour l’eau du liman Sașie (0,592), plus elevee que pour les eaux de la Mer Noire (0,508), nous montre que les proportions des ions sulfuriques et des ions de magnesium dans la composition de l’eau de la Mer Noire se sont modifiees, dans l’eau de ce liman, en faveur des ions sulfuriques, quoique ceux-ci, moins stables, eussent du diminuer par suite de l’activite biotique. II existe donc ici un exces d’ions sulfuriques par rapport au magnesium. Si nous tenons compte du fait qu’il existe aussi dans l’eau de ce liman un exces de sodium dispo- nible par rapport au chlore, il s’ensuit que les ions sulfuriques en exces devront se combiner au surplus des ions de sodium pour former du sulfate de sodium. L’eau du liman Sașie contient donc un petit exces de sulfate de sodium superieur â celui qui a u r a i t pu provenir de la concentration de l’eau de la Mer Noire. ETUDE GfiOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARAB1E 255 L’exces de sulfate de sodium, de meme que peut-etre une pârtie du sur- plus constate de chlorure de sodium, peuvent aussi provenir du lavage des efflorescences salines qu’on rencontre dans la region de sols sales situee au N de ce liman et qui y sont apportees par les petits cours d’eau Cunduc et Să- rata. Comme on sait, de telles efflorescences sont formees en grande pârtie par du sulfate de sodium. SO" Pour les eaux des limans Alibei et Burnaz la valeur du rapport ——- est plus faible que la valeur correspondante pour l’eau de la Mer Noire. Cela signifie que les eaux de ces deux limans presentent une deficience des ions sulfuriques par rapport aux ions de magnesium. Le fait que l’exces de magnesium, deja constate dans les eaux de ces deux limans par rapport aux ions de sodium, se maintient egalement â l’egard des ions sulfuriques, confirme une fois de plus que cet exces est combine Cl' avec l’exces de chlore reconnu â la suite de l’examen du rapport-. Le SO4 cr rapport --nous avait deja montre que le chlore y etait en exces par rapport Na- au sodium. Maintenant, si nous envisageons en meme temps les significations de ces Cl' SO" deux rapports: ---- et ---- nous constatons que, indifferemment de leur SO"4 Mg-- nature, les s u 1 f a t e s se trouvent dans les eaux des li- mans Alibei et Burnaz en quantites un peu plus faibles que celles qui auraient du resu 1 ter de la concentration de l’eau de la Mer Noire. SO" Les valeurs du rapport ——-> 0,507 pour l’eau du liman Șabolat et 0,508 pour l’eau de la Mer Noire sont presque identiques, preuve que le rapport de ces deux ions est reste le meme dans l’eau de ce liman. Suivant les constatations que nous venons de faire, â savoir que le magnesium, tout comme le chlore et l’acide sulfurique, entre par rapport au sodium en proportion plus elevee dans la salinite de l’eau de ce liman que dans l’eau de la Mer Noire, nous sommes obliges d’admettre: 1. Qu’il existe dans l’eau du liman Șabolat, outre l’exces de chlorure de magnesium demon tre plus h a u t, un surplus de sulfate de magnesium sans a u- cune relation avec la concentration subie par l’eau de la mer. 2. Que l’eau du liman Șabolat s’enrichit encore en un sulfate autre que le sulfate de magnesium Institutul Geological României 256 P PETRESCU lequel, d’apres le role un peu plus important du calci um dans la composition chimique de cette ea u, est probablement le sulfate de calciu m. Des constatations faites par nous on peut conclure, quoique l’ensemble des phenomenes chimiques soit le meme dans tous les limans du SE de la Bessarabie, que sous le rapport chimique leurs eaux sont pourtant sen- siblement differentes. Les actions les plus importantes qui determinent les divers aspects chimi- ques des eaux de ces limans sont les sursalinisations ou les dessalinisations en certains sels et les manifestations vitales. Ces actions suivant la structure physique des limans, les conditions hydrologiques et les influences climatiques auront comme resultat final la differenciation chimique des eaux des limans Cette differenciation dans la composition chimique des eaux de meme origine, provoquee par une evolution differente, est un phenomene assez frequent dans la nature. A titre d’exemple, nous pouvons citer l’evolution chimique des eaux de certains limans du pourtour de la Mer Noire, â savoir: les limans Hagibei et Cuialnic, situes â 23 km au NE d’Odessa et completement separes de la Mer. Le tableau XI montre que les eaux de ces limans, quoique ceux-ci soient tres rapproches l’un de l’autre (3 km. de distance â leur base), ont cependant une composition chimique tres differente non seulement par rap- port â l’eau de la Mer Noire mais aussi entre elles. Les quelques donnees analytiques dont nous disposons montrent suffisam- ment que ces differences sont plus grandes que celles constatees par nous pour les limans du SE de la Bessarabie (16 et 33). TABLEAU XI Constituanta (exprimes en Equivalents) Mer Noire (Lebedinzew 1894) Liman Hagibei (Lebedinzew 1896) Liman Cuialnic (Verigo 1894) Cl' 100,000 100,000 100,000 SO"4 10,274 11,178 3,588 Ca- 5.095 2,326 3,585 Mg- 19,873 25,463 25,362 ETUDE CHIMIQUE DE DEUX SOLUTIONS SALINES PRISES DANS LE LAC BUDUR ET DANS LA SALINE DE BURNAZ Nous terminerons cette etude par les donnees analytiques relatives â la composition chimique de deux Solutions salines recoltees l’une dans le lac Institutul Geological României ETUDE GfîOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 257 Budur (isole du liman Șagan), qui servit jusqu’en 1918—1919 â l’extraction du sel, l’autre dans l’un des bassins d’evaporation d’une entreprise pour l’ex- traction de sel (marais salant) situee sur le bord NW du liman Burnaz, â peu preș au niveau de la localite de Tuzla. Cette derniere solution saline peut etre consideree, d’apres les informations qui nous ont ete fournies, comme une solution-mere telle qu’elle se presente apres un premier depot de sel. Les tableaux XII et XIII reproduisent les donnees analytiques respec- tives et le tableau XIV les divers rapports existant entre les valeurs des memes constituanta qui ont fait l’objet de nos investigations sur la composi- tion des eaux des limans. Si nous examinons les coinpositions chimiques de ces Solutions, nous constatatons qu’elles different radicalement non seulement des eaux des limans dont elles proviennent, mais aussi entre elles. En effet, si nous procedons â l’examen des donnees analytiques, nous observons premierement que ces Solutions ont une salinite de beaucoup superieure ă celle des eaux des limans, deuxiemement que le role des ions Mg" et SO''4 est bien plus important dans la formation de l’equilibre chi- mique de ces Solutions. Par contre, le role des ions de chlore et de sodium est plus reduit. Comme on peut le voir sur les tableaux XII et XIII, les modifications survenues dans l’equilibre chimique de ces Solutions sont plus intenses dans l’eau-mere de Burnaz, ou le role du magnesium depasse celui du sodium. II est ă remarquer que la teneur en calcium de la solution saline de Budur depasse la teneur moyenne en calcium des eaux des limans voisins. Le pour- centage en equivalents de calcium dans la composition de la salinite de cette solution saline est de 1,91, tandis que la valeur moyenne de ce pourcentage pour les eaux des limans est de 1,58. Cet exc^s de calcium peut provenir des eaux douces. Le haut degre de salinite de l’eau de ces bassins fermes, constate meme pendant la saison plu- vieuse, lorsque nous avons pris ces echantillons aux fins d’analyse, a favo- rise l’accumulation du calcium, en empechant toute activite biotique. Na' II resulte de l’examen du rapport ——- figurant dans le tableau XIV que comparativement aux eaux des limans il existe dans les deux Solutions une deficience d’ions de sodium, preuve que les deux Solutions analysees sont des eaux-meres, c’est-â-dire des residus des eaux de limans dont le chlorure de sodium s’est depose. Cette dessalinisation en NaCl a ete beaucoup plus con- siderable dans le cas de la solution-m^re de la saline de Burnaz. Si l’on compare Ia composition de la salinite de cette derniere solution-m&re â la composition chimique de l’eau du liman Burnaz (tab. III) et de la solu- tion saline de Budur, on constate dans l’eau-mere du marais salant de 17 jjhi. Institutul Geologic al României IGR/ 258 P. PETRESCU TABLEAU XII Analyse de la solution saline du lac Budur R^coltăe le 8 mai 1930 Ph = 7>85 1 kg d’eau contient: Grammes Millidquivalents Anions Chlore . . . Brome . . . lode .... Sulfurique . Bicarbonique . . . . . . Cl' . . Br' . . I' . . SO"„ . . HCO'3 71, 0, IO, 0, 9832 1820 3192 1136 1894,478 2,277 214,829 3,787 Cations Potassium Natrium . . Ammonium . Calcium . . Magnesium . . . . . . . K' . . Na- . . NH'( . . Ca- . . Mg" 1,2843 25,2609 1,6187 5,6989 32,847 1533,064 80,794 468,666 Acide m6tasilicique. . . . . SiO3Ha 0,0077 — Total . 126,4685 4220,742 Relations de pourcentages Par rap. â 100 parties de sels dis- sous Par rap. â 100 parties de chlore Par rap. a une te- neur de 100 6quiv. Par rap. â 100 6quiv. de chlore Anions Chlore . . . Brome . . . Sulfurique . Bicarbonique . . . . . . . Cl' . . . Br' . . . SO"4 . . . HC0'3 56,919 o,i43 8,160 0,090 100,000 0,253 14,336 0,158 44,779 0,054 5,078 0,089 100,000 0,120 U,34O 0,200 Cations Potassium Sodium . . Ammonium . Calcium . . Magnesium . . . . . . . . K- ... Na- . . . nh-4 . . . Mg" 1,015 27,881 1,280 4,506 1,783 48,984 2,249 6,511 0,776 36,236 1,910 11,078 1,734 80,922 4,264 24,738 Acide M6tasilicique . . . . . SiO3Ha 0,006 0,011 — — Total . . . 100,000 — 100,000 — Institutul Geological României ETUDE GEOCHIMIQUE DES EAUX DES LIMANS DU SUD-EST DE LA BESSARABIE 259 TABLEAU XIII Analyse de la solution saline d’un bassin de concentration de la saline de Burnaz R6colt6e le ir mai 1930 1 kg d’eau contient: Grammes Milli6quivalents Anions Chlore . . . . Brome . . . . lode Sulfurique . . Bicarbonique . Cl' . Br' . r . SO"4 . HCO', 112,7635 1,3436 18,4283 0,2830 3179,929 16,811 383,645 9,433 Cations Potassium . Natrium . . Ammonium . Calcium . . Magnesium . . K- . Na- . NH„ . Ca- . Mg- 3,7861 37,2000 0,2812 22,6340 96,830 1617,358 14,065 1861,565 Acide mdtasilicique. . . . SiOaHa 0,0064 Total . 196,7261 7179,636 Relations de pourcentages Par rap. ă 100 parties de sels dis- sous Par rap. â 100 parties de chlore Par rap.ă une te- neur de 100 6quiv. Par rap. ii 100 6quiv. de chlore Anions Chlore . . . Brome . , . Sulfurique . Bicarbonique . . cr . . Br . . SO"4 . . HCO'a 57,320 0,683 9,368 o,i44 100,000 1,191 16,343 0,251 44,291 0,234 5,344 0,131 100,000 0,529 12,065 0,297 Cations Potassium Sodium . . Ammonium . Calcium . . Magnesium . . . K- . . Na- . . nh-4 . . Ca- . . Mg- 1,924 18,909 o,i43 11,506 3,358 32,980 0,249 20,062 i,349 22,528 o,i95 25,928 3,045 50,861 0,441 58,534 Acide m6tasilicique. . . . . . SiO3H2 0,003 0,005 — — Total . . . | 100,000 - 100,000 - 17* Institutul Geological României 260 P. PETRESCU TABLEAU XIV Tableau comparați/ entre les valeurs de rapports des divers constituants des Solutions salines du lac Budur, de la saline de Burnaz, des eaux des limans, de la Mer Noire et des eaux douces HCO'3 Cl' S0"4 Na’ cF SO"4 Ca- Na1 Mg7- CI' Mg- Cl' Na- SO"4 Mg- SO"4 A) Calc ulis â tartir d es poids pi lysiques des iot tS. Solution saline de Budur . 0,01 I 6,975 21,783 6,385 6,187 12,631 2,042 1,812 Solution mere de la saline de Burnaz 0,015 6,119 132,289 65,535 1,643 4,982 3.031 0,814 Valeurs moyennes pour les limans du SE de la Bes- sarabie o,O54 7,333 28,014 6,865 7,929 14,183 1,823 1,95’ Idem dans la Mer Noire. . 0,087 7,29i 23,179 5,727 8,122 14,632 1,801 2,007 Idem dans les eaux douces . 6,624 0,718 0,304 0,474 i,472 1,862 1,184 2,376 B) Ca leules < partir des equi™ lents d ?s ions. Solution saline de Budur . 0,017 8,819 18,975 2,659 3,72i 44.042 1,958 0.458 Solution mere de la saline de Burnaz 0,025 8,289 115,234 27,334 0,869 1,708 1,966 0,206 Valeurs moyennes dans les limans du SE de la Bes- sarabie 0,043 10,008 24,426 2,875 4,190 4,932 1,177 0,496 Idem dans la Mer Noire 9,877 o,i37 20,190 4,294 1,168 5,017 0,508 2,389 Idem dans les eaux douces . 7,055 0,171 0,043 o,i99 0,107 0,075 0,703 0,441 Burnaz une deficience en calcium, due probablement au depot pârtiei du sulfate de calcium. La salinite des Solutions salines de Burnaz et de Budur n’estpasle resultat de l’evolution normale poursuivie par les eaux superficielles, evolution deter- minee par de faibles evaporations ou par l’activite biotique, mais bien plutbt la consequence des transformations chimiques survenues â la suite d’evapo- rations intenses. Aussi ne saurait-on faire entrer ces Solutions salines dans la serie continue des eaux superficielles: eaux douces, eaux marines, eaux d’oceans, eaux de limans ou de lacs marins. Institutul Geological României Etude gEochimique des eaux des limans du sud-est de la bessarabie 261 CONCLUSIONS GEnERALES Les limans du SE de la Bessarabie representent des fractions de la Mer Noire, separees de celle-ci dans une region battue par les vents et pourvue d’un climat relativement sec. Les limans reșoivent peu d’eau douce, mais sont continuellement alimentes par la mer. La composition chimique des eaux des ces limans est determinee par l’ensemble des phenomenes physico-chimiques dus au climat et aux mani- festations vitales se produisant dans cette ambiance. Les eaux de ces limans sont non seulement plus salinisees que l’eau de la Mer Noire, mais elles se trouvent aussi dans une phase d’evolution plus avancee que l’eau de cette mer. Par ces caracteristiques chimiques, les eaux de ces limans sont plus rapprochees des eaux des oceans. En outre, grâce â certaines influences locales, les eaux des limans du SE de la Bessarabie tendent, malgre leur origine commune, â se differencier les unes des autres. Ce fait ressort de leurs teneurs inegales en certains sels, lesquelles ne correspondent pas toujours ă celles qui auraient pu resulter de la concentration de l’eau de la mer. Ainsi, par rapport ă l’eau de la Mer Noire, l’eau du liman Sașie est sur- salinise avec un surplus de chlorure de sodium et de sulfate de sodium, en dehors de la concentration qui a eu lieu; par contre, nous avons constate une dessalinisation partielle en chlorure de sodium pour les eaux des limans Alibei, Burnaz et Șabolat. A la suite de cette dessalinisation partielle en chlo- rure de sodium, les eaux de ces trois limans sont plus riches en chlorure de magnesium. De meme, l’eau du liman Șabolat contient un surplus de sulfate de magnesium, tandis que les eaux des limans Alibei et Burnaz ont une teneur plus faible en sulfates que celle qui aurait du resulter de la concen- tration de la Mer Noire. Dans les Solutions salines produites par une evaporation intense des eaux des limans, les ions Mg" et SO"4 ont un role plus important dans la for- mation des equilibres chimiques. Comme ces Solutions ne proviennent toutefois pas d’une evolution normale des eaux douces, nous ne pouvons pas les enca- drer dans la serie continue des eaux superficielles, dont les extremites sont formees par les eaux douces d’une part et les lacs d’origine marine d’une autre. Toutes les constatations relatives â l’evolution, aux sursalinisations ou aux soussalinisations intervenues dans les compositions chimiques des eaux des limans, ont etc obtenues par l’examen des valeurs appartenant aux rap- ports entre les constituants des eaux de ces limans, de l’eau de mer ou des autres eaux superficielles. .■ juillet 1933. 4 Jr- In sti tutui Geological României BIBLIOGRAPHIE i. ANDRUSSOW N., Bosphorus und Dardanellen. Annuaire geol. et miner, dc la Russie, XII, No. 7—8. 2. — Der Adschi-darja oder Karabugaz Busen. Petermann's Mitteilungen. Bd. XLIII, S. 25-34. 3. ANTIPA GR. Les principes de l’amelioration de la productivite du bas Danube. Bul. de la Sect. Scientifique de l’Acad. Roum. 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Grenzschichte zwischen Sarniat und den Unteren Congerienschichten....zbg I. Osterreich.......................................................269 2. Ungarn...........................................................274 3. Rumănien.........................................................277 4. Jugoslavien......................................................282 IV. Die Congerienschichten...............................................284 1. Untere Congerienschichten........................................284 2. Obere Congerienschichten.........................................287 a) Schichten mit Congeria ungula caprae MUNST.................287 b) Schichten mit Congeria balalonica und solche mit Congeria rhom- boidca ........................................................289 c) Schichten mit Congeria spinicrista und Prosodacna vutskitsi BRUS. . 292 d) Radmanești................................................. 293 e) Kdp.........................................................294 3. Pont/Măotgrenze..................................................295 V. Paludinenschichten....................................................298 Schlusswort............................................................. 302 Verzeichnis der zitierten Literatur.................................... 304 VORWORT Die stratigraphischen Verhăltnisse des Euxinisch-Dazischcn Beckens sind durch die Arbeiten der russischen Geologen, sowie durch die Arbeiten von Cobălcescu, Ștefănescu, Teisseyre, Simionescu u. a., ferner durch die Arbeiten der Geologen des Geologischen Institutes Rumăniens und der Geologischen Dienste der Petrolgesellschaften, welch letztere ihren Nieder- schlag zum Teii in den Arbeiten von Krejci-Wenz fanden, in grossen Ziigcn Institutul Geological României zbb ERICH JEKELIUS geklărt. Grosse Verschiebungen in der stratigraphischen Gliederung sind hier nicht zu erwarten. Weniger klar sind dagegen die stratigraphischen Verhăltnisse im Panno- nischen Becken. Und zwar erscheint als besonders schwacher Teii in dem grossen Fragenkomplex die viei umstrittene und bis heutc noch nicht geklărte Stellung der «Unteren Congerienschichten» des Pannonischen Beckens. Urspriinglich als pontisch aufgefasst (Barbot de Marny 1859), sah man in ihnen spăter Vertreter des Măot (Andrussov 1895), nachher des Măot und eines Teiles des Sarmat (Andrussov 1910) und schliesslich wurden sie auch ganz als ober- und mittelsarmatisch angesehen, das Măot aber in den unteren Teii der « Oberen Congerienschichten » verlegt (Schreter 1912, Laskarev 1924). Zum Schluss riickte auch das Obersarmat in die Oberen Congerienschichten (Gillet 1933). Eine halbwegs den tatsăchlichen Verhaltnissen entsprechende Paralleli- sierung der pliozănen Bildungen des Pannonischen Beckens mit denen des Euxinisch-Dazischen Beckens wird erst moglich sein, wenn die stratigra- phischen Verhăltnisse des Pannonischen Beckens geklărt sind. Es liegt daher in der Natur der Dinge, wenn das Hauptgewicht vorliegender Arbeit auf das Pannonische Becken verlegt wird, an dem wir durch das Banat und das Siebenbiirgische Becken auch direkt interessiert sind. Da die stratigraphische Stellung der Congerienschichten nicht geklărt ist, verwende ich vorerst die alten Bezeichnungen fur sie — Untere Conge- rienschichten und Obere Congerienschichten — da es sich hier um Begriffe handelt, die zu keinerlei Verwechselungen Anlass geben konnen, obwohl Congerien auch in viei ălteren Schichten schon in grosser Menge vor- kommen. I. MIOZĂNE VORLĂUFER DER FAUNEN DER CONGERIEN- SCHICHTEN DES PANNONISCHEN BECKENS Ganz ăhnliche Faunen wie die der Unteren Congerienschichten kennen wir in reicher Entwicklung schon aus dem Miozan in Bosnien-Herzegovina (38) und bei Fiinfkirchen (8, 83). Die Molluskenfauna dieser Ablagerungen ist bisnoch zusammenhăngend leider nicht bearbeitet. Eine Anzahl Formen wurde hauptsăchlich von Neumayr (58) und von Brusina (io, ii) beschrie- ben. Der iiberwiegende Teii aber der von Katzer (38) angefuhrten Formen ist năher nicht bestimmt. Das Gebiet Bosnien-Herzegovinas war zwischen Eozăn und Mittelmiozăn Festland, auf dem in zahlreichen kleineren Seebecken măchtige Kohlen- floze und Siisswasserschichten abgelagert wurden. Neumayr (58) hebt hervor, dass auf palaeontologischer Basis eine Alters- Institutul Geologic al României DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 267 bestimmung dieser Schichten nicht moglich sei, da kein Stiick vorliege, das mit voller Sicherheit mit einer Art aus Schichten genau bekannten Alters identifiziert werden konne; die Congerien hătten zwar viei Ahnlichkeit mit denen der pontischen Stufe, doch sei die Ubereinstimmung keine so voll- stândige, dass man eine Parallelisierung darauf griinden konne. Nach den Untersuchungen von Paul (61, 62) und von Hoernes, schliess- lich nach den alle diese Vorkommen umfassenden Untersuchungen Katzer’s (38) sollen diese Siisswasserablagerungen von marinem Mittel-, zum Teii auch Untermiozăn iiberlagert werden und zwar ofters in deutlicher Diskor- danz. Da Katzer das genaue Alter dieser Siisswasserablagerungen nicht fixieren konnte, bezeichnete er sie als: Oligomiozăn. Letzthin hat O. Kuhn in einer vorlăufigen Mitteilung (44) das Alter dieser Bildungen als Helvet-Sarmat bestimmt. Neumayr wies auf die grosse Ahnlichkeit der Fauna dieser Siisswasser- ablagerungen mit der Fauna von Dugoselo (Kroatien) und der der Mela- nopsidenmergel Dalmatiens hin und hielt einen Teii der dalmatinischen Melanospidenmergel fiir sicher ăquivalent mit den bosnischen Siisswasser- ablagerungen. Die von Katzer gegebenen Faunenlisten zeigen auch deutlich die nahen Beziehungen zu den dalmatinischen Melanopsidenmergeln, sowie zu Du- goselo (Kroatien). Ausserdem ist die grosse Ahnlichkeit im Typus der Fauna mit dem der Fauna der Unteren Congerienschichten auffallend, wenn auch identische Arten fehlen. Die wenigen Arten, die mit solchen aus pontischen oder gar levantinen Ablagerungen identifiziert wurden, sind wohl falsch bestimmt. Der Typus der Fauna aber ist dem der Fauna der Unteren Conge- rienschichten so ăhnlich, dass selbst Wenz im Fossilium Catalogus alle diese miozănen Formen aus Bosnien-Herzegovina, Dalmatien, Kroatien (Dugoselo) als pontisch, zum Teii auch als unterpontisch bezeichnete. Bockh (8) beschrieb aus dem Liegenden des marinen Obermediterrans bei Funfkirchen Siisswasserablagerungen mit Congerien, Melania escheri Brong., Unio, Neritina etc. Sie enthalten bei M. Hidas auch Kohlenfloze. Wenz (83) beschrieb aus diesen Ablagerungen eine kleine von VadAsz gesammelte Fauna : Congeria boeckhi WENZ(steht der Cong. ornithopsis nahe), Bulimus vadâszi Wenz, Gyraulus sp. Zur Zeit des Miozăns lebte somit in den Gewăssern (Seen, Teichen, Băchen) des Festlandes am Rande des Pannonischen Beckens schon der Faunentyp, der spăter in den Congerienschichten des Pannonischen Beckens allgemein verbreitet auftritt. Das so friihe Auftreten dieses Faunentyps gewinnt aber fur die stratigraphische Beurteilung seiner Formenelemente, wie wir sehen werden, eine grosse, bisher nicht beachtete Bedeutung. So finden wir Faunenelemente aus Formenkreisen vom Typus der Faunen der Unteren Congerienschichten an zahlreichen Orten des Panno- Institutul Geological României z68 ERICH JEKELIUS nischen Beckens typischen untersarmatischen, marinbrackischen Faunen beigemengt. Sie waren zum Teii die Ursache fur die Aufstellung der sarmat- pontischen « Ubergangsschichten », die dem Măot entsprechen sollten. Wir werden weiter unten ausfiihrlich auf diese Vorkommen zu sprechen kommen. II. SARMATISCHE STUFE Schreter liess 1912 (72), da im Pannonischen Becken das Mittel- und Obersarmat in der euxinischen Ausbildung nicht bekannt war, vielmehr allgemein Schichten, die faunistisch dem euxinischen Untersarmat entspre- chen, von den Unteren Congerienschichten iiberlagert werden, das euxinische Mittel- und Obersarmat im Pannonischen Becken durch die Congerien- schichten, also durch Bildungen vertreten sein, die eine grundlegend andere faunistische Ausbildung zeigen, eine Ausbildung, die sich eng an die der pontischen Schichten im Pannonischen Becken anschliesst. Nun sind aber durch die Arbeiten Winkler’s in der Steiermark, ferner durch G. Bethlen im Gebiet von Șimlăul Silvaniei Faunen vom Typus der mittelsarmatischen Fauna (Bessarabien) nachgewiesen worden. Winkler (84—86) parallelisiert sein Unter- und Mittelsarmat mit dem Ervilienhorizont, sein Obersarmat aber mit dem Nubecularienhorizont (Bessarabien) und dem Horizont der Mactra caspia. G. Bethlen (47) aber wies aus dem Gebiet SW-lich von Șimlăul Silvaniei bei der Gemeinde Plopiș (= Gyiimolcsenes) eine reiche mittelsarmatische Fauna nach. Grosses Interesse erhălt nunmehr auch das Vorkommen der fur das Mittelsarmat charakteristischen Nubecularia novorossica Karr. et SlNZ. in dem mittleren Komplex der durch die Bohrung von Balatonfbldvâr erschlos- senen sarmatischen Schichten des Balatongebietes. Schreter (73, 72) wies in einer Tiefe von 133,56—141,15 m in vier aufeinanderfolgenden Proben Nubecularia novorossica nach, die in den tieferen Proben des Sarmat fehlt. Loczy (46, p. 348) betonte zwar, dass durch diese Art allein das Vorhanden- sein von Mittelsarmat noch nicht als erwiesen betrachtet werden konne und hielt, da in Transdanubien nur Untersarmat bekannt war, die in Rede stehenden Schichten auch fur Untersarmat. * Trotzdem wird dies Vorkommen von Nubecularia novorossica, nachdem nunmehr Mittelsarmat sowohl in der Steiermark, als auch im Gebiet von Șimlăul Silvaniei bekannt geworden ist, verdăchtig. Da Mittelsarmat in typischer Ausbildung des bessarabischen Mittel- sarmates nunmehr auch an verschiedenen Vorkommen des Pannonischen Beckens festgestellt wurde, erscheint es nicht mehr zulăssig, das Mittelsarmat im Pannonischen Becken durch Bildungen von ganz anderem Typus (Untere Congerienschichten) vertreten sein zu lassen. Institutul Geological României DIE PARAELELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 269 Die Tatsache, dass in den meisten der bisher untersuchten Profile des Pannonischen Beckens typisches Mittelsarmat fehlt, kann nur so erklărt werden, dass die mittelsarmatischen Bildungen vor Ablagerung der Unteren Congerienschichten zum grossten Teii zerstort wurden, oder dass sie nur in Reliktenseen zur Ablagerung gelangten, Beide Moglichkeiten setzen aber eine Erosionsperiode vor Ablagerung der Unteren Congerienschichten voraus. Es liegt noch die auch von Andrussov (4, p. 11) schon angedeutetc Moglichkeit vor, dass auch in dieser Zeit im Pannonischen Becken aus faziellen Grunden in weitester Ausdehnung die Fauna des unteren Sarmat persistierte und nur in lokal beschrânkter Ausdehnung faziellc Bedingungen zur Ausbildung gelangten, die der Fauna des bessarabischcn Mittelsarmat giinstig waren. Welche dieser Moglichkeiten den Tatsachen entspricht, dariiber werden erst spătere Untersuchungen entscheiden. III. GRENZSCHICHTE ZWISCHEN DEM SARMAT UND DEN UNTEREN CONGERIENSCHICHTEN 1. OSTERREICH Die von Th. Fuchs (19) zuerst fiir das Wiener Becken festgestellte Grenz- schichte zwischen Sarmat und Congerienschichten wurde immer wieder als Beweis fiir eine Kontinuităt der Sedimentation angefiihrt, ohne dass man sich Rechenschaft dariiber gegeben hătte, dass da sowohl in biologischer als auch in palaeogeographischer Beziehung ganz unwahrscheinliche Vor- gănge vorausgesetzt werden miissten. Von den von Fuchs bearbeiteten Wiener Brunnenprofilen kommen fiir die uns hier beschăftigende Frage nur die Brunnen Nr. 39—69 in Be- tracht, da die Brunnen 1—38 die Grenzschichte nicht erreichten und die Brunnen 70—123 schon in tieferen Schichten beginnen. Von den 31 Brunnen, die die Grenze Congerienschichten-Sarmat durch- teuft haben, stellte Fuchs seine Grenzschichte mit gemischter Fauna bei folgenden Brunnen fest: Nr. 42, 48 und 52, also bei insgesamt drei Brunnen von 31. Bei allen anderen Brunnen liegen die Congerienschichten ohne die Grenzschichte direkt iiber Sarmat. Sornit handelt es sich bei der Grenz- schichte keineswegs um eine durchgehende, allgemein verbreitete Schichte, sondern bloss um lokal engbegrenzte Vorkommen. Von grossem Interesse ist fiir uns auch die Ausbildung der unmittelbar iiber dem Sarmat folgenden Schichte. Institutul Geologic al României ERICH JEKELIUS 270 Von einer Anzahl Brunnen (Nr. 39, 42, 48, 52, 53, 54, 60) liegen Daten vor iiber Lagen abgerundeter Steineundgrosserer B16 k- ke, sowie fein verteilte Pflanzenreste und Lignitspuren aus dem di- rekten Hangenden des Sarmat. Unmittelbar unter der Bank mit Mei. impressa und « Cong. triangularis » folgen nach Fuchs in der Regel sarmatische Schichten, die mit bezeichnenden sarmatischen Bivalven vollkommen erfullt sind. Eine ca 30—60 cm măchtige Grenzschichte, die neben den sarmatischen Formen in so grosser Menge Mei. impressa und « Cong. triangularis » enthălt, dass die sarmatischen Arten mit denen der Congerienschichten in nahezu gleichem Verhăltnis gemischt vorkommen, findet sich nur bisweilen, dagegen sollen einzelne Exemplare der Mei. impressa und « Cong. triangularis» in den obersten Lagen des sarmatischen Komplexes regelmăssig zu finden sein. Da die als Mei. impressa zusammengefassten Formen schon im Helvet auftreten und bis in die Oberen Congerienschichten hinaul'gehen, ist mit Mei. impressa vorlăufig stratigraphisch nicht viei anzufangen. Die von Fuchs und anderen als Cong. triangularis bezeichneten Formen miissen dagegen noch iiberpruft werden, da Cong. triangularis auf die Oberen Congerienschichten beschrănkt zu sein scheint. Zum Teii handelt es sich wohl um Cong. ornithopsis, zum Teii aber um andere verwandte Formen. Von Interesse in diesem Zusammenhang ist, dass Katzer schon aus seinem Oligo-Miozăn Bosniens und der Herzegovina zahlreiche Congerien aus der năchsten Verwandtschaft der Cong. triangzdaris erwăhnt und dass Fuchs selber eine dieser Formen als Cong. cf. triangularis Partsch bestimmt hat, die Andrussov spăter in Cong. pernaeformis umtaufte. Fiir die Kontinuitât der Sedimentation zwischen Sarmat und Conge- rienschichten im Wiener Becken wurden bisher von Richarz (66), Friedl (15), Janoschek (35) folgende Beweise angefiihrt: 1. Vorkommen der Grenzschichte mit gemischter Fauna; 2. Konkordanz der Lagerung ohne Anderung der petrographischen Fazies. Ich hatte gleich Eingangs erwăhnt, dass die Annahme einer Kontinuitât der Sedimentation zwischen Sarmat und Congerienschichten auf Grund der « Ubergangsschichte » zu Voraussetzungen fiihre, die sowohl in biolo- gischer als auch in palaeogeographischer Beziehung sehr unwahrscheinlich sind. Im Liegenden haben wir den măchtigen Komplex sarmatischer Sedi- mente mit einheitlicher, marinbrackischer Fauna, im Hangenden den mâch- tigen Komplex der Congerienschichten ebenfalls mit einheitlicher Fauna von sogenanntem Kaspibrack, die sich von der sarmatischen marinbrackischen A Institutul Geologic al României DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN AB DAGERUNGEN 273 wăhrend der Zeit der Sedimentationsunterbrechung durch Oxydierung eventuell verfărbte obere Sedimentlage durch Reduktion der Oxyde infolge der Zersetzung der organischen Substanzen wieder ihre ursprungliche graue Farbe annehmen. So dass nicht einmal eine abweichende Fărbung mehr die eintonige Schichtfolge grauer toniger Sande oder grauer sandiger Tone und grauer Sande unterbricht, an die wir bei den Tiefbohrungen im jiin- geren Neogen des Pannonischen Beckens gewohnt sind. Ebenso braucht keine merkbare Diskordanz im Inneren des Beckens zwischen den Schichten des Sarmat und denen der Congerienstufe gefordert zu werden, wenn nicht intensive Faltungen der sarmatischen Schichten in der Zeit wăhrend der Sedimentationsunterbrechung angenommen werden miissen. Da das nicht der Fall ist, liegt kein Grund fur merkbare Diskordan- zen vor. Wir kommen weiter unten hierauf ausfiihilicher zuriick (siehe S. 283). Weder konkordante Schichtlage noch einheitliche petrographische Aus- bildung allein kann also als sicherer Beweis einer Kontinuităt der Sedimen- tation gelten. Dass aus dem Profil einzelner Tiefbohrungen eine Kontinuităt in der Ablagerung festgestellt werden konne, wie Richarz und Friedl behaupten, ist daher wenig uberzeugend. Die Beobachtungsmoglichkeiten an einem Sondenprofil sind viei unvollstăndiger und unsicherer als bei natiir- lichen Aufschliissen und selbst natiirliche Aufschliisse bieten einer sicheren Dcutung oft grosse Schwierigkeiten,. Als allmăhlicher Ubergangshorizont zwischen zwei faunistisch so ver- schiedenen Bildungen wie dem brackischen Unter-Sarmat und den Con- gerienschichten kann die Grenzschichte des Wiener Beckens nicht gewertet werden. Sie bedeutet einen scharfen Schnitt, dem eine Unterbrechung in der Sedimentation entsprechen muss, auf die dann die Ablagerung der faunistisch ganz anders gearteten Unteren Congerienschichten einsetzen konnte. Die Mengung sarmatischer Formen mit echten Formen der Unteren Congerienschichten ist sicher auf mechanischem Wege erfolgt und keineswegs so aufzufassen, als ob diese Formen gleichzeitig da gelebt hătten. Die von Suess und anderen angenommene Erosionsperiode (Schicht- liicke) nach Ablagerung des Untersarmat im Wiener Becken diirfte ebenso wie die entsprechenden Erosionsperioden in der mittleren Krim und im Dazischen Becken zu Recht bestehen bleiben, obwohl in neuerer Zeit sich immer mehr Autoren fur eine Kontinuităt in der Sedimentation im Wiener Becken einsetzen. Die Beantwortung der Frage nach der Dauer der Erosionsperiode hăngt von ganz anderen Uberlegungen ab, auf die wir spăter zu sprechen kommen. Hier handelt es sich bloss um die Frage, ob zwischen Sarmat und Conge- rienschichten im Wiener Becken ununterbrochen See war, oder ob wir eine 18 Institutul Geological României 274 ERICH JEKELIUS Unterbrechung der Wasserbedeckung annehmen miissen. Und da glaube ich, dass wir ohne Annahme einer Unterbrechung der Wasserbedeckung nicht auskommen. Von einer Erosionsperiode aber zu sprechen, die nur auf die Rănder des Beckens beschrănkt war, wăhrend das innere Becken in grosser Ausdehnung stăndig von Wasser bedeckt gewesen sein soli (s. Janoschek), geht nicht. Der Erosionsperiode der Randzone miissten im Inneren des Beckens zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten Seeablagerungen entsprechen, die den prăpontischen Weissen Mergeln Kroatiens und deren Ăquivalenten entsprechen wurden. Von solchen ist aber aus dem Wiener Becken bisnoch nichts bekannt. 2. UNGARN Wie steht es nun mit den « Ubergangsschichten » in dem Gebiet des ungarischen Anteiles des Pannonischen Beckens ? Charakteristisch ist das Profil, das Bockh (8) von Fiinfkirchen beschreibt : Uber sarmatischem Kalk liegen schotterige Schichten mit Mela- nopsiden, dariiber diinnschichtige, sandig-kalkige Schichten. Dariiber folgt eine kalkreiche, schotterige und sandige Ablagerung mit faustgrossen, ge- rollten Stiicken wahrscheinlich sarmatischen Kalkes und mit Melanopsiden. Dariiber folgen diinnschichtige Sandsteine mit zahlreichen Melanopsiden, selteneren Congerien, sowie Lithothamnien. Im Hangenden folgen grobe, kalkreiche Quarzsandsteine mit abgerollten Stiicken sarmatischen Kalkes. « Diese Schichten fiihren auch Lithothamnien, die stellenweise so zunehmen, dass das Gestein sich zu volligen Lithothamnienkalken ausbildet». Da die mediterranen Schichten der Umgebung von Fiinfkirchen nach Bockh reichlich Lithothamnien fiihren, diirfte es sich sowohl in den sarma- tischen Schichten als auch in den Melanopsiden fiihrenden Schichten um umgelagerte mediterrane Lithothamnien handeln. Auch von anderen Punkten erwăhnt Bockh noch Sandsteine mit Mei. bouei und Lithothamnien. Aus einem anderen benachbarten Vorkommen (Nagybânyer Tal) er- wăhnt Bockh aus grobem Sand und konglomeratischem Sandstein: Cong. aff. triangularis, Mei. martiniana, Mei. impressa, Mei. bouei, ausserdem als Fremdlinge: Cerithium disjunctum und Cer. rubiginosum, die aus sarmati- schen Ablagerungen eingewaschen wurden. Trotz aliem folgert Bockh nur auf Grund scheinbar konkordanter Lagerung, dass hier zwischen Sarmat und Pont keine Liicke existieren konne, dass vielmehr mit einer Kontinuităt der Sedimentation gerechnet werden miisse. Institutul Geological României DIE PARALLELISIERUNG I ER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 275 Im Gebiet von Budapest sind nach Halavâts (29, p. 379) Pont und Sarmat petrographisch scharf geschieden. Da Bildungen mit Congeria banatica, die Halavâts fiir den tiefsten pontischen Horizont hielt, bei Budapest fehlen, nahm er zu Beginn des Pont in der Budapester Gegend eine Erosionsperiode an. Lorenthey (53) wies 1906 darauf hin, dass schon Inkey und Szabo die Diskordanz zwischen den sarmatischen und pannonischen Ablagerungen bei Budapest beobachtet und hervorgehoben hătten. Nach Lorenthey liegen diese Bildungen nur an wenig Orten konkordant. 1912 dagegen schrieb Lorenthey (54, p. 282), dass fiir die Annahme einer Sedimentationsliicke zwischen Sarmat und Pannon kein Grund vor- liege, da im Wiener Becken und in Ungarn (er meinte damit Budapest- Kobânya, Tinnye, sowie Soceni = Szocsân) Ubergangsschichten genau so vorhanden wăren als in Russland und in Rumânien (er meinte damit das russische und rumănische Măot). Von der Parallelisierung der Unteren Congerienschichten mit dem Măot durch Andrussov (2) ausgehend meinte er, dass der faunistische Unterschied zwischen den Oberen und Unteren Congerienschichten beinahe grbsser sei als zwischen den Unteren Congerienschichten und dem Sarmat. Lorenthey stutzte sich dabei auch auf Andrussov (4, II, p. n), der nach einer fliichtigen Durchsicht der Fauna von Tinnye und Soceni bei Lorenthey und auf Grund des durch Lorenthey veroffentlichten Profiles von Soceni zu der Uberzeugung gelangt war, dass die Faunen von Soceni, Tinnye und teilweise Markusevec die Fauna der ă 11 e s t e n Congerienschichten s. str. darstellen und dem Măot, ja sogar dem Obersarmat entsprechen. Das Vorkommen der Acicularia italica in den Schichten von Soceni und Tinnye, die Andrussov auch in den fiir Măot gehaltenen Aktschagylschichten (3) gefunden hatte, schien die Parallelisierung mit dem Măot zu bestătigen. Nachher stellten sich allerdings die Aktschagylschichten als oberes Levantin heraus (13), so dass Acicularia italica nicht mehr als charakteristisch fiir Măot angefiihrt werden darf. Mit dem Vorkommen von Soceni befasse ich mich weiter unten aus- fiihrlich. Das Vorkommen von Tinnye hat aber I. Meznerics (55) neuer- dings bearbeitet. Darnach kann bei Uny und Tinnye das stratigraphische Verhăltnis der sarmatischen zu den pontischen Ablagerungen im Terrain nicht festgestellt werden, da der Kontakt zwischen beiden nirgends auf- geschlossen ist. Im Liegenden des sandigen Horizontes, aus dem die von Lorenthey beschriebene Fauna von Tinnye stammt, konnte Meznerics sudlich von Tinnye und vor aliem in der Umgebung der Gemeinde Pâty einen tonigen Horizont mit Congeria banatica, Limnocardium cf. lenzi, Limnocardium cf. syrmiense als tiefsten pontisch-pannonischen Horizont feststellen, als ăqui- 18* HkL Institutul Geologic al României (GR / ERICH JEKELIUS 276 valențe Bildung der Beociner Mergel. Damit fallen aber wohl alle Spe- kulationen, denen zu Folge die von Lorenthey beschriebene Fauna von Tinnye in unmittelbarem Zusammenhang mit der Fauna des Untersarmates stehen solite. Sie wird hochstens dem Beociner Mergel ăquivalent oder ruckt gar in ein hoheres Niveau auf. Im Liegenden der Mergel mit Cong. hanatica (Beociner Mergel) fehlen hier ăquivalente Bildungen der prăpon- tischen Weissen Mergel, fehlt das Ober- und Mittelsarmat. Die auch von Lorenthey fruher so entschieden betonte Diskordanz zwischen den sarma- tischen und pannonischen Bildungen der Umgebung von Budapest behăit ihre Bedeutung in stratigraphischer Beziehung. Von einer kontinuier- lichen Sedimentation zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten kann hier somit nicht mehr gesprochen werden. Sumeghy (75) beschreibt in neuerer Zeit aus kontinentalen Ablagerungen des Mătra- und Biikkgebirges Faunen mit iiber- wiegend Festlandsformen und einigen Stisswasserformen. Er stellt diese Faunen ins obere Sarmat und konstatiert in ihnen Ubergangsformen, die zwischen untersarmatischen und pannonischen Arten vermitteln. Noszky hatte auf Grund der stratigraphischen Lage diese Ablagerungen auch an das Ende des Sarmat verlegt, da sie zum Teii iiber Leithakalk, zum Teii aber iiber Untersarmat liegen. In diesen Ubergangsformen zwischen untersarmatischen und panno- nischen Formen sieht Sumeghy einen Beweis fiir Schreter’s Behauptung, dass die Sedimente des untersarmatischen Niveaus unmittelbar in die pannonischen Schichten iibergehen (?). Daraus miisste gefolgert werden, dass das mittlere und obere Sarmat im Pannon enthalten sei. Schreter hat diese Folgerung gezogen, Sumeghy aber spricht sie in klarer Form nicht aus, da sie mit seinen Feststellungen im Widerspruch steht. Da er von obersarmatischen Ubergangsformen spricht, die zwischen untersarmatischen und pannonischen Formen vermitteln sollen, ist doch wohl anzunehmen, dass er diese kontinentalen obersarmatischen Bildungen stratigraphisch in das Liegende der pannonischen Stufe stellt. Er sagt wortlich: «Im ungarischen Abschnitt des turanischen Meeresarmes konnten sich die untersarmatischen Sedimente noch ablagern, dann aber ging es rasch zu Ende und die dem jiingeren Sarmatischen entsprechende Zeit bezeichnen bei uns mehr Festlandssedimente, mit Festland- oder an das Festland gebundenen Faunen ». «Als sich zur untersarmatischen Zeit das Meer von unserem Gebiet zuriickzog, konnten sich hier Sumpfseen und Quellenkalkablagerungen bilden, deren Faunen Formenreihen bewahrten, die auf das jiingere Sarmat hindeuten ». Hier drăngt sich die Frage auf, wie noch von einer Kontinuitât der Sedimentbildung zwischen den untersarmatischen und pannonischen See- i Institutul Geologic al României DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 277 ablagerungen gesprochen werden kann, wenn wir eine kontinentale Phase zwischenschalten ? Und es ist vollkommen unverstăndlich, wie Sumeghy gerade auf Grund dieser obersarmatischen kontinentalen Ablagerungen behaupten kann, « eine Sedimentliicke zwischen der Ablagerung der Schichten der beiden Stufen (nămlich Sarmat und Pannon) war nicht vorhanden ». 3. RUMĂNIEN Die wohl am hăufigsten als Beweis fiir die Kontinuităt der Ablagerung zwischen Untersarmat und Pannon zitierten Vorkommen von «Uber- gangsschichten» liegen im rumănischen Anteil am Pannonischen Becken. Es sind dies Soceni (= Szocsân) im Banat, Sacadat und Lopadea (= Olâh- lapâd) in Siebenbiirgen. Das Gebiet von Soceni hat Halavâts (26, 27) kartiert und sowohl 1891 als auch 1892 das Profil von Soceni studiert und Fossilien gesammelt. Er konstatierte im Hangenden der Kristallinen Schiefer die untere Abteilung der pontischen Sedimente: Tone mit Zwischenlagen von blauen Sandschich- ten. In den Tonen fand er diinnschalige, zusammengedriickte Cardien, in den Sandschichten gut erhaltene Fossilien in grosserer Menge: eine reine Fauna der Unteren Congerienschichten. 1902 untersuchte ein Student namens Aradi, ein Schiiler Lorenthey’s dies Profil und fand ein « klassisches » Profil von Ubergangsschich- t e n. Sieben Fossilhorizonte konstatierte er hier mit reichster Fauna. Aus dem unteren Horizont sammelte er Cerithien zu hunderten. Nach oben zu traten die sarmatischen Elemente der Fauna immer mehr zuriick und die pannonischen traten mehr hervor. 1903 veroffentlichte Lorenthey (51) diese Entdeckung. Nach ihm liegt hier ein ganz allmăhlicher Ubergang aus dem Sarmat in die Unteren Congerienschichten vor. Die fiinfte ( !) Schichte von Soceni parallelisierte er mit dem Măot, da in dieser Schichte die sarma- tischen und pannonischen Elemente sich ungefăhr das Gleichgewicht hielten. Die Entdeckung des « Ubergangsprofiles » von Soceni hatte einen glăn- zenden Erfolg. Bis heutigen Tages wird dies «klassische Profil» immer wieder als Hauptstiitze fur den Beweis einer kontinuierlichen Sedimentation im Pannonischen Becken vom Untersarmat bis ins Pannon angefuhrt. 1912 kam Lorenthey (54) wieder kurz auf Soceni zu sprechen und meinte, dass er spăter das Vorkommen auch selber aufgesucht hatte, um reicheres Material zu sammeln. Seine kurzen Angaben stimmen aber auch nachdem er den Fundort personlich aufgesucht hatte, auffallender Weise im Wesentlichen mit seiner ersten Verbffentlichung aus 1903 uberein. Seine 1903 geăusserte Absicht, dies Vorkommen eingehend zu bearbeiten, hat er aber nicht verwirklicht. Institutul Geological României \jgr/ ERICH JEKELIUS 278 Wie steht es nun eigentlich um das Profil von Soceni in Wirklichkeit ? Der Fundort, an dem Halavâts sammelte, liegt im Ogașul Turislav, einem rechtseitigen Nebenbach, der vom Piatră albă kommend siidlich der Kirche von Soceni ins Haupttal miindet. Auf der linken Talseite folgt Sarmat im Hangenden Kristalliner Schiefer. In einer hohen Steilwand ist eine Wechsellagerung sehr grober Gerollagen und Sandbănke aufgeschlossen. Dem basalen Teii dieses Komplexes ist eine ca 30 cm măchtige Cerithienbank zwischengelagert mit schlecht erhal- tenen, miirben Cerithien. Talab folgen auf der rechten Talseite zwei Ausbisse eines grauen sandigen Tones mit Melanopsis impressa, seltenen Cerithien etc. Im unmittelbaren Hangenden des letzten Sarmataufschlusses folgen Sand- und Tonschichten mit grossen Mei. fossilis (= martiniana). Mei. vindobonensis und anderen Formen. Diesem Ausbiss gegenuber, auf der linken Talseite, ist auch die Mei. fossilis Bank aufgeschlossen in einem Ton- und Sandkomplex, der dem sarmatischen Gerolle- und Sandkomplex angelagert ist, somit in tatsăchlicher Diskordanz zu ihm steht, obwohl das Streichen und Fallen ungefăhr gleich bleibt. Im Liegenden dieses Aufschlus- ses f indet sich im Bachbett noch eine mit Cerithien erfiillte Bank. Im Hangenden der Mei. fossilis Bank folgen feinere Schotterzwi- schenlagen, in denen Melania vâsârhelyi und in ungefăhr gleicher Lage Cong. subglobosa vorkommen. Weiter talab folgen im Hangenden wechsel- lagernd sandige und tonige Schichten mit Limnocardien, Congeria partschi etc. Im basalen Teii der Congerienschichten (Melanopsisbank) finden sich nur ganz vereinzelt Cerithien. Sie sind hier stark abgerollt und sicher aus den sarmatischen Schichten umgelagert. Auffallender Weise treten sie in den hangenden, schotterigen Lagen hăufiger auf als in den basalen tonigen der Melanopsisbank, was die sekundăre Lage der Cerithien hier auch eindcutig bewcist. Der Melanopsisbank entspricht im Profile Lorenthey’s die Schichte Nr. VII. Im Liegenden dieser Bank unterscheidet er sechs fossilfiihrende Horizonte, was im Ogașul Turislav, wie wir aus obigen Angaben sehen, nicht moglich ist. Ein zweites Profil ist aber im Ogașul Polițioanei, einem linksseitigen Nebenbach, der am oberen Ende des Dorfes einmundet, aufgeschlossen. Uber Glimmerschiefer liegt hier ein ca 10 m măchtiger Komplex von Glim- merschiefergerolle in Sand. Dariiber folgt Tortonkalk in grosseren Blocken, der erfiillt ist von Șerpuia, Ostrea, Pinna und anderen Lamellibranchiaten. Im Hangenden folgt ein 2,5 m măchtiges Schichtprofil, das aus einer Wech- sellagerung von Tonen und tonigen, schotterigen Sanden besteht, die lagenweise von Mollusken dicht erfiillt sind. Bei einem Versuch dies 2,5 m hohe Profil in einzelne Fossillagen zu gliedern, ergeben sich zwanglos sechs Fossillagen. Der Fossilinhalt dieses Spiilsaumes besteht aus einem DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 279 Gemisch einzelner mediterraner, sowie iiberwiegend untersarmatischer Formen, darunter auch Melanopsiden und Congerien. Dieser ganze Komplex ist eine einheitliche Bildung. Innerhalb dieses Komplexes verschiedene Horizonte unterscheiden zu wollen, oder gar eine dieser Schichten aus dem insgesamt nur 2,5 m măchtigen Komplex heraus- zugreifen und mit dem Măot zu parallelisieren, ist ein Versuch, der nicht ernst genommen werden kann. Es handelt sich hier um rein untersarmatische Schichten. Melanopsis impressa und Congerien (Congeria neumayri) konnen auch zur untersarmatischen Fauna gehdren. Da die Congerien- und Mela- nopsidenfauna wenigstens schon seit dem Helvet in den Randgebieten des Pannonischen Beckens gelebt hat, ist es eher zu verwundern, dass nicht hăufiger Vertreter dieser Kaspibrackfauna aus echten untersarmatischen Schichten erwăhnt wurden. Talab im Hangenden dieses Komplexes treten in grbsserer Măchtigkeit Tone und sandige Mergel auf. In einer Schichte fand ich eine Anzahl Con- geria partschi, ferner andere Congerien und Limnocardien. Die Bank mit Mei. martiniana ist im Ogașul Polițioanei fossilfiihrend nicht aufgeschlossen. Das von Lorenthey veroffentlichte Profil, das den von Halavâts erwăhnten Fundort darstellen solite, ist somit aus den zwei Profilen des Ogașul Turislav (Fundort von Halavâts) und des Ogașul Polițioanei kom- biniert worden, um das Profil zum klassischen Profil « der die sarmatischen und pannonischen Bildungen uberbriickenden Schichten » zurecht zu stutzen. Nach all dem kann von einer Ubergangsschichte im Sinne einer strati- graphischen Kontinuităt zwischen Sarmat und Pont hier nicht gesprochen werden. Mit dem zweiten Vorkommen sogenannter Ubergangsschichten auf ru- mănischem Boden, mit Sacadat (Jud. Sibiu), hat Halavâts (30) sich im Jahre 1913 năher beschăftigt und nachgewiesen, dass hier die sarmatischen Fossilien auf die untere Pârtie der sarmatischen Sedimente beschrănkt sind. Dariiber folgt ein 50 m măchtiger Komplex fossilleerer Sande und erst uber diesem folgt Ton mit der Fauna der Unteren Congerienschichten. Demzufolge kann bei Sacadat von einer Ubergangsschichte zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten nicht gesprochen werden. Beziiglich des dritten Vorkommens — Lopadea — hat schon Pâvay die Verhâltnisse geklărt. Er schreibt (63, p. 431): « Uberhaupt fand ich auf meinem Gebiet nirgends eine Ubergangsschichte zwischen dem Sarmatischen und Pannonischen. Stets sind es typische pannonische Bildungen, die den sarmatischen Schichten auflagern ». Der den sarmatischen Schichten aufla- gernde sandige Schotter enthălt wohl eine gemischte Fauna von Formen der Unteren Congerienschichten, ferner von mediterranen und sarmatischen Institutul Geological României z8o ERICH JEKELIUS Formen. Letztere sind aber abgerollt und miissen als eingeschwemmt be- trachtet werden. Das von Roth (69) auf Grund ăhnlicher Vorkommen bstlich von Lopadea festgestellte Vorkommen von «Mâot» fălit unter gleiche Beurteilung. In neuerer Zeit beschrieb nun Graf G. Bethlen (7) vonPlopiș (= Gyii- mblcsenes) bei Șimlăul Silvaniei ein Vorkommen von sarmatisch-unter- pannonischen Ubergangsschichten mit Mischfauna, die er mit dem Măot parallelisiert. Bei der Behandlung des Mittelsarmates von Plopiș schreibt er, dass gegen Ende des Untersarmates das Meer sich nach NO zuriickzog und hier nur kleinere-grbsserc Binnenmeere, Teiche zuriickbliebcn. Eventuell blieb ein solcher See auch bei Plopiș zuriick, der nach der Regression nicht gleich austrocknete, sondern wăhrend dem Mittelsarmat bestehen blieb, so dass hier erst gegen Ende des Mittelsarmates die vollstăndige Regres- sion eintrat. Und zum Schlusse schreibt er, dass das Meer zu Beginn des Mittelsar- mates sich zuriickgezogen und nur Reliktenseen zuriickgelassen hătte. Eine neue Transgression erfolgte erst zu Beginn des Pannon. Das Meer drang zur Zeit des Unterpannon wieder vor und drang in die damals schon sehr eingeschrumpften Seen, die die vorausgehende Regression zuriickgelassen hatte. Bei der Beschreibung seiner Ubergangsschichten meint er aber, dass der Ubergang zwischen Sarmat und Pont nicht nur konkordant sondern auch faunistisch ganz allmăhlich sei. Infolgedessen sei die vorpontische Ero- sionsperiode schwer verstăndlich. Sie sei wahrscheinlich nur aufgestellt worden, um den Mangel der mehrere hundert Meter măchtigen Schichten des rumănischen Mittel- und Obersarmat und des Măot zu erklăren. Mit der Klărung des Begriffes der Kontinuităt in der Sedimentbildung innerhalb eines so grossen Beckens wie des Pannonischen Beckens, des Begriffes einer Regression mit Zuriicklassung von Reliktenseen und einer spăter erfolgten neuerlichen Transgression uns zu befassen, gehort doch wohl nicht hieher. Ich muss nur darauf hinweisen, dass es befremdend wirkt, wenn in ein und derselben Arbeit von einer vollstăndigen Regression wăhrend des Mittelsarmat, sowie einer erst zu Beginn des Pannon ein- setzenden Transgression gesprochen, trotzdem aber die «vorpontische» Erosionsperiode als unverstăndlich hingestellt wird. Die mittelsarmatische Fauna und die Fauna der « Ubergangsschichten » von Plopiș entstammen zwei verschiedenen Profilen. Und zwar erwăhnt Bethlen aus dem Liegenden der « Ubergangsschichten » auffallender Weise: Potamides mitralis Eichw. und Potamides disjunctus Sow. (untersarmatische Formen, nicht Formen des hoheren Sarmat wie Bethlen angibt). Somit liegt ■T Institutul Geologic al României . 16 R 7 DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 281 der Komplex mit den « Ubergangsschichten » gar nicht iiber Mittelsarmat sondern iiber Untersarmat. Da aber in unmittelbarer Nahe nach Bethlen auch Mittelsarmat entwickelt ist, miissen die « Ubergangsschichten » evident trangressiv sein. Die behauptete Konkordanz und der allmăhliche Ubergang fălit somit von vornherein weg. Die « Ubergangsschichten » selber haben in dem Profil Bethlen’s eine Măchtigkeit von 1,50 m. Bethlen erwăhnt aus ihnen ausser Formen des unteren Sarmat, bezw. solchen, die sowohl im Untersarmat als auch im Mittelsarmat vorkommen konnen, einzelne Formen der prăpontischen Mergel Gorj. Kramberger’s, ferner Formen der Unteren Congerienschich- ten, ferner solche, die mit Formen des Măot identifiziert werden. Von Limnocardium praeponticum und L. cecusi gibt Bethlen leider keine Abbildung und die Beschreibung ist sehr summar. Bei L. cecusi gibt er an, dass er, obwohl die Form hâufig sei, kein einziges vollstăndiges Exemplar gefunden hătte. Sehr ăhnliche Formen kommen aber auch imUntersarmat vor. Von Congeria panticapaea liegt ein einziges, unvollstăndiges Exemplar vor, von dem Bethlen meint, dass dies eventuell eine neue Varietăt darstelle. Auf Grund dieser Angaben, glaube ich, behaupten zu konnen, dass diese Bestimmung unzuverlassig ist, nicht einmal fiir eine Cong. aff. panticapaea ausreicht. Stratigraphisch ist also diese Form wertlos. Das gleiche gilt von dem allein vorliegenden Bruchstiick einer angeblichen Cong. subcarindta bottenica Andr. Auf solche Formen weittragende stratigraphische und palaeogeographische Folgerungen aufzubauen ist aber unzulăssig. Die Frage, ob wir im Siebenbiirgischen Becken mit einer Kontinuităt der Sedimentation zwischen Sarmat und Congerienschichten rechnen miissen oder ob sich eine kontinentale Periode zwischenschaltet, begegnet hier ebensolchen Schwierigkeiten wie in den iibrigen Teilen des Pannoni- schen Beckens. Eine kontinentale Periode kann fiir die Randgebiete auch des Siebenbiirgischen Beckens leicht vertreten werden. Fiir das innere Becken fehlen aber bisnoch ; ug nfăllige Anzeichen einer kontinentalen Erosions- periode zwischen Sarmat und Congerienschichten. Die Tatsache aber, dass der obere Komplex der sarmatischen Schichten Siebenbiirgens iiberwiegend sandig ist und stellenweise Schotterlagen enthălt, die gegen die Rănder zu stark anwachsen, in Verbindung mit den Beobachtungen, dass iiber den Bildungen mit untersarmatischer Fauna in den Randbecken (Bucht von Mehadia, Bahna, etc.) nur noch kontinentale Bildungen folgen, scheint darauf hinzuweisen, dass das Siebenbiirgische Becken nach Ablagerung des Sarmat (Unter Sarmat ?) infolge kontinentaler Hebungen trocken gelegt war. Was natiirlich ein Zuriickbleiben von Reliktenseen nicht ausschliesst. Bei der Ubereinstiminung der diesbeziiglichen stratigraphischen Profile Institutul Geologic al României \ IGR7 282 ERICH JEKELIUS wenigstens in den grossen allgemeinen Ziigen mit denen des ganzen Panno- nischen Beckens haben fiir das Siebenbiirgische Becken dieselben Uberle- gungen zu gelten, wie sie diesbeziiglich fiir die iibrigen Teile des Pannoni- schen Beckens weiter oben erdrtert wurden und die zu der Folgerung fiihrten, dass mit einer Schichtliicke zwischen Unter- bezw. Mittel- Sarmat und den Congerienschichten im Gebiet des Pannonischen Beckens gerechnet werden miisse. Mit den uns hier beschăftigenden Problemen hat sich in letz er Zeit auch Paucă (59, 60) im Zusammenhang mit seinen Arbeiten im Becken von Beiuș beschaftigt. In grossen Ziigen kommt er dabei zu ăhnlichen Resultaten wie ich. Im Becken von Beiuș am Ostrand des Pannonischen Beckens stellte er iiber Untersarmat Konglomerate fest, die er als Regressionsbildungen deutet. Darilber folgt eine Sedimentationsliicke (Erosionsperiode) bis in- klusive Măot. Uber das Sarmat, Leithakalk oder permo-mesozoische Bil- dungen legen sich transgressiv Congerienschichten. Vorkommen mit gemischter Fauna (Sarmat und Fauna der Congerien- schichten) sind auch im Becken von Beiuș hăufig. Die Mischung entstand nach Paucă auch hier durch Umlagerung der sarmatischen Formen. 4. JUGOSLAVIEN Pavlovic (64) beschrieb von vier Vorkommen bei Beograd Ubergangs- schichten mit sarmatisch-pontischer Mischfauna. Die Faunenlisten, die er von Lozovicki Potok (Ritopek) und von Zaklopaca (Staro Selo) gibt, erinnern sehr an die Vorkommen der oben erorterten Grenzschichten. Die Vorkommen von Zuce und von Konopljiste scheinen dagegen keine sarma- tischen Formen zu enthalten. Das von Konopljiste aber hat reichlich Formen des Cong. rhomboidea Horizontes gemischt mit Mei. martiniana, Mei. im- pressa, Mei. bonei. Hier liegt also aliem Anscheine nach eine « Mischfauna » dei Unteren und Oberen Congerienschichten vor, jedenfalls nicht des Sarmat und der Unteren Congerienschichten. Dies Vorkommen wăre eher mit der Fauna von Kup zu vergleichen. Somit kennen wir in dem ganzen Gebiet des Pannonischen Beckens keine Ubergangsschichten zwischen Sarmat und Pannon, die wir als Beweis fiir eine Kontinuitât der Sedimentation anerkennen konnen. Damit falit aber auch jede Begriindung dafiir weg, den Komplex der Unteren Conge- rienschichten in das mittlere und obere Sarmat zu verlegen. Dass Fossilien tieferer Horizonte in jiingere Bildungen eingeschwemmt vorkommen, ist eine wohl vor aliem den Tertiărgeologen gut bekannte \JGR, Institutul Geological României DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 283 Erscheinung, die aber eher als lăstig empfunden und daher in der Literator nicht immer besonders hervorgehoben wird. Wo aber Ubergangsschichten mit «Mischfaunen» gesucht werden, wird natiirlich jedem Vorkommen innerhalb dieser Schichten, bei dem Formen eines tieferen Horizontes mit denen eines hoheren gemischt auftreten, besondere Bedeutung beigclegt, und da hăufen sich auf einmal in der Literatur die Angaben iiber solche Vorkommen auf diesen bestimmten Horizont bezuglich, in dem eine Uber- gangs-Mischfauna gesucht wird. Ganz besonders hăufig miissen aber Fossileinschwemmungen, Fossil- umlagerungen vorkommen, wo Transgressionen iiber lockere, fossilreiche Bildungen erfolgten, wie eben in dem Falie der Transgression der Unteren Congerienschichten iiber die sarmatischen Bildungen. Wir finden diese bloss 0,50—3 m măchtigen, lokal stets eng begrenzten Bănke mit sarmatisch- pannonischer Mischfauna an der Basis der Unteren Congerienschichten nicht nur im Wiener Becken, sondern an weit aasninander liegenden Punkten des Pannonischen Beckens. Es handelt sich um eine regional weit verbreitete Erscheinung. Daher miissen wohl auch die Entstehungsbedingungen dieser «Grenzschichten » im ganzen Pannonischen Becken einheitlich gewesen sein. Die Vorkommen dagegen, bei denen limnisch-fluviatile Formen in rein untersarmatischen Schichten eingeschwemmt vorkommen, fallen unter einen ganz anderen Gesichtspunkt, wie das im Zusammenhang mit den Vorkommen im Wiener Becken besprochen wurde. Da innerhalb des Pannonischen Beckens aus der Zeit zwischen Unter- sarmat und Unteren Congerienschichten keine grossen Faltungen bekannt sind, die grosse Niveaudifferenzen in der Oberflăche der sarmatischen Schichten hătten hervorrufen konnen, miissen wir uns die Oberflăche des trockengelegten Pannonischen Beckens vor Ablagerung der Unteren Congc- rienschichten als Ebene vorstellen, vor aliem in deren zentralen Teilen. Bewegungen von grosserem Ausmasse, die an der Oberflăche grossere Niveaudifferenzen eventuell hervorrufen konnten, diirften auf die Rand- partien beschrănkt geblieben sein. Wenn aber die Erosionsbasis fiir das Pannonische Becken garnicht oder nur wenig tiefer lag als die trockengelegte Ebene des Pannonischen Beckens, konnte in den zentralen Teilen dieses Beckens eine tiefergreifende Erosion nicht stattfinden, Spuren einer solchen sind daher hier gar nicht zu erwarten. Spuren ehemaliger seichter Tăier aber feststellen zu konnen, ist bei den mannigfachen Uinformungen in den lockeren, zerfliessenden Bildungen infolge nachtrăglicher abermaliger Wasserbedeckung und bei den mangel- haften Aufschliissen so sehr Sache gliicklichen zufalles, dass deren schein- bares Fehlen keineswegs als Gegenbeweis gewertet werden kann. In den Randgebieten dagegen haben wir hăufige Erosionsspuren. Institutul Geological României 284 ERICH JEKELIUS Zwischen den Ablagerungen der sarmatischen Schichten und denen der Congerienschichten des Pannonischen Beckens liegt in den Randgebieten zum Teii ausgesprochene Diskordanz vor, in den zentralen Gebieten bei scheinbarer Konkordanz «unconformity» (Unkonformităt) der amerika- nischen Geologen, die auch bei marinen Sedimenten weit verbreitet ist, wobei in scheinbar vollkommen konkordanter Sedimentfolge, auch bei ein- heitiicher Fazies Schichtglieder auf einander folgen konnen, zwischen denen selbst ganze Zeitalter fehlen, obwohl auf Grund der rein ăusseren Erschei- nung auf Kontinuitât in der Sedimentation geschlossen werden iniisste. IV. DIE CONGERIENSCHICHTEN Schon 1868 hat Reuss (65) zwei « Gruppen » innerhalb der sogen. « Con- gerien- oder Inzersdorfer Schichten » unterschieden. Die fast ausschliesslich durch Melanopsisarten : Mei. martiniana, Mei. impressa, Mei. bonei charak- terisierte Gruppe nannte Reuss «Melanopsidenschichten». Die zweite durch zahlreiche Cardien mit abnormen Schlossbau und durch Congeria rhomboidea charakterisierte Gruppe nannte Reuss « Cardienschichte ». 1879 schlug L. Roth (67) fur die Congerienschichten den Namen « pan- nonische Schichten » vor. Roth wollte allerdings das ganze iiber dem Sarmat des Pannonischen Beckens folgende Pliozăn mit dem Sammelnamen der Pannonischen Schichten bezeichnen, tatsâchlich wurde aber im Gebrauch die Bezeichnung Unter- und Ober-Pannon gleichbedeutend mit Unteren und Oberen Congerienschichten. 1884 schlug Brusina (9) dafur die Bezeichnungen : Lyrcaea-Horizont und Valenciennesia-Horizont vor. 1892 schlug endlich Halavâts fiir den Valenciennesia-Horizont (= Car- dienschichte Reuss) die Bezeichnung Congeria rhomboidea Niveau vor. (25, P- 36). Somit sind im wesentlichen gleichbedeutend: 1. Melanopsidenschichten Reuss — Unter Pannon Roth — Lyrcaea Ho- rizont Brusina = Untere Congerienschichten; 2. Cardienschichten Reuss — Ober Pannon Roth — Valenciennesia Ho- rizont Brusina — Rhomboidea Horizont Halavâts = Obere Congerien- schichten. 1. UNTERE CONGER1EN8C1IK 11TEN Innerhalb des Pannonischen Beckens wurde in der Zeit der Unteren Congerienschichten ausser der Wiener Fazies auch die Beociner Fazies abgelagert. Die Wiener Fazies wird hauptsachlich durch die zahlreichen Institutul Geologic al României \16 R DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 285 zum Teii grossen, dickschaligen Congerien und die zum Teii grossen und dickschaligen Melanopsiden charakterisiert. Fiir die B e o cine r Fazies ist Congeria. banatica, Limnocardium lenzi, Limnocardium syrmiense, Prova- lenciennesia etc. charakteristisch. Das Gebiet von Beocin wurde hauptsăchlich von R. Hornes (32) und von A. Koch (39, 40, 41) studiert. Uber den weissen prăpontischen Mergeln folgt konkordant: 1. Der kaum geschichtete Beociner Zementmergel in einer Măchtigkeit von 80—100 m. Aus diesem Zementmergel wurden bisher folgende Formen angegeben: Provalenciennesia arthaberi Kramb. Gorj. » pauli Horn. » schafarziki Kramb. Gorj. Undulotheca paucici Brus. » halavâtsi Kramb. Gorj. Velutinopsis velutina Desh. » rugosa Kramb. Gorj. Planor bis ponticus Lor. Hydrobia sp. Limnocardium lenzi H<5rn. » syrmiense Horn. Congeria banatica Horn. » czjzeki Horn. » cf. dalmatica Brus. » cf. navicula Andr. Pisidium sp. 2. Uber dem Zementmergel folgt eine 20—30 cm dicke rostigsandige Mergelschichte, die von weissen Molluskenschalcn erfiillt ist. Koch erwăhnt aus dieser Schichte nach Bestimmungen Lorenthey’s folgende Formen des Rhomboideahorizontes: Limnocardium baraci Brus. » steindachneri Brus. » ochetophorum Brus. » planum Desh. » n. sp. Congeria vel. Dreissensia. Pisidium sp. Anodonta (?) smaji Brus. Zagrabica maceki Brus. V alenciennesia reussi Neum. Melanopsis sp. Bythinia sp. Pr- Institutul Geologic al României ig r/ 286 ERICH JEKELIUS 3. Daruber folgen 10 m sehr miirber, heller, mergelig-glimmeriger Sand- stein. Ausser Sandsteinkonkretionen enthălt er auch Molluskenschalen. 4. Daruber liegt eine 20 cm dicke sandige Mergelschichte mit den weissen Schalen verschiedener Mollusken. 5. Daruber folgen wieder 10 m gelblichgrauer mergelig-glimmeriger Sandstein mit grossen Sandsteinkonkretionen und seltenen Molluskenschalen. Aus den Schichten 3—5, hauptsâchlich aus Schichte 4, erwăhnt Koch nach Bestimmungen Lorenthey’s : Limnocardium bar aci Brus. » planum Desh. Valenciennesia reussi Neum. Zagrabica maceki Brus. Emmericia schulzeriana Brus. (?) Melanopsis cf. friedeli Brus. Planorbis constans Brus. Bythinia sp. Fruher wurde auch aus den Zementmergeln nur Valenciennesia reussi zitiert. Gorjanovic-Kramberger erwăhnte aber dann spăter (21, 22) von Beocin nur noch Provalenciennesia Formen. Sollten obige Valenciennesia reussi Lor. tatsăchlich auch zu Provalenciennesia gehoren, dann wăre wohl der stratigraphische Wert der Untergattung Provalenciennesia sehr in Zweifel zu ziehen. In Gesellschaft obiger Cardienformen konnte auch eine Prova- lenciennesia nur als pontisch, keinesfalls als măotisch angesprochen werden. Aus dem Dazischen Becken ist Provalenciennesia bisher nicht bekannt und Valenciennesia annulata tritt nach Krejci-Wenz (42) schon 25—40 m iiber der Pont/Măot Grenze auf. Auf Grund dieser Tatsachen wurde ge- folgert, dass die Schichten mit Provalenciennesia dem Măot entsprechen miissten. Zur Klărung dieser Verhaltnisse, vor aliem zur Klărung des stra- tigraphischen Wertes der Unterscheidung zwischen Provalenciennesia und Valenciennesia sind, wie schon erwăhnt, noch eingehende Untersuchungen notwendig. (Siehe hieriiber auch Seite 298). In Siebenbiirgen nun finden wir die beiden Faziesausbildungen der Unteren Congerienschichten: die Wiener und die Boeciner Fazies wech- sellagernd. Ober dem Sarmat liegen im Siebenbiirgischen Becken in grosser Măch- tigkeit Tone und Mergel mit diinnschaligen Limnocardien (L. lenzi, L. syrmiense), Congeria banatica Horn., Valenciennesiiden etc. Im Flangenden folgen in grosser Măchtigkeit Sande und Schotter mit einer dickschaligen Fauna: Melanopsis fossilis ( — martiniana), Mei. vindo- bonensis, Mel.pygmaea, Mei. bouei, Congeria partschi, Cong. ornithopsis, Cong. subglobosa etc. Institutul Geologic al României DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 287 Diese Faunen konnen aber zur Unterscheidung verschiedener Horizonte nicht verwendet werden. Ihr Wechsel ist ausschliesslich durch die verschie- dene Fazies bedingt. Wo infolge lokaler Einfliisse im unteren Schichtkom- plex sandige, schotterige Ablagerungen auftreten, erscheint in ihrem Ge- folge auch die dickschalige Fauna; wo aber iin oberen Komplex măchtige Tonbildungen auftreten, finden wir die dunnschalige Fauna, im Gegen- satz zu der normalen Folge. Dies Bild wird ergănzt durch die Beobachtung, dass auch in Gebieten mit normaler Faunenfolge im unteren tonigen Schicht- komplex vereinzelte Formen der dickschaligen Fauna gefunden werden und umgekehrt im oberen sandigen Komplex vereinzelte Formen der diinnscha- ligen Fauna. Wir haben somit wăhrend der Sedimentationsdauer der Abla- gerung der Unteren Congerienschichten die Elemente beider Faunen ver- treten. Je nach dem lokalen Wechsel der faziellen Verhăltnisse nimmt bald die eine, bald die andere Gruppe uberhand, Eine năhere Horizontierung ist somit nach den bisher uns zur Verfugung stehenden Beobachtungen auf Grund der Fauna nicht moglich. Die Fauna entspricht ganz uberwiegend der der Unteren Congerienschichten und beweist durch ihre Wechsellagerung die Gleichalterigkeit der Unteren Con- gerienschichten des Wiener Beckens und des Beociner Mergels. Eventuell entsprechen die Beociner Mergel zeitlich nur dem basalen Teii der Wiener Fazies. 2. OBERE CONGERIENSCHICHTEN Die Oberen Congerienschichten wurden in Ungarn, vor aliem im Bala- tongebiet stratigraphisch stark gegliedcrt. Zu unterst wurde ein Horizont mit Congeria lingula caprae ausgeschieden, dariiber ein Horizont mit Congeria triangularis und Congeria balatonica, dariiber der Horizont mit Congeria rhomboidea und endlich im Hangenden der Horizont mit Unio wetzleri. a) SCHICHTEN MIT CONGERIA UNGULA CAPRAE MUNST. Vitălis beschreibt in seiner der Congeria ungula caprae gewidmeten Arbeit (81) das Profil des Vorkommens der Congeria ungula caprae vom Godros auf der Halbinsel Tihany am Plattensee (= Balaton): Die t i e f s t e fossilfuhrende Schichte (8—10 cm) enthălt eine typische Fauna der Schichten mit Cong. balatonica. Dariiber liegt 25 cm fossilleerer Sand. Dariiber folgt 75—80 cm sandiger Ton erfiillt mit Cong. ungula caprae und reicher Fauna, hăufig auch Cong. balatonica. Uber dieser Cong. ungula caprae-Rnnk. folgen weitere Fossilbănke mit typischer Cong. b alai onica-V num, ohne Cong. ungula caprae. M Institutul Geological României iGRy 288 ERICH JEKELIUS Das Vorkommen von Fiizfb am Plattensee zeigt folgendes Profil: Ober 50 cm fossilleerem Sand liegen : 15—18 cm Sand mit Cong. ungula caprae und Cong. balatonica. Darilber folgt 60 cm kalkiger Ton. Darilber 37 cm Sand, in dessen oberem Teii Cong. ungula caprae und Cong. balatonica auftritt. Darilber folgt 50 cm kalkiger Ton, erfiillt mit Cong. ungula caprae und Cong. balatonica. Abgesehen von der Cong. ungula caprae stimmt die Fauna auch hier mit der der Cong. balatonica-^chiCnten bestens iiberein. In diesem Zusammenhang ist eine Bemerkung Loczy’s (46, p. 439) ausserordentlich interessant. Er beobachtete bei Vbrosbereny-Fiizfb, dass die Cong. ungula caprae und Mei. martiniana fuhrende Schichte schon auf geringe Entfernung vom pontischen Ufer die durch Congeria balatonica charakterisierte Fauna enthălt. Nach Loczy (46, p. 442) wurde Congeria ungula caprae in grbsserer Entfernung vom pannonisch-pontischen Ufer des Balatongebietes noch nicht gefunden. Sie ist eine Faziesform der litto- ralen Zone, der kaum ein hoher stratigraphischer Wert beigemessen werden kann. *Von einem im Pannonischen Becken durchgehend feststellbaren Congeria ungula caprae Horizont kann daher keine Rede sein. Es sind lokal eng be- grenzte Fossilbănke, in denen Schalen der Congeria ungula caprae in grossen Mengen angehăuft sind. Beim Plattensee liegt, wie wir sahen, die Congeria ungula capraeMimV dem Schichtkomplex mit Congeria balatonica zwischen- gelagert. Bei Budapest liegt der Ton mit den Congeria ungula caprae fuhren- den Sandzwischenlagen auf Sarmat. Hier scheinen die Lagen mit Congeria ungula caprae stărker entwickelt zu seien als am Plattensee. Wir konnen daher nur von Congeria ungula c«/>rae-Bănkens prechen, die lokal dem Komplex der Schichten mit Cong. balatonica zwischengelagert sind (eventuell sind diese Zwischenlagen auf den basalen Teii dieses Schicht- komplexes beschrănkt). Wenn daher ein selbstăndiger Congeria ungula caprae-Horizont unter- schieden wird, ist dies sicher verfehlt. Von 63 Formen, die aus den Schichten mit Congeria ungula caprae bestimmt wurden, sind 53 gemeinsam mit der Fauna der Schichten mit Cong. balatonica und der Schichten mit Cong. rhomboidea, dagegen nur 9 Formen mit der Fauna der Unteren Congerien- schichten, von denen nur eine Form bisher nur aus den Unteren Congerien- schichten erwăhnt wurde, alle anderen sind auch aus den Oberen Conge- rienschichten bekannt. In der Literatur suchen wir anderwărts vergebens nach einem Aqui- valent des « Cong. ungula ca/>rae-Horizontes ». 'A Institutul Geologic al României IGR/ DIE P.ARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 289 b) SCHICHTEN MIT CONGERIA BALATONICA PARTSCH UND SOLCHE MIT CONGERIA RHOMBOIDEA HORN. Lorenthey unterschied (47) in dem Gebietvon Szegzârd, Nagy-Mânyok, Ârpâd eine «obere Fazies », charakterisiert durch massenhaftes Auftreten der Congeria rhomboidea in Gesellschaft einer Fauna, die angeblich auf salzigeres Wasser hinweist, und eine « untere Fazies », charakterisiert durch massenhaftes Auftreten der Cong. triangularis und Cong. balatonica in Ge- sellschaft einer Fauna, die mehr Siisswassercharakter zeigen soli: 1. Im Profil von Szegzârd erwăhnt er 2—3 m Ton mit einer typischen Fauna der Rhomboidea-Schichten, im Liegenden folgt eine 0,1—0,2 m dicke Schichte von tonigem Sand und darunter glimmerreichem Sand mit Cong. triangularis und zahlreichen Limnocardien. 2. Im Profil von Nagy-Mânyok unterscheidet Lorenthey auch einen oberen tonigen Komplex mit Congeria rhomboidea und einen unteren san- digen Komplex mit Cong. triangularis. Aus dem unteren Sand stammen nur sehr wenige Formen: Cong. cf. triangularis, Cong. balatonica, Limno- cardium schmidti, L. arpadense, L. carinatum, L. cf. cristagalli. Alle anderen stammen aus der Schichte mit Cong. rhomboidea. 3. Die von Ârpâd beschriebenen Formen stammen von drei verschie- denen Fundorten aus einem tonigen Sande, in dem Lorenthey keine ver- schiedenen Niveaus unterschieden hat. Von allen drei Fundorten erwăhnt er Cong. rhomboidea. Daher muss wohl die ganze Fauna von Ârpâd in den Cong. rhomboidea-Komplex gestellt werden. Und wenn Lorenthey Seite i57schreibt, dass bei allen drei Vorkommen (Szegzârd, N.-Mânyok, Ărpâd) die an Cong. triangularis reiche Schichte tiefer liege als die an C. rhomboidea reiche Schichte, so stimmt dies fiir Ârpâd jedenfalls nicht, da hier eine Schichte mit Cong. triangularis garnicht bekannt war. Oder meinte er damit eventuell das von ihm zusammen mit Ârpâd behandelte Vorkommen von Fiinfkirchen ? Aus dieser Fiinfkirchner Fauna erwăhnt er Wirbelstiicke einer Cong. cf. partschi und ein kleines fragmentarisches Exemplar, das er zu Cong. triangularis rechnet. Dies ist aber denn doch zu spărlich, um von Schichten zu sprechen, die an C. triangularis reich wăren. Alle anderen Formen kommen auch in den Rhomboidea-Schichten von Ârpâd vor. Das von Lorenthey vorgebrachte Material reicht somit ganz entschieden nicht aus, um die Fiinfkirchner Fauna einem tieferen Niveau zuzuweisen als die Ârpâder Faunen. Ausserdem ist zwischen beiden Vorkommen wohl kaum eine direkte Uberlagerung zu beobachten. Aus dem unteren Sand von N.-Mânyok erwăhnt er Seite 135 ein « mor- sches Bruchstiick » als Congeria triangularis, Seite 133 aber dasselbe als Cong. cf. triangularis, ferner nach Hofmann 5 Exemplare der Congeria balatonica. Lorenthey selber hat trotz seiner durch mehrere Jahre hier 19 M Institutul Geological României igr/ 290 ERICH JEKELIUS fortgesetzten Sammlungen kein weiteres Exemplar finden konnen. Somit kann auch der untere Sand von N.-Mânyok nicht als Schichte bezeichnet werden, die an Cong. triangularis oder Cong. balatonica reich wăre. Trotzdem schreibt Lorenthey 1902 (50, p. 288) wieder von einem Konglomerat, das bei N.-Mânyok in grosser Menge Cong. balatonica enthalte. Nach Andrussov (Dreissensidae 1897/98, p. 33 und Suppliment 1900, p. 120) kommt dagegen bei Szegzârd und N.-Mânyok Cong. triangularis iiberhaupt nicht vor, es seien das teils Cong. croatica Brus., teils Cong. halavâtsi Brus. Congeria balatonica gibt Andrussov aber von N.-Mânyok auch nur mit Fragezeichen an. Nachher korrigierte auch Lorenthey (52, p. 59) seine Angaben beziiglich Cong. triangularis von Szegzârd und Kurd und stellte einen Teii der Cong. triangularis von Szegzârd und sămtliche von Kurd zu Cong. spinicrista. Ebenfalls im Jahre 1894 beschrieb Lorenthey die Fauna von Hidasd bei Fiinfkirchen (48). Sie wird auch durch das Zusammenvorkommen von Cong. rhomboidea und « Cong. triangularis » charakterisiert und durch zahl- reiche andere Formen, die nach Lorenthey bei Szegzârd teils auf den oberen Ton, teils auf den unteren Sand beschrănkt sind, teils in beiden vorkommen. In der Zusammenfassung schreibt Lorenthey, dass alle Formen von Hidasd bis auf Limnocardium auingeri dem Rhomboidea-Horizont eigen seien. Diese Fauna stimme am besten uberein mit der Fauna der unteren Sande von Szegzârd, da sie alle Formen gemeinsam hătten bis auf Limno- cardium auingeri und L. apertum. Limnocardium auingeri sei bis dahin nur aus «tieferen» Schichten, aus denen von Radmanești bekannt geworden. In der Arbeit liber Szegzârd, N.-Mânyok, Ărpâd hatte er Radmanești gleichgesetzt den Schichten mit Cong. triangularis, also den unteren Sanden von Szegzârd. In der Arbeit liber Hidasd stellt er aber den unteren Sand von Szegzârd, damit wohl auch den unteren Sand von N.-Mânyok in den Cong. rhomboidea Horizont. Diese Stratigraphie vertritt er dann auch noch 1906 (53). Er unterscheidet hier innerhalb des Cong. rhomboidea-Horizontes: 1. eine Stisswasserfazies bei Budapest und im Balatongebiet; 2. eine Brack- wasserfazies bei Hidasd, Kurd, Szegzârd, N.-Mânyok, Ărpâd, Tirol (= Kd- nigsgnad) etc. Als einen tieferen Horizont bezeichnet er den der Cong. triangularis und Cong. balatonica von Budapest, aus dem Balaton- gebiet und von Radmanești. Somit kennen wir auch nach Lorenthey kein Vorkommen, wo eine Uberlagerung der Schichten mit Cong. triangularis durch Schichten mit Cong. rhomboidea nachgewiesen werden kann. Diese beiden Schicht- komplexe sind nirgends in stratigraphischem Kontakt bekannt, sie kommen nebeneinander vor und haben trotz verschiedener Fazies eine Fauna, die sich fast deckt. Beide werden von Schichten liberlagert, die Unio wetzleri fiihren und nach den neueren Untersuchungen dem Daz glcichgestellt Institutul Geological României ie r/ DIE PARALLEL1SIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 291 werden mussen. Ebenso werden beide, wo das Liegende bekannt ist, von Schichten unterlagert, die den Unteren Congerienschichten ent- sprechen. Im sogenannten Feherpart bei Tihany am Balatonsee ist eine 20—2401 măchtige Schichtenserie aufgeschlossen, in deren unterem Abschnitt Halavâts (28) und Lorenthey (52) den Horizont mit Cong. halatonica und Cong. triangularis vertreten sahen, im oberen Abschnitt aber den Horizont mit Cong. rhomboidea. Vitalis (79) erbrachte dann den Nachweis, dass auch der obere Komplex zu den Schichten mit Cong. halatonica und Cong. triangularis gehore und in grosser Menge Cong. halatonica enthalte. Uber den Schichten mit Cong. halatonica und Cong. triangularis folgen im Balatongebiet die Schichten mit Unio wetzleri, ein Horizont, der friiher noch ins Obere Pannon gestellt wurde, dessen dazisches Alter in neuerer Zeit aber bewiesen wurde. Nach Lorenthey kommen typische Rhomboidea-Schichten mit Congeria rhomboidea bei Arâcs im Balatongebiet vor. Wie aber schon Vitâlis aus- fiihrlich darlegte (80, p. 171) ist dies Vorkommen nicht sehr vertrauener- weckend. In dem Sandsteine von Arâcs wurde gelegentlich eines von A. Koch und Lorenthey geleiteten Ausfluges mit Studenten 1900 je ein Steinkern von Cong. croatica, Limnocardium schmidti und ein Steinkern von dem Lorenthey meinte, dass er zweckmâssigster Weise mit dem Sammel- namen Cong. rhomboidea zu belegen sei, gefunden. Somit handelt es sich hier keineswegs um ein einwandfrei festgestelltes Vorkommen von Rhoin- boideaschichten, ganz abgesehen davon, dass dieser Sandstein iiber Trias- schichten liegt und daher iiber das stratigraphische Verhăltnis zu den Schichten mit Cong. halatonica nichts aussagt. Congeria rhomboidea ist in dem Balatongebiet nicht mehr gefunden worden. Dies ganz isolierte Exemplar in einer Cong. rhomboidea fremden Umgebung ist verdăchtig, so dass diesem Vorkommen gegeniiber eine gewisse Reserve am Platze ist. Nach Schlesinger (70, p. 242) folgt im Gebiet von Budapest «auf die Triangularis-balatonica Schichten ein Niveau von Tegeln und Sanden, das massenhaft Cong. rhomboidea liefert und nach dieser Leitform auch benannt ist. Den Abschluss bilden die schon oft erwăhnten Sandschichten mit Massenvorkommen von Unio wetzleri, die konkordant in das Levantin iiberleiten. Rhomboidea-Niveau und Unio weteZerz-Schichten bilden das obere Oberpontikum (nach Lorenthey) ». Dies kann doch nur so aufgefasst werden, dass bei Budapest in den betreffenden Tegeln und Sanden massen- haft Congeria rhomboidea gefunden werden. Tatsache ist aber, dass bis heute aus der weiten Umgebung von Budapest noch kein einziges Exemplar der Congeria rhomboidea bekannt geworden ist. Neuerdings hat nun Sumeghy (77) aus den in der ungarischen Tiefebene auf Erdgas durchgefuhrten Tiefbohrungen aus einem Schichtkomplex von 19’ < . JA Institutul Geologic al României Xjgr/ 2C)2 ERICH JEKELIUS ca 850 m Măchtigkeit hauptsăchlich Formen nachgewiesen, die aus den Balatonica- und den Rhomboidea-Schichten bekannt sind, ohne dass eine Unterscheidung verschiedener Horizonte durchgefiihrt werden konnte. Wenn wir aber nach diesem die Schichten mit Congeria balatonica im Alter denen mit Cong. rhomboidea gleichsetzen miissen, dann verschiebt sich die ganzeParallelisierung mit den Schichten in Rumănien ganz wesent- lich. Dann miissen wir die Ăquivalente der pontischen Abichi-Schichten in den Unteren Congerienschichten suchen. Da die Schichten mit Congeria triangularis und Congeria balatonica als heterope Bildungen des Cong. rhomboidea-Horizontes, die Schichten mit Congeria ungula caprae aber als littorale dem basalen Teii der Balatonica- schichten zwischengeschaltete Bănke aufzufassen sind und da Friedl’s Horizonte 1. und 2. aus dem Wiener Becken doch wohl den Schichten mit Congeria triangularis und Cong. balatonica entsprechen, wird dem Pont im Wiener Becken, das ihm in letzter Zeit abgesprochene Heimatrecht wieder zuerkannt werden miissen. Und zwar handelt es sich um Ăquivalente des Horizontes mit Cong. rhomboidea. O c) SCHICHTEN MIT CONGERIA SPINICRISTA LOR. UND PROSODACNA VUTSKITSI BRUS. Die Fazies mit Congeria spinicrista und Prosodacna vutskitsi, die Loren- they als ăquivalent mit den Rhomboideaschichten betrachtet, ist auf die Hiigel der Bezirke Somogy und Tolna im Siiden des Balaton beschrănkt. Uber ihre stratigraphische Lage im Schichtenverband der iibrigen pon- tischen Schichten des Balatongebietes liegen keine Beobachtungen vor. Prosodacna vutskitsi wird von Lorenthey (52) aus Faunen erwăhnt, die er teils in den « Horizont» mit Cong. balatonica stellt (siehe Fonyod und Enying), hauptsăchlich aus solchen aber, die er als besondere Fazies mit den Cong. rhomboidea-Sc\dchten parallelisiert. Congeria spinicrista aber ist nach Andrussov mit Congeria schmidti Lor. aus den Cong. balatonicaSchichten und von Radmanești sehr nahe verwandt und unterscheidet sich von ihr nur durch sekundăre Merkmale. Wenn wir die Fauna der Schichten mit Congeria spinicrista năher be- trachten, ergibt sich, dass 33 Formen bisher nur aus Schichten mit Cong. balatonica bekannt sind, 36 Formen in den Schichten mit Cong. balatonica und den Schichten mit Cong. rhomboidea gemeinsam vorkommen und 15 Formen auf die Schichten mit Cong. rhomboidea beschrănkt sind, wenn wir Kurd mit der Fauna der Schichten mit Cong. rhomboidea parallelisieren. Sobald wir aber das Kurder Vorkommen zu den Schichten mit Cong. bala- României A Institutul Geologic al IGR/ DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 293 tonica stellen, wie Lorenthey das tut, haben wir in der Fauna der Schichten mit Cong. spinicrista 46 Formen, die auf die Schichten mit Cong. balatonica beschrănkt sind, 28 Formen, die in den Schichten mit Cong. balatonica und denen mit Cong. rhomboidea gemeinsam vorkommen, und nur 10 Formen, die bisher nur aus den Schichten mit Cong. rhomboidea bekannt sind. Bei diesem Tatbestand bleibt es unverstăndlich, wie Lorenthey die Schichten mit Cong. spinicrista als Fazies der Rhomboidea-Schichten auffassen konnte, da er die Kurder Schichten in den «Horizont» mit Congeria balatonica stellte, den er in das Liegendc des Congeria rhomboidca-Horizontcs verlegte. d) RADMANEȘTI Die durch Fuchs beriihmt gewordene Fauna von Radmanești (17) entstammt einer 3,40 m măchtigen Schichtfolge von Sandsteinen und Sanden. Die fossilfiihrenden Schichten bilden einen einheitlichen Komplex, in dem verschiedene Horizonte nicht unterschieden werden konnen. Von 87 spezifisch bestimmten Formen von Radmanești wurden 64 von hier als neue Formen beschrieben, von denen 23 Arten von anderen Vorkom- men noch nicht angegeben wurden. Es verbleiben somit 64 Arten, die fiir stratigraphische Vergleiche in Betracht kommen. Von diesen wurden in den Oberen Congerienschichten des Pannonischen Beckens bisnoch Didacna deșerta und Bythinella scitula nicht gefunden ’)■ Die iibrigen 62 Arten sind aus den Oberen Congerienschichten bekannt, von denen 7 auch aus den Unteren Congerienschichten angegeben wurden. Somit wăren 55 der von Radmanești bekannt gewordenen Arten auf Grund der bisherigen Daten auf die Oberen Congerienschichten beschrănkt und zwar sind sie innerhalb der Oberen Congerienschichten vor aliem fiir die Schichten mit Cong. balatonica charakteristisch. Jedenfalls spricht der Gesamtcharakter der Fauna eindeutig fiir die Congeria balatonica-Bazies des Rhomboidea-Horizontes. Da Krejci die von Radmanești beschriebene Pyrgula angulata Fuchs nur mit Fragezeichen aus dem Pont angibt, dagegen als sicher aus dem Măot, ist wohl anzunehmen, dass er die Fauna von Radmanești fiir Măot hălt. Nach Gorjanovic-Kram- berger (22, p. 8) soli in den Sammlungen der ungar. Geol. Anstalt ein Exemplar einer Provalenciennesia mit schwach entwickelten Rippen, etwas cingerolltem Wirbel und einer schwachen Siphonalwolbung von Radmanești aufbewahrt werden. ') Mei. martiniana kommt in grosser Menge bei Kup in einer Fauna der Oberen Conge- rienschichten vor und wird von LOCZY aus dem Balatongebiet mit Cong. ungula caprae erwăhnt. Institutul Geologic al României igr/ 294 ERICH JEKELIUS Didacna budmani wurde von Brusina von Radmanești und von Zagreb abgebildet. Nach Andrussov kommt diese Form nur im Budmania- oder Cong. rhomboidea-Horizont vor. Die aus genau den gleichen Schichten von Radmanești von Fuchs als Cardium desertum erwăhnte Form bezieht er aber auf «untere Congerienstufe » von Radmanești. Auch bei Phyllicardium complanatum Fuchs von Radmanești spricht er von der oberen Abteilung der Unteren Congerienschichten. Brusina (io) parallelisierte die Fauna von Radmanești mit der dem Rhomboidea-Horizont entsprechenden Fauna von Okrugljak. Nach Kadic dagegen (37) konnen die Schichten von Radmanești in zwei Horizontc gegliedert werden: 1. unterpontisch mit Mei. martiniana-, 2. mittelpontisch mit Cong. balatonica. Kadic gibt an, dass er ebenso wie Adda nur in der untersten der damals aufgeschlossenen Schichten Melanopsis martiniana sammeln konnte, wăhrend nach Loczy in der darunter liegenden Schichte die gleichen Versteinerungen vorkommen sollen, wie in den Schichten iiber der Sandsteinbank mit Mei. martiniana. Ich habe hier nur einige der in der Literatur vorhandenen Widerspriiche iiber die stratigraphische Stellung der Fauna von Radmanești erwăhnt. Die Klărung dieser Widerspriiche bleibt einer Neubearbeitung des Vorkommens vorbehalten. Trotz aliem wird aber auch nach den bisher iiber Radmanești vorliegenden Daten die Fauna in den Congeria rhomboidea-YlomonX. gestellt werden mussen. Mei. fossilis {—martiniana) kommt bei Radmanești zwar ziemlich hăufig vor, aber nur in kleinen Exemplaren der Varietăt rugosa. Typische M. fossilis scheint zu fehlen. e) KUP Grdssere Schwierigkeiten als die Fauna von Radmanești bietet die Fauna von Kup. Die Fauna von Kup wurde von A. Koch gesammelt und von Th. Fuchs bearbeitet (18). Nach A. Koch findet sich innerhalb einer 5 m măchtigen Sandablagerung eine ca 0,50 m dicke Petrefaktenbank, in welcher eine ca 12 cm dicke Schichte beinahe ausschliesslich aus weissen, gut erhaltencn Fossilschalen gebildet wird. Die hăufigste Form ist: Melanopsis pygmaea. Sehr hăufig sind: Mei. fossilis, Mei. impressa, Mei. bouei, Mei. kupensis, Prososthenia radmanești. Hăufig kommt vor: Congeria balatonica, Limnocard. penslii, Limnocard. haueri, L. decorum, Valvata adeorboides, Pseudamnicola margaritula, Gyraulus homalosomus rhytidophorus. Fuchs parallelisierte die Fauna von Kup mit der von Tihany und von Radmanești. Institutul Geological României .. «sr/ DIE PARALLELISIERUNG DER PLIOZĂNEN ABLAGERUNGEN 295 Lorenthey (50, p. 288) parallelisierte die Fauna der Schichten mit Cong. balatonica von Tihany mit Fonydd, Radmanești und Kup. Wir hătten somit eine Fauna vom Typ der Fauna mit Congeria balatonica, in der aber Melanopsis fossilis (= martiniana'), Mei. impressa und Mei. boitei sehr hăufig sind. Dies spricht entschieden fiir einen sehr engen Zu- sammenhang der Unteren und der Oberen Congerienschichten und eine dirckte Fortsetzung der Fauna der Unteren Congerienschichten in die Fauna der Oberen Congerienschichten. 3. l’OXT/MÂOTGRENZE Auch Krejci (43) legte bei der Festsetzung der Pont/Măotgrenze im Pannonischen Becken das Hauptgewicht auf die vertikale Verbreitung der Congeria rhomboidea und parallelisierte die Oberen Congerienschichten des Pannonischen Beckens mit dem Pont s. s., die Unteren Congerienschichten aber mit dem Măot. Dabei muss nach seiner Auffassung der « Horizont» mit Congeria balatonica des Balatongebietes jedenfalls schon zu den Unteren Congerienschichten gehoren, da erstens diese Bildungen bisher in das Liegende des Rhomboideahorizontes gestellt wurden und da zweitens « Leptanodonta » unioides (Fuchs), die nach ihm fiiroberes Măot charakteris- tisch sein soli, im Balatongebiet nur aus diesen Schichten bekannt ist. lin Wiener Becken rechnet er aber Friedl’s i—2. Horizont zum Pont s. s. Congeria subrhomboidea soli aus Siidrussland nach Rumanien eingewan- dert sein. Hier entwickelte sich aus ihr die Congeria rumana, die schon von Andrussov (2, p. 49) als Bindeglied zwischen Cong. subrhomboidea und Cong. rhomboidea aufgefasst wurde. Nach Krejci soli Congeria rhomboidea sich im Dazischen Becken aus Congeria rumana entwickelt haben und von hier ins Pannonische Becken eingewandert sein. Sie kann daher im Panno- nischen Becken jedenfalls nicht friiher aufgetreten sein als im Dazischen Becken. In seiner stratigraphischen Hauptarbeit das Pliozăn Rumăniens betreffend stellt Krejci (42, p. 75) fiir Congeria rhomboidea Rumăniens fest, dass die typischen Formen auf die Rhomboidea-Schichten beschrănkt seien, dass der Ubergang zur typischen Form sogar erst in den untersten 30 m der Rhomboidea-Schichten stattfand (1. c., p. 76). Daher konnen, wenn die Annahme Krejci’s zu recht besteht, dass das Entstehungszentrum der Cong. rhomboidea im Dazischen Becken liege und sie von hier ins Pannonische Becken eingewandert sei, die Rhomboidea-Schichten des Pannonischen Beckens hbchstens mit den Rhomboidea-Schichten des Dazischen Beckens parallelisiert werden. Wir miissen demnach im Pannonischen Becken die Bildungen aus dem Liegenden des dortigen Rhomboidea-Horizontes strati- graphisch den unterpontischen Abichi-Schichten des Dazischen Beckens gleichstellen und nicht dem Măot. Institutul Geologic al României 2o N. PETRULIAN Mineralisation des lentilles. Les lentilles (de quartz) qui fonnent le gise- ment sont constituees par des mineraux de gangue, en forte proportion, mine- ralises par des sulfures metalliques et de l’or. Le processus de mineralisation est nettement limite aux lentilles, sans la moindre influence sur les roches environnantes. Les mineraux de gangue visibles â l’oeil nu sont le quartz, qui est aussi le plus repandu, et la calcite. On remarque encore, â part la gangue, des fragments de la roche environnante: schistes cristallins, gneiss de Cozia et surtout des mylonites, englobes dans la masse de quarz, notamment â la pârtie exterieure des lentilles. DESCRIPTION MEGASCOPIQUE DES MINERAUX OPAQUES ET DES MINERAUX DE GANGUE Par l’etude du materiei recueilli des diverses parties de la mine, nous pouvons avoir un aperpu precis des mineraux s’y trouvant ainsi que de leur repartition et texture. Dans l’ordre de l’abondance, on y observe â l’oeil nu, les mineraux opa- ques suivants: la chalcopyrite, le mispickel, la pyrite et tres rarement la galene, et comme mineraux de gangue: le quartz et la calcite. Quoiqu’il s’a- gisse ici d’un gisement aurifere, je n’y ai jarnais vu d’or â l’oeil nu. II est encore â signaler qu’aucun des mineraux opaques ou de gangue ne se pre- sente sous forme de cristaux. MINERAUX OPAQUES La galene apparaît de fcpon toute sporadique sous forme de petits nids (de i-—4 mm), finement grenue et situee uniquement dans le mis- pickel et le quartz, de meme qu’en filonets parfois disposes en reseau et fre- quemment localises dans le quartz. La pyrite se trouve sous forme de nids et de minces filonets. Elle est broyee, ce qui augmente la difficulte d’obtenir de bonnes sections polies. Sa repartition est presque uniforme; du reste, la hauteur â laquelle la mine- ralisation est visible, n’est pas trop grande. Le mispickel est repandu dans tout le gisement, mais pas si uni- formement; il apparaît en masses finement grenues; sous forme de nids et de bandes de dimensions variables — de 2—10 mm quand il s’agit de bandes — localises dans le quartz et dans des elements faisant pârtie de la roche environnante. II se trouve associe ă la chalcopyrite qui l’englobe et souvent le traverse sous forme de filonets. Institutul Geological României LE GISEMENT AURIFERE DE LA VALEA LUI STAN 3” La chalcopyrite est le sulfure le plus repandu dans le gisement dont nous nous occupons. Elle apparaît en nids, associes au mispickel et aux mineraux de gangue, et frcquemment sous forme de veinules disposees en tous sens, telles les fissures du quartz. LES MINERAUX DE GANGUE Le plus repandu est le quartz qui se presente en masses de couleur blanche allant jusqu’au gris fonce ou meme verdâtre. Cette couleur grise est due au fait qu’il est impregne de differentes sulfures (mispickel, pyrite, chalcopyrite, etc.), qui apparaissent en grains tres menus (o,ooi mm), qui ne sont visibles qu’au microscope. Lc quartz est fissurc; il se separe parfois en plaques. Les nombreuses fissures que l’on voit dans ce mineral ont servi d’excellentes voies d’acces pour ies Solutions mineralisantes, qui ont depose ici des sulfures metalliques et de l’or. Le quartz a ete soumis â des pressions non seulement avant et pendant la mineralisation, mais poste- rieurement aussi, ce qui est prouve par les fissures non mineralisees et par les miroirs de friction â reflet metallique, reflet du aux mineraux opaques broyes. La calcite se trouve en petites quantites; elle est de couleur blanche, parfois teintee de rose et apparaît souvent mineralisee. Elle contient aussi de nombreuses fissures, comme le quartz. La mineralisation dans la Valea lui Stan n’est pas homogene. Certaines parties des lentilles de quartz sont puissamment mineralisees, d’autres plus faiblement ou de maniere sporadique et d’autres ne le sont pas du tout. Generalement, les structures observees sont, soit massives, soit reticu- laires; elles apparaissent aussi parfois, associees. DESCRIPTION MICROSCOPIQUE DES MINERAUX OPAQUES Le gisement de la Valea lui Stan n’avait pas encore fait l’objet d’une etude chalcographique qui puisse montrer: sous quel aspect se presente ici l’or (invisible â l’oeil nu), en quelles relations il se trouve avec les sulfures metal- liques du gisement et, enfin, quelles sont les dimensions des grains d’or, autant de donnees fort importantes pour la preparation mecanique. II m’a donc semble interessant d’etudier ce gisement, en tenant compte du progres actuel de l’etude chalcographique. Soixante sections polies ont ete examinees au laboratoire de metallurgie de l’Ecole Polytechnique de Buca- rest. Je tiens â exprimer mes vifs remerciements â M. T. Negresco, pro- fesseur ct chef du laboratoire ou j’avais fait encore d’autres recherches ainsi A Institutul Geologic al României N. PETRULIAN 31* que les dernieres dont je donne plus loin le resultat. Jc remercie de meme M. le Directeur de l’Institut Geologique qui m’a permis de travailler â ce laboratoire. Dans le chapitre suivant, je decrirai les minerais dans un certain ordre, celui dans lequel ils se sont deposes dans le gisement, ordre etabli selon une serie de criteriums que j’ai exposes â une autre occasion. MINERAUX HYPOGtNES Le mispickel. D’apres les observations microscopiques, ce sulfure me- tallique est plus abondant qu’on n’aurait pu le croire, en l’examinant â l’oeil nu. II se presente sous forme d’individus rarement idiomorphes, frequemment hypidiomorphes ou allotriomorphes. Les grains idiomorphes ont des sections rhomboîdales, parfois rectangulaires ou triangulaircs. La forme la plus frequente sous laquelle se presente le mispickel est celle de de- bris anguleux, de dimensions fort variables (â partir de 0,002 mm). On y voit de veritables structures mozaîquees. L’absence de contours cristallo- graphiques s’explique, tant par l’action corrosive des Solutions mineralisantes que surtout, par les effets tectoniques qui ont influence le gisement. Le mispickel est le sulfure le plus fragmente du gisement. Les grains de mispickel sont encore traverses de nombreuses fissures cataclastiques, orientees ou non, dans lesquelles les Solutions mineralisantes ont depose des sulfures, tels que la stannine, frequemment de la chalcopyrite, et parfois de l’or. Ce sul- fure apparaît parfois non associe â d’autres, en bandes allant jusqu’â 1 cm d’epaisseur, forme d’agregats d’individus â dimensions variables et â con- tours polygonaux, traverses de zones de broiement. D’autres fois, il apparaît associe â la pyrite dans laquelle il se trouve sous forme de grains allotrio- morphes — centres —, â la chalcopyrite qui l’englobe ou qui le traverse par de nombreux filonets, et aussi â la stannine et â la marcassite. Le mispickel est frequemment localise dans le quartz; ce mineral de gangue, associe parfois â la calcite, cimente les debris, ou penetre le long des cataclases du mispickel. II possede un fort anisotropisme et tant entre N + qu’attaque par les reactifs HNO3 ou CrO3, HC1, on peut y voir les contours des individus et de nom- breuses lamelles de macles polysynthetiques. La grande importance que presente le mispickel dans ce gisement reside en cela que c’est en lui qu’en majeure pârtie, l’or s’est localise. Du reste, nous reviendrons plus loin sur ce sujet. La pyrite apparaît sous forme de grains rarement hypidiomorphes, frequemment allotriomorphes, de debris anguleux et â nombreuses cata- clases souvent orientees selon les faces du cube, d’autres fois irregulieres. Le long des fissures des zones de broiement et dans les vides de corrosion Institutul Geologic al României LE GISEMENT AURIFERE DE LA VALEA LUI STAN 313 de la pyrite, des sulfuros metalliques (stannine, chalcopyrite) ou des mine- raux de gangue se sont deposes, ceux-ci y jouant souvent le role de ciment. Aupres des fissures remplies de mineraux plus jeunes, on en voit d’autres, vides, ce qui rend la pyrite cassante, malaisee â polir. Ces cataclases ont du se former plus tard et notamment apres le depot de tous les sulfures du gise- ment. Ce sulfure metallique a ete parfois visiblement remplace par la stan- nine, de fagon encore plus active par la chalcopyrite et parfois par la galene. La stannine (Cu2 Fe Sn S2) n’a jamais ete observee â l’oeil nu, ni mentionnee jusqu’â present dans ce gisement. Elle est pourtant fort im- portante, car sa presence sera pour nous un indice precieux lorsqu’il s’agira de classifier le gisement. Elle est assez repandue, on la retrouve dans tous les echantillons, mais en quantites microscopiques. La stannine ne se presente qu’en grains allotriomorphes de dimensions â partir de 0,002 mm, en filonets et en inclusions; elle est frequemment localisee dans le mispickel et dans la pyrite et parfois dans les mineraux de gangue aussi. On voit pareil- lement des grains de stannine dans la marcassite, mais en ce cas, ils se trou- vaient deja dans le mineral primaire — mispickel, pyrite, chalcopyrite — aux depens duquel s’est formee ce sulfure supergene. La stannine apparaît en etroit rapport avec la chalcopyrite et parfois avec l’or meme. Cela ressort du fait que la stannine est localisee en majeure pârtie, dans la chalcopyrite. On y voit des filonets tenus et de nombreuses inclusions de chalcopyrite, ces dernieres representant un produit de desalliage. Les plages de stannine ont toujours la forme de restes â contours dechi- quetes, ce qui demontre qu’elle a ete remplacee en pârtie par la chalcopyrite qui l’englobe. Au microscope, la stannine presente une couleur se rappro- chant se celle de la blende, mais legerement plus claire. Elle possede un fort anisotropisme, des reflets internes de couleur pourpre et gris-verdâtre, de meme qu’une forte lamellation selon une ou deux directions. Les lamelles de macles sont parfois fines, d’autres fois grossieres, recourbees ou meme brisees. La chalcopyrite est le sulfure metallique le plus repandu dans le gise- ment dont nous nous occupons. Sous forme de grandes plages contenant des grains de mispickel, de pyrite, de stannine, d’or, de galene, des ran- gees de marcassite et des grains de mineraux de gangue, en filons le long des fissures dans le mispickel et la pyrite, en golfes, en menus grains ou en in- clusions, la chalcopyrite est associee â tous les sulfures presents. Elle appa- raît etroitement associee au mispickel et â la stannine qu’elle remplace en pârtie. Elle est fortement anisotrope et presente un fort maclage. Les lamelles de macles sont tantot fines, tantot grossieres, et disposees selon diverses directions. Ces lamelles de macles sont parfois onduleuses, courbees ou meme brisees. Les individus de chalcopyrite sont petits et â contours polygonaux. Institutul Geological României 3>4 N. PETRULIAN Ce sulfure presente un processus de transformation partielle — jamais observee dans un autre gisement — en un mineral â grande durete, identific comme marcassite. Ce mineral se presente en grains fins, disposes en ran- gees d’epaisseur et de longueur variables, dirigees en tous sens et formant un reseau. Ces rangees sont parfois absentes ou en petite quantite, d’autres fois, elles sont si nombreuses que les restes de grains de chalcopyrite deviennent presqu’invisibles dans les mailles du reseau de marcassite. Ramdohr declare qu’il a vu aussi, mais dans un seul gisement, dans la chalcopyrite du Norit du district de Lydenburg, cette transformation jamais observee auparavant; â cet endroit, la marcassite etait disposee parallele- ment (ni) dans la chalcopyrite. L’or (apres la galene). La galene apparaît sporadiquement. Elle se presente en plages, en veinu- les penetrant la pyrite, le quartz et la calcite — qu’elle remplace —, ensuite en grains fins localises dans la pyrite, dans la chalcopyrite et dans les mineraux de gangue. Elle est souvent associee â la chalcopyrite. L'or. J’ai dit des le debut que je n’ai pas vu d’or (Freigold) dans ce gise- ment, â l’oeil nu. Les questions auxquelles nous nous sommes proposes de repondre, sont les suivantes: sous quelle forme se presente l’or dans ce gise- ment, son emplacement, ses relations avec les sulfures presents et la place qu’il occupe dans l’ordre de depot. L’or se trouvant dans ce gisement n’est visible qu’au microscope. II est de couleur jaune clair, tandis que la chalcopyrite est de couleur jaune-ver- dâtre. L’or apparaît en formes anhedrales, jamais euhedrales et nous en expli- querons la cause. En plages, filonets parfois tr^s fins, menus grains ou gouttelettes — toutes ces formes etant de dimensions appreciables — l’or apparaît dans les associations suivantes: O r-m i s p i c k e 1. C’est l’association la plus repandue et je ne crains pas d’affirmer que, dans ce gisement, l’or est presqu’exclusivement localise dans le mispickel. On pourrait meme faire ici une distinction entre deux especes d’associations: a) or-mispickel et b) or-chalcopyrite-mispickel et meme or-chalcopyrite-stannine-mispickel. Au cas de l’association or-mispickel, l’or se trouve en plages anhedrales, localise â l’interieur des grains de mispickel (fig. i, 2, 4) parfois emettant des golfes orientes ou non dans le sulfure metallique; en filonets n’atteignant que de fort petites dimensions (0,002 mm d’epaisseur) localises dans les fissures de mispickel (fig. 3), de meme qu’en barres, en formes diverses, et meme en gouttelettes (0,005 mm). On remarque dans les relations entre l’or ct le mispickel, que le metal ■ A Institutul Geologic al României LE GISEMENT AURIFERE DE LA VALEA LUI STAN 315 noblc a remplace partiellement le sulfure, fait .demontre par les restes de mispickel dans l’or et par les golfes d’or qui penetrent le mispickel (fig. 1). Je m’explique la forme anhedrale de l’or dans le mispickel — en dehors de celle qu’il a dans les fissures — comme resultant des vides de corrosion, ceux-ci provenant de l’action corrosive des Solutions contenant de l’or, vides remplis par l’or precipite par la reaction entre le mispickel et ces Solutions, Dans le cas de l’association or-chalcopyrite-mișpickel, assez frequente, on remarque comment l’or en forme de barres, de menus grains de diverses formes, associe ă des filonets de chalcopyrite, penetrent dans les fissures du mispickel. L’epaisseur de ces grains d’or varient ă partir de 0,002 mm. On remarque parfois des grains plus grands (0.04 mm) entoures entie- rement ou en pârtie, de chalcopyrite, le tout etant localise dans le mispickel. A la place de la chalcopyrite, ou aupres d’elle, on voit souvent apparaître aussi dans cette association, de Ia stannine en filons ou en petites plages loca- lisees egalement dans le mispickel et associee â des grains d’or disposes dans la stannine, ou bien partages entre la stannine et la chalcopyrite, ou encore, situes le long du contact entre la stannine et le mispickel (fig. 5, 6). J’ai donc des raisons de croire qu’il s’agit ici d’une association assez complexe, â savoir: or-stannine-chalcopyrite-mispickel. Or-pyrite. Quoique la pyrite soit assez repandue, je n’ai rencontre qu’en un seul endroit un petit grain d’or (0,005 mm) localise dans un grain anhedral de pyrite. On n’a probablement pas observe plus frequemment de l’or dans la pyrite, pour la raison que les sections effectuees n’ont pas ren- contre de grains de pyrite dans lesquels l’or soit tres repandu. II se pourrait aussi que l’or de la pyrite soit trop fin et echappe aux observations microsco- piques. Or-stannine. La maniere dont l’or s’associe â la stannine dans le mis- pickel, a ete decrit plus haut. J’ai rencontre toutefois des grains d’or localises dans des plages de stannine, qui ne se trouvaient pas dans le mispickel. On voit aussi dans la fig. 5 un grain d’or en forme de barre (0,006/0,02 mm) inclus dans la stannine. Dans la masse de chalcopyrite qui englobe ce grain de stannine, on ne voit pas d’or. Parfois, la stannine entoure en pârtie des grains d’or, qui la penetrent par de petits golfes. O r-c h alco p y r i t e. Le metal noble se trouve associe â ce sulfure non seulement en filonets de mispickel (fig. 6), mais meme â la chalcopyrite seule. On rencontre des plages d’or et de menus grains, parfois ronds, qui sont englobes dans ce sulfure ou lui sont juxtaposes. On voit d’autres fois la tendance de l’or â remplacer la chalcopyrite qu’il penetre par des golfes. L’or dans Ies mineraux de gangue. Parmi les mineraux de gangue dont nous nous occupons, ce n’est que dans le quartz que l’on voit parfois de petits grains d’or, rarement seuls, plus frequemment associes â l’un des sulfures metalliques. Institutul Geological României 316 N. PETRULIAN Des observations microscopiques faites sur le gisement aurifere en question, on peut deduire que tous les sulfures primaires — mispickel, pyrite, stannine chalcopyrite — n’ont pas precipite avec la meme force l’or qui se trouvait dans les Solutions. Nous pouvons meme etablir â ce sujet une gradation — selon l’intensite de la precipitation — qui serait la suivante: mispickel, chalco- pyrite, stannine, pyrite. L’aspect sous lequel l’or se presente dans la Valea lui Stan et ses rap- ports avec les sulfures existants, nous montre que la precipitation de l’or a eu lieu dans une phase assez tardive de la periode de mineralisation hypo- gene, alors qu’une grande pârtie des sulfures s’etaient deja deposes. Mais il serait difficile de montrer s’il existe en plus, Ia possibilite d’une relation chimique entre l’or et ces sulfures. MINERAUX SUPERGENES La marcassite. Cc mineral — hote de surface — quoiqu’invisible â l’oeil nu, a ete identific au microscope, d’apres la durete, la couleur, et sa faqon de se comporter en presence des reactifs. II s’est forme aux depens des sul- fures primaires: mispickel, pyrite, chalcopyrite. La marcassite se presente en plages poreuses formees de tres petits individus, localisees dans le mispickel, la pyrite, la chalcopyrite et le quartz, et entourees de calcite; d’autres fois, en filonets tres fins (0,002 mm) dans la chalcopyrite, ou comme bordures autour des grains de pyrite et de mispickel. L’origine de la marcassite dans les gisements metallif&res primaires, a ete discutee dans nos etudes sur les gisements de Roșia Montană et de Herja. Mon avis est que ce sulfure est toujours supergene, c’est-â-dire forme de Solutions descendantes et froides, ct aux depens des sulfures mentionnes plus haut. gen£se ET SUCCESSION DES MINERAUX OPAQUES Tenant compte des conclusions resultant d’une etude geologique et petro- graphique de la region de la Valea lui Stan, due â M. Șt. GhjkvBudești, auxquelles nous ajoutons les resultats de nos observations chalcographiques, nous pouvons preciser certains points au sujet de la genese de ce gis.ement aurifere. J’ai dit plus haut que le gisement de la Valea lui Stan est de forme lenti- culaire et localise dans le gneiss de Cozia, sur la ligne tectonique de la Valea lui Stan. Les lentilles de quartz semblent s’etre formees ă la fin de la periode pneumatolytique ou au debut de la periode hydrothermale. Elles ont ete broyees. La mineralisation de ces lentilles a eu lieu pendant la veri- table periode hydrothermale du cycle eruptif du gneiss de Cozia. Pendant A Institutul Geologic al României \ igr LE GISEMENT AURIFERE DE LA VALEA LUI STAN 3>7 cette periode, se sont deposes d’abord les sulfures: mispickel et pyrite; ensuite, encore la pyrite, puis la stannine, la chalcopyrite, l’or et la galene et cela, â un moment oii le gisement etait intensement sollicite par des forces dynamiques. Apres la mineralisation hypogene, le gisement a continue â etre sollicite; nous en avons la preuve, par les miroirs de friction, et micro- scopiquement, par un fort maclage des sulfures existants. Le gisement etudie est donc en relations genetiques avec le gneiss de Cozia. II a ete forme sous pression, â une haute temperature et pendant une phase hydrothermale; â preuve, la forme du gisement, la paragenese des sulfures (mispickel, pyrite, stannine et chalcopyrite) et la presence du quartz constituant la gangue predominante. Ces sulfures, de meme que l’or et les mineraux de gangue se sont precipites de Solutions qui sont considerees comme dernier terme de differenciation du magma granitique, introduit et injecte dans la serie des paraschistes, et donnant naissance au gneiss de Cozia. L’âge de cette intrusion granitique est probablement paleozoîque. Si nous voulons situer l’emplacement du gisement aurifere de la Valea lui Stan dans la classification des gisements et si nous tenons compte de ce qui a ete dit plus haut, nous trouvons qu’il fait pârtie du groupe de gisements hypothermaux — d’apres Lindgren — ou du groupe « deep vein zone de- posits» d’apres Emmons et du groupe «alter Goldquartzgange» d’apres Beyschlag-Krusch-Vogt. II est â remarquer que, de tous Ies nombreux gisements auriferes de Rou- manie, l’âge de celui de la Valea lui Stan est le plus ancien. Rcțu: janvier iț)34- Institutul Geological României BIBLI0GRAPH1E i. F. BEYSCHLAG, P. KRUSCH, J. L. VOGT. Dic Lagerstătten der nutzbaren Mineralier! u. Gesteine. Tome I, 2-c edit. 1914. 2. W. II. EMMONS. Principles of economic geology, 1918. 3. ST. GHIKA-BUDEȘTI. Considerations geologiques et petrographiques sur la mine d’or de la Valea lui Stan (sous presse). 4. W. LINDGREN. Mineral deposits, 1928. 5. N. PETRULIAN. Etudc chalcographique du gisement aurifere de Roșia Montană. Anuarul Institutului Geologic al României, voi. XVI. 6. — Etude chalcographique du gisement de Pb et de Zn de Herja. Anuarul Institutului Geologic al României, voi. XVI. 7. 1. POPESCU VOITEȘTI. La nappe du Conglomerat de Bucegi dans la Vallee de l’OItu. Anuarul Institutului Geologic al României, voi. VIII. Fasc. 1. 8. M. REINHARD. Der Coziagneisszug in den rumănischen Karpathen. Buletinul Societății de Știinte, București. Anul XVI, No. 3—4, 1906. PLANCHE I Institutul Geological României PLANCHE I ') Fig. i. 145 X. Non attaqu6. Association or-mispickel. L’or (blanc) remplace le mispickel (gris); il y contient encore des restes. Noir = quartz. Fig. 2. 145 X . Non attaquG Or (blanc) sous forme de plages incluses dans le mispickel (gris). A droite on voit des filonnets de chalcopyrite (gris) qui traversent le mispickel. Noir = quartz. Fig. 3. 145 X. Non attaque. Or (blanc) et chalcopyrite (gris, relief negatif) sous forme de filonnets traversam le mispickel (gris). Noir = quartz. Fig. 4. 145 X . Non attaqu6. Grain d’or (blanc) inclus dans un cristal idiomorphe de mispickel (gris, section basale). Noir = quartz. Fig. 5. 260 X . Non attaquU THÂSCĂU HT BASSIN DE L'AKIEȘ e) AMPHIBOLITES Les amphibolites de la crete du Trăscău apparaissent dans la zone de Vidolm—Lunca et celle de Vârfuiata, mais sont inconnues dans la serie phyllitique du Trăscău. Elles sont intercalees en concordance dans les schistes cristallins soit comme simples lentilles, soit en bancs plus ou moins developpes. Dans les schistes cristallins, les lentilles d’amphibolites ne peu- vent guerc etre facilement suivies, surtout dans les regions recouvertes de prairies et de forets. Tel est le cas de la region situee immediatement au S du village de Vidolm. La longueur des bancs varie de 50 â 100 m et leur epaisseur de 1 â 20 m. On rencontre dans les calcaires cristallins de Dealul Băeșilor, dans l’affleu- rement du Pârâul Col- ților, de courtcs lentil- les d’amphibolites ran- gecs le long des bancs de calcaires. On les trouve aussi au N de la region, sur le sen- tier de ia cote 981, en- tre Culmea Pleașa et Dealul Băeșilor. Les affleurements les plus â l’E se trouvent preș de la limite W des l'ig. 9. — Coupe de dctail â Lespezile. (Echelle 1:4.000). 1, amphibolites; 2, calcaires cristallins. phyllites sur la route Drumul Băeșilor (au N de la cote 662), â Baia Albă et â Dealul cu Brazdă. Ă Groapa lui Ieremia ils alternent avec les bancs de calcaires cristallins. Entre Culmea Băeșilor et la vallee de l’Arieș, on observe la presence des lentilles d’amphibolites â Vârful Stânei, â Corbul, au NW de Vârful Cosa- șului, dans la Valea Vârtopului et dans les calcaires cristallins de Lespezi (Fig. 9). Preș du village de Vidolm, sur la rive droite de l’Arieș, les affleurements d’amphibolites sont tres restreints. Cela tient d’une part ă la couche du sol et ă la vegetation, qui empechcnt les observations, d'autre part au fait que les amphibolites sont elles-memes plus faiblement re- presentees. Dans la region du Ponor on les trouve â Curtina et ă Oncești. Les amphi- bolites d’Oncești, quoique plus rares, sont disposees plus regulierement en directions paralleles. Elles affleurent dans la Valea Geogelului, peuvent etre suivies â Dealul Arsurile et se prolongent jusque dans la Valea Mo- goșului. Dans la Valea Geogelului, les amphibolites traversent en concor- dance les schistes cristallins sous la forme de lentilles et de bandes d’une longueur de plusieurs dizaines ou centaines de metres. Dans la Valea 23 Institutul Geological României 354 MIRCEA ILIE Mogoșului, â l’E d’Oncești, se developpent cinq bandes d’amphibolites decou vertes par des torrents sur une assez grande distance. Au microscope on decele la presence des types d’amphibolites suivants : Amphibolites ă plagioclases. Les amphibolites â plagioclases sont les roches les plus frequentes dans les zones de Vidolm—Lunca et Vârfuiata et dans la region des schistes cristallins d’Oncești. La roche vert-noir se presente comme une masse d’amphiboles â reflet soyeux, orientees ou non orientees, dans laquelle les feldspaths apparaissent sous la forme de bandes blanchâtres, surtout sur les faces d’alteration. La roche est schisteuse dans la cassure, etant formee d’une alternance de cou- ches d’une teinte noir-vert, due ă la presence de la hornblende, et de couches blanchâtres composees de feldspath et de quartz. Les taches rouilleuses sur les surfaces de schistosit^ et les stries louilleuses sur les cassures ne representent autre chose que le minerai altere. La structure de la roche est diorito-gabbroîde. La texture divergente rappelle la texture ophitique-diabasique. Le plagioclase macle, â structure zonaire et ă inclusions de hornblende aciculaire et de sericite, a cru conjointement avec les porphyroblastes d’am- phibole. Les espaces entre les amphiboles peuvent egalement etre combles par des plagioclases granoblastiques (Vârfuiata) associes â des nodules de quartz. Le plagioclase, generalement frais, est un oligoclase-andesin. La dimension des grains est de i mm x 0,24 mm. La teneur en plagio- clases varie de 10 â 40%. La hornblende (50—60%), noir-vert, presente rarement des inclusions de quartz. Les elements atteignent jusqu’â 1,8 mm en longueur. La horn- blende est plus ou moins idiomorphe et apparaît en formes prismatiques, orientds ou non orientes, aux bords dechiquetes. La hornblende est fraîche ou transformee en biotite et en chlorite. D’apres le pleochroîsme on peut distinguer deux varietes de hornblende : la hornblende commune et la hornblende actinolitique. , La hornblende commune â pleochroîsme puissant (na = vert-brun, nfi = vert, ny = vert-bleu) manque ordinairement d’inclusions et a une extinction variant de 12 â 220. Elle est parfois associee â la biotite. La hornblende verte actinolitique, â aureoles pleochroîques, generale- ment sans inclusions, se presente en grands cristaux aux contours reguliers. Ses extremites finissent en faisceaux franges laissant entre eux des interstices remplis de feldspath. Le pleochroîsme est peu prononce (na = vert-bleu, ny = verdâtre). Dans la region de Vârfuiata, la hornblende passe frequemment â la biotite et plus rarement â la chlorite. A Institutul Geologic al României 16 R/ MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 355 Le quartz (2%), en grains isometriques, aux contours simples, est asso- cie au plagioclase qui remplit les intervalles entre les amphiboles. On rencontre les mineraux de la serie zoîsite-cpidote en cristaux pris- matiques, presque isotropes, aux couleurs de polarisation tres basses (gri- sâtres ou bleuâtres), ou bien en petits cristaux allonges aux couleurs de polarisation plus lumineuses. En fait de mineraux accessoires on trouve surtout la titanite, en grains isoles ou en plages, et aussi l’apatite. Les minerais de fer (0,5%) sont limonitises. Amphibolites â grenat. Les lentilles d’amphibolites â grenat sont moins repandues que les amphibolites â plagioclase. Outre la hornblende et le plagioclase, qui constituent leurs elements principaux, ces roches contien- nent aussi le grenat. L’amphibolite ă grenat est une roche vert-noir stratifice, ă grains de grenat rouge (2 mm de diametre) dans un tissu de hornblende prismatique, allongee et de plagioelases. La structure, generalement granoblastique mais parfois aussi diablastiquc, est due â la presence de la hornblende et des plagioelases. La texture est schisteuse lenticulaire ou noduleuse par suite de la presence des porphyro- blastes de grenat. Le grenat (5—20%) est incolore ou rose pale et presente en section des contours rectangulaires, rhomboedriques, hexagonaux et souvent arron- dis. Le grenat se trouve isole dans la masse rocheuse ou bien groupe plus particulierement dans les plages de plagioclase. L’alteration du grenat commence aux cassures et â partir de la peripherie. Parfois les parties fraî- ches se trouvent seulement â l’interieur, d’autres fois le grenat peut etre completement transforme. Les formes arrondies et dechiquetees predo- minent. Les petits grains mesurent de 0,04 â 0,2 mm en diametre et les gros grains peuvent atteindre un diametre de plusieurs mm. La hornblende verte, actinolitique, prismatique-allongee, parfois maclee, a un pleochroîsme bleu-vert et un aspect pcecilitique, surtout dans le centre. Elle forme 40 â 60% de la masse rocheuse. Les plagioelases macles (30—55%) sont sericitises et ont des inclusions de hornblende prismatique (0,04 mm en diametre), de grenat et de sericite. La biotite brune, en lamelles rares, peut constituer jusqu’â 5% de la masse de la roche. Le quartz, en grains isometriques aux contours simples, limpide sans extinction onduleuse, se trouve dans des nodules et mesure 0,1 mm de diametre. En fait de minerais de fer (4%) on rencontre la titanite, l’hematite, la limonite et la magnetite en bâtonnets orientes. 23» Institutul Geological României MIRCEA II.IE j5<> Amphiholites o biotite. Dans la pârtie N de la region, ces roches ne sont connues que dans les zones de Vârfuiata—Lunca , et de Vidolm; dans la region du Ponor on les trouve â Curuna et dans la Valea Mogoșului. Les amphiholites â biotite sont noir-vert, â nodules ou bandes blanches dans la cassure, rouilleuses sur les surfaces exposees et â reflets de mica sur les surfaces de schistosite. Cette roche schisteuse, â biotite sur les surfaces de schistosite, se distin- gue des autres amphiholites par le fait que la biotite devient Pun des ele- ments principaux, pouvant atteindre une proportion de 20%. D’apres la structure nous pouvons distinguer deux types d’amphibolites â biotite. Le premier type possede une structure granoblastique due â la presence de la hornblende et des plagioclases ; la biotite est disposee soit regulierement, soit sous la forme de lames discontinues. Le second type resulte du type precedent â la suite d’un processus de biotitisation de la hornblende. L’amphibolite â biotite est formee de hornblende verte, actinolitique, sans contours cristallographiques bien definis. Le plagioclase (55%) macle et sericitise contient 15 â 20% d’An. La hornblende verte, actinolitique, fortement pleochroique, forme 40% de la masse rocheuse. La biotite, â pleochroîsme puissant (na = jaunâtre, ny — brun fonce) et â aureoles pleochroîques, est repartie uniformement ou bien entassee dans certaines regions. Elle forme le plus souvent des couches alternant avec les couches de feldspath. La biotite provient de la hornblende â la suite d’un processus de biotitisation qui commenceaux clivages et â partir de la peripherie. La biotite passe â son tour â la chlorite. On rencontre le quartz, en petites quantites, dans les couches de feld- spath et en inclusions ă l’interieur des amphiboles. La chlorite, en grains iSoles, resulte de la transformation de la biotite. La titanite (2%), sous la forme de grains entasses irreguliârement ou bien ranges selon les plâns de schistosite, est egalement separee de la horn- blende. En fait de mineraux accessoires on trouve : la magnetite, l’apatite et 1'epidote. 3. ZONE DE VÂRFUIATA a) PARASCHISTES Nous decrirons, sous la denomination de paraschistes, une serie de roches dont la composition et la structure varient graduellement sur le terrain au point de rendre impossible toute demarcation entre elles. On constate parmi les divers paraschistes des transitions insensibles d’un type â l’autre. Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L'ARIE.Ș Dc la variation des quantites de quartz, feldspath et mica resultent les types de roches suivants : des paraschistes riches ou pauvres en mica, en majeure pârtie grenatiferes, des micaschistes, des micaschistes â grenat et des quartzites. Les paraschistes occupent la pârtie W de la zone des schistes cristallins des Monts du Trăscău, de la confluence de la vallee de l’Ocoliș â la crete Vârfuiata. A Gura Ocolișului, les paraschistes traversent la vallee dc l’Arieș. Les paraschistes, d’une teinte gris-vert due â la presence de la chlorite diaphtoritique, parfois aussi brune par alteration, sont des roches schisteuses ct puissamment plissees. Ces roches sont fortement micacees ; on y observe la muscovite et la biotite sous la forme d’ecailles sur les surfaces de schis- tosite. On distingue, dans la cassure, des lentilles de quartz, des nodules dc feldspath et des micas en couches. Sur les surfaces de schistosite, elles ont un aspect noduleux ou plan. Dans la cassure transversale apparaît la structure lenticulaire ou schisteuse. Les paraschistes sont traverses par des gneiss d’injection et des amphibolites d’origine diorito-gabbroîde. Ils sont recouverts par des bandes de calcaires cristallins â muscovite et â biotite. La structure des roches varie selon leur composition minerale. Dans les types de roches â porphyroblastes on peut distinguer une structure heteroblastique. Dans ce cas on peut aussi parler d’une structure super- posce poeciloblastique due â la presence des plagioclases cribles par des grains de quartz. Pour les paraschistes micaces, la structure devient homeo- blastique par suite de la diminution du nombre des grains de feldspath. Les types fortement micaces presentent une structure lepidoblastique duc â la presence des lames de mica orientees parallelement et disposees en couches. La texture peut etre lenticulaire schisteuse, quand la roche presente des lentilles de quartz ou des porphyroblastes de plagioclase, ou bien nodu- leuse lorsque les couches micacees entourent les nodules de plagioclase et les lentilles de quartz. Ce sont les paraschistes micaces qui affectent la texture schisteuse. Le microscope revele que les paraschistes sont composes des mine- raux suivants : Le quartz, de forme polygonale-isometrique ou allongee, forme des rangees paralleles avec les couches micacees ou bien des lentilles traversant ces couches. Les grains allonges ont l’extinction roulante. Lorsque les grains ont une structure equigranulaire, l’extinction est faiblement prononcee ou fait meme totalement defaut. Les grains de quartz contiennent des inclusions de mica et des grains de minerai. Les plagioclases sont representes par des porphyroblastes rares. La biotite, brune ou rougeâtre, â pleochroîsme na — jaune-paille, wy = brun-rouge, parfois chloritisee, contient ordinairement des aureoles poly- chroîqucs. Institutul Geological României 358 MIRCEA ILIE On rencontre la biotite sous forme de lamelles dans des couches paral- leles, faiblement ondulees ou brusquement inflechies, en association avec la muscovite et la chlorite ou en lames tabulaires, planes ou inflechies, inclinees dans la direction des couches micacees. La quantite de biotite varie de 8 â 10%. La muscovite, nee conjointement avec les mineraux micaces, est recon- naissable d’apres lesreflets argentes sur les surfaces de schistosite de la roche. La chlorite, qui est un produit diaphtoritique, formee au detriment de la biotite, contient des aureoles polychroiques et des grains de minerai. Le grenat, sous la forme de porphyroblastes aux contours hexagonaux, rhomboedriques et arrondis, se presente compact ou â inclusions de quartz et de mica. Le phenomene de chloritisation commence â l’exterieur et sur les cassures, et bien souvent le grenat est completement remplace par la chlorite. De 2 â 6% dans certaines sections, le grenat peut atteindre jusqu’â 8%. Le minerai noir est repandu parmi les autres mineraux. En fait de mineraux secondaires nous mentionnerons l’apatite, le zircon, la magnetite et les substances graphiteuses. b) GNEISS D’INJECTION Les gneiss d’injection apparaissent en lentilles de plusieurs decimetres dans la serie des paraschistes dont on ne peut les separer. On les rencontre dans la vallee de l’Arieș, preș du confluent de la vallee de l’Ocoliș et d’ici au N, vers Vârfuiata. La zone de Vârfuiata, large d’environ 500 m, est caracterisee par la presence des pararoches injectees de gneiss glandulaire. On n’observe le gneiss d’injection ni dans la zone de Trăscău, ni dans le cristallin de Ia region d’Oncești. . La roche vert-noir, â nombreux reflets de mica, â aspect glandulaire du â la presence des «yeux » de feldspath et des lentilles de quartz, est relativement compacte. A la surface du sol elle est eparpillee sous forme de blocs. Le microscope revele que le gneiss d’injection possede une structure granoblastique et une texture lenticulaire determinee par la presence de porphyroblastes d’orthose ou d’agregats lenticulaire de quartz. Outre la texture oculaire, la roche presente aussi une texture parallele rubannee due â l’alternance du feldspath et du quartz. Les feldspaths potassiques sont l’orthose et le microcline. L’orthose est tantot limpide, tantot legerement troublee, avec des inclusions de seri- cite, et se presente sous la forme de grands porphyroblastes ou de grains isometriques dans des bandes de quartz. Le microcline, â maclation Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 359 caracteristique, renferme des grains de quartz et des lamelles de biotite brune. Le plagioclase macle, isometrique, trouble, riche en sericite, est un oligoclase. On rencontre le quartz en grains allonges, faiblement denteles et ă extinction onduleuse, soit dans des couches, soit sous la forme de porphyro- blastes avec des inclusions de biotite brune et des grains de zircon. La biotite â pleochroîsme puissant (na — jaunâtre, ny = brun fonce), parfois chloritisee, ă aureoles pleochroîques, se presente sous la forme d’ecailles entre les grains de quartz et de feldspath ou sous celle de lamelles fonnant des couches en association avec la muscovite. Les couches micacees alternent avec les couches de quartz et entourent les porphyroblastes de feldspath, quartz et grenat. La sericite apparaît comme mineral d’alteration des feldspaths. On rencontre le grenat, aux contours incomplets, sous la forme de por- phyroblastes broyes, avec des inclusions de biotite brune de quartz et de muscovite ayant subi un commencement de biotitisation sur les cassures. Les porphyroblastes inclus dans les couches micacees presentent des depla- cements resultant de la rotation provoquee par les pressions. L’apatite apparaît en gros grains isoles. En fait de mineraux accessoires nous mentionnerons le zircon et le diopside. La magnetite se presente sous la forme de grains et de bâtonnets asso- cies aux couches de biotite. Les mineraux principaux se trouvent dans les proportions suivantes : feldspath 40%, quartz 25%, mica 25—30%, grenat 4%. D’apres sa composition mineralogique, le gneiss d’injection de Vârfuiata est un gneiss â deux micas et â porphyroblastes de grenat. La biotite de ce gneiss est parfois remplacee par la chlorite. II. ROCHES SLDIMENTAIRES 1. PERMIEN Dans la zone des schistes cristallins des Monts du Trăscău, nous avons observe une serie de roches sedimentaires faiblement metamorphisees aux- quelles, par analogie avec les depots des Monts du Bihor, nous avons attri- bue l’âge permien. Comme dans les Monts du Trăscău les depots per- miens sont tres faiblement repartis, ils ne se pretent guere â une etude detaillee. Dans l’eperon de schistes cristallins de la region Ouașul—Pietricelele (au N d’Izvoarele), nous avons observe en fait de depots : une breche, un conglomerat quartzeux, des schistes noirs graphiteux et des quartzites noirs. Institutul Geological României 360 MIRCEA ILIE A Râpa Costița existe un conglomerat quartzeux, auquel succede une brechc composee de fragments de schistes cristallins affcctant des formes rectangulaires, triangulaires ou polygonales, mesurant de 2 â 4 cm et dont les plus grands peuvent atteindre de 15 ă 20 cm. Par alteration, cette brechc prend une patine rouilleuse. Dans Ia masse de la breche sont intercales des schistes quartzeux, graphiteux, noirs, ă reflet caracteristique, qui ren- ferment des blocs quartzeux de 10 cm de diametre. Fig. 10. — Coupe de detail le long du ravin Râpa Costiței, au nord d'Izvoarelc. I, conglomerat quartzeux; 2, brtchc; 3, schistes graphiteux; 4, quartzites noirs. Dans la region de Cantăș et â « L; glomerats quartzeux. Dans la pârtie superieure de la riviere Râpa Costița se trouvent des quartzites noirs, compacts, mas- sifs, constitucs par une alternance de couches blanches et de couches noires. Sur l’Ouaș, Ies conglomerats brd- cheux se presentent sous la forme de blocssc prolongeantjusqu’â Obârșia. Dospea » on ne trouve que des con- 2. TRIAS Dans les ouvrages parus jusqu’ici il a ete souvent question des calcaires triasiques des Monts du Trăscău, mais aucun auteur n’a encore produit des argumentă d’ordrc paleontologique susceptibles de prouver l’âge tria- sique de ces calcaires. Chaque fois que les geologues hongrois cherchaient â etablir l’âge des eruptions dans les Monts du Trăscău, ils invoquaient l’existence des cal- caires triasiques. La presence des blocs de calcaires triasiques etait consi- deree necessaire â la determination de l’âge triasique des eruptions. L. Kober, dans son ouvrage « Das alpine Europa », rappelle la presence du calcaire de Hallstatt â Cheile Turdei. Sa collcction du laboratoire de geologie â I’universite de Vienne contient un echantillon de calcaire rouge consideree comme l’equivalent du calcaire de Hallstatt. C’est sur la presence de ce calcaire, trouve dans la Valea Hesdatelor, au contact entre les cal- caires tithoniques et les roches eruptives, que Kober s’est base pour affir- mer l’existence de la Nappe austro-alpine superieure. Les calcaires rouges, massifs ou brccheux, sont frequents dans les Monts du Trăscău mais ne recelent jamais de fossiles. Ils peuvent tout aussi bien representer des calcaires de la base du Tithonique. Bref, l’existence du Trias, necessaire aussi bien pour etablir l’âge des diabases et des melaphyrcs des Monts du Trăscău que pour justifier l’existence d’une grande unite tectonique, n’est nullement prouvee au point de vue paleontologique. Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 361 En cc qui concerne la repartition du Trias des Monts Apuseni, nous constatons qu’il fait defaut dans les Monts du Trăscău, mais que l’on ren- contre toutes les series de depots triasiques dans les Monts du Bihor (77). Le Trias n’est pas non plus connu dans les Monts Metalliferes. Les depots triasiques n'existent pas non plus dans les regions relativemcnt tranquilles des massifs anciens, autochtones, ou dans les regions tourmcn- tees tectoniquement, qui eussent assure une meilleure possibilite de con- servation. Les lambeaux de laminage pinces le long des lignes d’ecailles ou de dislocations importantes auraient pu echapper plus facilement â l’crosion. Dans les Monts du Bihor, le Trias est mieux developpe, etant represente par des depots de geosynclinal. Ces distinctions geologiques ont determine Kober (38) â separer la zone de Turda de celle du Bihor. Alors que la premiere appartient aux Centra- lidcs et represente selon l’auteur la zone de racine de la Nappe austio-alpine superieure, la zone du Bihor presente des caracteres de « Zwischengebirge ». Quant â la paleogeographie du Trias des Monts Apuseni, on peut affirmer qu’au Trias les Monts du Trăscău et les Monts Metalliferes correspondaient ă la limite du geosynclinal, ou le depot aurait ete fait d’une fa 9011 discontinue, puisque la limite du geosynclinal enregistrait les varia- tions dc profondeur et les lacunes de sedimentation. Les depots triasiques qui se sont deposes dans de pareilles conditions ont pu etre facilement erodes durant les periodes d’exondation. Contrairement aux Monts du Bihor, les Monts du Trăscău et les Monts Metalliferes ont ete rccouverts par la transgression du Jurassique supe- rieur. A partir du Callovien, la pârtie E des Monts Apuseni fonctionne comme geosynclinal, s’enfonqant de plus en plus au fur et â mesure que nous nous approchons du commencement du Cretace inferieur. 3. JURASSIQUE a) CALLOVIEN Aucun des anciens auteurs n’a reconnu Ic Callovien dans les Monts du Trăscău. Dans la littcrature geologique sur les Monts Metalliferes, nous trouvons cependant des donnees relatives â la presence du Callovien dans la region situcc immediatement au S de la Valea Mânăstirei. C’est ainsi que Fr. Herbich mentionne dans les conglomerats neoco- miens un bloc de calcaire oolithique remanie, trouve entre les villages de Cricău et dc Tibru. II a determine dans ce bloc la presence des Ccphalo- podes suivants : Nautilus Mcjsisovicsi Neum. Phylloccras Kudernatschi Hau. » Hommairci d’ORB. ( — Ph. Demidoffi Rouss). 362 MIRCEA ILIE Lythoceras adeloides Kud. Oppelia fusca Qu. Peltoceras athleta Phill. Ancyloceras annulatum d’ORB. Comparant cette faune â celle des Couches de Klauss, Herbich atribue ă ces calcaires l’âge Bradford-Callovien. L. R. von Telegd ne cite pas dans ses travaux la presence des calcaires â silex dans les Monts du Trăscău. E. Vadâsz (iii) attribue une importance particuliere aux calcaires â silex. Les ayant reconnus dans les Monts Metalliferes, il les decrit sous la forme d’inclusions dans la masse des porphyrites. Se fondant sur leurs caractâres petrographiques et sur leur aspect en coupes minces, Vadâsz compare les calcaires â silex des Monts Metalliferes aux calcaires dogge- riens de Hăghimașul Mare. L. Kober s’est servi de cette analogie pour definir les caracteres de la Nappe austro-alpine superieure. Sur le flanc E de la zone des schistes cristallins de la crete du Trăscău et â la base des calcaires tithoniques de la crete Bedeleu—Râmeți, on ren- contre de nombreux bancs de calcaires blancs tirant sur le gris, â lentilles ou bandes de silex. Les levers mettent en evidence le caractere unitaire de ces calcaires qui se distinguent aussi bien des calcaires tithoniques que des calcaires neocomiens. Ces calcaires ont ete attribues par nous au Callo- vien, en raison de leur situation stratigraphique, des donnees paleontologi- ques connues jusqu’â present et de leur analogie avec les depots du Banat. Le Callovien des Monts du Trăscău occupe toujours une position infe- rieure â celle des calcaires tithoniques de la crete Bedeleu—Râmeți. Ce fait constitue une preuve de l’âge ante-tithonique des calcaires â silex. Les bancs de calcaires â silex sont frequents dans la zone des schistes cristallins de la crete du Trăscău et y apparaissent sous la forme de lames intercalees dans la masse des ophiolites et des porphyrites. Dans le Banat, on connaît de pareils calcaires et de telles marnes bitumineuses â silex qui, vu la presence de l’espece Macrocephalites macrocephalus, ont ete attri- bues au Callovien. Dans une autre hypothese, les calcaires ă silex pourraient etre cretaces inferieurs, mais on ne les rencontre jamais dans la zone du Cretace infe- rieur. Nous ne pouvons admettre l’existence de deux facies differents du Cretace inferieur â une aussi faible distance l’un de l’autre. Dans les Monts du Trăscău, le Callovien est bien developpe dans la crete du Trăscău comme dans celle de Bedeleu—Râmeți. Les calcaires â silex sont les roches les plus frequentes. Outre les calcaires â silex le Callovien est compose de conglomerats calcaires, de calcaires organogenes et de breches volcaniques. C jA Institutul Geological României \JGR/ MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ jC>3 Nous commencerons par decrire les calcaires â silex. Ces calcaires â silex gris-noir sur cassure fraîche, ă bandes, lentilles ou nodules de silex, comprennent un materiei detrique tr^s reduit. On decele au microscope la presence de grains de quartz et de sericite dont les dimensions ne depas- sent pas 0,01 mm. Le plus souvent le calcaire est pur. La structure se pre- sente finement organogene. La texture est legerement amigdaloide par suite de la presence des Radiolaires allonges par aplatissement. Les substances charbonneuses impriment a Ia roche une teinte foncee. En fait d’organismes on distingue des Radiolaires et des Spongiaires. Les Radiolaires affectent des formes spheriques et ont generalement conserve leurs epines. Le contour circulaire est simple ou legerement amig- daloîde. Le reseau se trouve soit â l’interieur du squelette, soit isole dans la masse rocheuse sous la forme de lambeaux relativement grands. A l’in- terieur, ces Radiolaires sont combles de carbonates de calcium et exception- nellement aussi de quartz. Les dimensions des Radiolaires varient de 0,01 â 0,02 mm. En tant que formes determinables on trouve les genres sui- vantes : Coenosphaera, Phoediscida et Stichocapsa. Les spicules de Spongiaires sont bien plus frequents que les squelettes de Radiolaires et se presentent en pârtie calcifies. Le diametre des sections circulaires mesure 0,004 mm et longueur des spicules atteint 0,01 mm. On peut attribuer 1'origine des couches de silex ă la silice provenant des spicules de Spongiaires et, dans une proportion moindre, aux squelettes des Radiolaires. Les calcaires â silex sont toujours riches en Spongiaires. La silice des spicules s’est accumulee dans certaines parties, determinant de la sorte l’aspect rubanne ou glandulaire des calcaires. Nous ferons remarquer l’absence des intercalations de silex dans les calcaires organogenes depour- vus de spicules de Spongiaires (Obârșia). Les calcaires organogenes sont connus ă Obârșia, dans la Valea Pleșoarei et â Pe Răgoaze. La roche, gris-jaune ă la surface, gris-noir sur la cassure fraîche, rugueuse au toucher sur les surfaces exposees, avec des points vert-noir dus â la pre- sence des elements detritiques (porphyrites, schistes cristallins) et des orga- nismes, est disposee en bancs de 6 â 8 cm d'epaisseur et quelques rares fois aussi en plaques de 2 â 4 cm d’epaisseur. Les calcaires contenant des elements detritiques frequents s’alterent plus facilement. Par la multipli- cation des elements detritiques, la roche passe â un greș calcaire grossier (Valea Pleșoarei). En coupes minces, ces calcaires revelent une structure organogene ou bien psammitique lorsque les elements detritiques forment la majeure pârtie de la roche. En fait d'elements detritiques on observe des phenoelements de feldspath plagioclase macle polysynthetiquement, du quartz aux contours detritiques, Institutul Geological României 364 MIRCEA ILIE des lambeaux de chlorite, de la muscovite, de la biotite brune, des elements d’ophiolite, des schistes quartzeux et des phyllites. En fait d’organismes nous distinguons des Foraminiferes 'Textularia, Lagena, Miliolides), des squelettes spheriques de Radiolaires, des spicules de Spongiaires, des fragments d’Echinides avec la structure reticulaire caracteristique, des Bryozoaires et de nombreux fragments dc coquilles de Lamellibranches (PL I, fig. 1). Les restes organiques sont enfermes dans un ciment calcaire recristallise en pârtie. On ne rencontre les conglomerats calcaires, formes de blocs de schistes cristallins, de porphyrites et de calcaires rouges, qu’â Pe Răgoaze. II en va de meme de la b r e c h e v o 1 c a n i q u e, qu’on ne trouve qu’â Pe Răgoaze, au voisinage des calcaires tithoniques. La roche, de couleur jaune-rouille et d’aspect spongieux, est rugueuse au toucher. Sur Fig. 11.—Esquisse geologique de la Valea Orăgoiului (Echelle 1: 10.000). 1, schistes cristallins; calcaires cristallins; 3, Callovien; 4, Valangi- nien-Hauterivien ; 5, porphyrites ; 6, ophiolites. soubassement des schistes la surface on observe la presence d'elements de schistes cristallins (schistes quartzeux noirs, schistes sericiteux, schistes chloriteux) ne de- passant pas un centimetre de diametre. On rencontre le Callovien dans les zones des schistes cristallins, â la base des calcaires tithoniques de la crete Bedeleu—Râmeți et dans la zone des klippes tithoniques. Sur la crete du Trăscău, â Fun- doaia, le Callovien se presente sous la forme de bancs de calcaires d’environ io m d’epaisseur, lesquels se repetent de 8 â io fois et alternent avec des dolerites et de porphyrites. Au N de la Valea Muntelui, le Callovien n’apparaît qu’cn blocs isoles dans la masse des porphyrites. Les bancs de calcaires de Fundoaia se prolongent vers Obârșia, traversent la Valea Pleșoarei et viennent aboutir avec leur extremite Sud â la Valea Pietrei. Tous les affleurements de silex mentionnes jusqu’â present sont situes sur le cristallins de la crete du Trăscău. Dans la crete du Bedeleu, le Callovien se developpe sur un cchelon SW et se presente normalement, etant supporte par les schis- tes cristallins et recouverts par les calcaires tithoniques. Les calcaires â si- lex y ont la meme largeur zonale et les memes rapports d’alternance avec les roches eruptives. Par l’immersion axiale des plissements vers le S, on observe la disparition du Callovien de Fundoaia, en meme temps que celle de la zone des schistes monts dc tkAscâi' i-:r bassin de i.abikș cristallins de la crete du Trăscău, et sa reapparition dans la crete du Bedeleu. Dans la crete du Râmeți, le Callovien n’est connu qu’â la base des calcaires tithoniques de la zone principale. Dans la zone d’ecailles Valea Inzelului—Valea Uzii, le Callovien manque, mais on le retrouve par contre ă la base des klippes de Cheile Aiudului et de Pleașa Râmețului. b) KIMERJDGIEN Bien qu’on connaisse des fossiles kimeridgiens dans les Monts du Trăscău, il n’est guere possible de separer les calcaires tithoniques des calcaires kimeridgiens â cause de leur ressemblance petrographique. De la faune extremement rare des calcaires, nous citerons les trois especes d’Ammonites des environs du village de Rimetea determinees par Herbich : Oppelia cf. compsa Opp. Phylloceras tortisulcatum d’ORB. Phylloceras polyolcum Ben. c) TITHONIQVE Historique. Hauer et Stache ont ete les premiers â reconnaître l’âge jurassique des calcaires de Turda et des Monts du Trăscău. Dans la region de Turda, ces auteurs ne connaissaient que des restes indeterminables de Coraux et une dent de Sphaerodus appartenant â la collection du phar- macien G. Wolff. L’âge des calcaires des Monts Metalliferes a ete deter- mine sur des bases paleontologique par Fr. Herbich, qui a etudie la faune de Gasteropodes de Piatra Cetei (24). Dans son etude sur la region de Turda, A. Koch (40) a mentionnc la presence des dents de Sphaerodus maximus Wagner deja connues de Hauer et Stache, et, partant de ce fait, a compare les calcaires de Turda aux cal- caires de Kelheim. Lors de levers detailles effectues dans les Monts de Trăscău, L. R. von Telegd (85-86) a collectionne et determine dans plusieurs points une faune importante. Uhlig (no) s’est livrd ă des investigations sur les calcaires tithoniques dans les Monts Metalliferes en vue de resoudre le role tectonique des « klippes ». K. Mucke (58) a cite quelques fossiles des blocs tithoniques dans la region d'Abrud. E. VADÂSZ (iii) a ete le premier â avoir examine en coupes minces les calcaires tithoniques des Monts Metalliferes. Institutul Geological României 366 MIRCEA 1L1E L’âge tithonique des caicaires a donc ete reconnu des ie commencement des recherches geologiques dans la region consideree, vu que le facies recifal du Tithonique est trâs etendu et facilement reconnaissable. C’est â Fr. Herbich que nous sommes redevables de la premiere etude paleontologique sur les zones de klippes des Monts Metalliferes. Ayant trouve ă Piatra Cetei une faune de Gasteropodes extremement abondante, il y a determine plusieurs especes nouvelles. Herbich a egalement etabli des comparaisons entre la faune de Piatra Cetei et les autres faunes jurassi- ques connues, aboutissant â la conclusion que les formes de Piatra Cetei correspondent en tant qu’âge aux Couches de Stramberg. Selon lui, les Nerineides appartiendraient au Tithonique inferieur et i o especes seulement seraient connues dans le Tithonique superieur. II n’a pas trouve de formes plus anciennes ou plus recentes que le Tithonique. Dans le meme ouvrage, Herbich cite quelques fossiles recueillis dans les calcaires tithoniques de la region etudiee par nous. C’est ainsi qu’â Dealul Mare (Cacova) il indique les formes suivantes : Nerinea plassenensis Peters » Strambergensis P. A Dealul Sârbu, dans la klippe de Bolovan : Nerinea elongata Voltz » cerebriplicata Zm. A Datele : Itieria Staszycii Zeuschn. » pigmaea Zitt. Ptygmatis pseudo-Bruntrutana Gem. » carpatica Zeuschn. Nerinea Lorioli Zitt. » cerebriplicata Zitt. » Zeuschneri Pet. » Hoheneggeri Pet. Cryptoplocus consobrimts Zitt. Diceras arietinum Lam. Par ses recherches au N de Piatra Cetei, L. R. von Telegd a complete plus tard la liste des formes tithoniques. C’est ainsi qu’ă Piatra Mică a Trăscăului il a trouve Rhabdophyllia sp. et â Piatra Secuiului Terebratula formosa Suess. Dans les calcaires de Dealul Mare (88) il mentionne : Ptygmatis carpatica Zeuschn (?). Nerinea Hoheneggeri Pet (?). Cerithium Hoheneggeri Zitt (?). cf. Cerithium confrater Zitt (?). Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 367 Dans la region de Brădești, L. R. von Telegd cite : Belemnites sp. Diceras sp. Turbo sp. Cerithium sp. Nerinea aff. Mariae d’ORB. » cf. Lorioli ZiTT. Cryptoplocus succedens Zitt. Au SSE de la cote 1066 de Vârful Muntelui : Itieria cf. obtusiceps Zitt. Ptygmatis carpatica ZEUSCHN. sp., Nerinea cf. dilatata d’ORB. Dans les calcaires de Grozești : Diceras sp. Pecten sp. Ostrea sp. Pachyrisma Beaumonti Zeusch. (?) Nerinea Lorioli Zitt. » cf. cylindrica Voltz. E, VadâSZ a egalement trouve â Piatra Cetei les formes suivantes : Lytoceras municipale Opp. Terebratula sp. Terebratulina sp. Caracteres lithologiques et paleontologiqiies. Le Tithonique des Monts du Trăscău est represente en majeure pârtie par des calcaires gris ou gris-noir disposes en bancs massifs ou stratifieș (Piatra Calului, Datele, Curuna, Cheia), avec des veines d’alteration jaune-rouge et un aspect laiteux â la surface lorsqu’ils sont fossiliferes. Les restes organiques apparaissent en relief et sont englobes dans la masse calcaire, de sorte qu’il est difficile de les detacher. Les masses de calcaires tithoniques presentent de beaux phenomenes karstiques (lapi^s, grottes, cours souterrains, dolines). Parmi les calcaires tithoniques on distingue des calcaires zoogenes appar- tenant au facies calcaire recifal. Les calcaires zoogenes recifaux ont de nom- breux restes organiques agglutines par un ciment calcaire recristallise. Ils sont bien developpes dans la crete Bedeleu—Râmeți. D’apres leur struc- ture nous pouvons distinguer des calcaires oolithique s, des calcaires organogenes et des calcaires coralligenes. Les calcaires oolithique s, blancs, sont composes d’elements â structure fibro-concentrique. Les oolithes, spheriques ou legerement deformes et, ne s’atteignent ni ne se penetrent reciproquement. Le noyau Institutul Geologic al României oolithique, qui est grand, indique parfois de faibles contours d organismes. Les couches concentriques plus lumineuses alternent avec les couches grises. Le diametre des elements varie de 0,1 â i mm. Dans le ciment cris- tallise on observe, outre des oolithes, de nombreuses sections organiques. Les calcaires oolithiques de Prislop sont depourvus de restes organiques, alors que les calcaires du NW de Rimetca contiennent de nombreuses sections de Miliolides. (PL I, fig. 2). F’g. 12. — Calcaires tithoniques â Nerinea. Datele. Les calcaires organogenes sont d’un blanc laiteux, prin- cipalement sur les surfaces ou apparaissent en relief de nombreuses coquilles de Nerinea et de Diceras. A Datele, les blocs les plus fossiliferes sont formes de calcaires grumeleux. La structure zoogene provient des restes organiques roules et generi- quement indeterminables, ainsi que de nombreux Foraminiferes. Les restes organiques ont des contours arrondis et sombres et sont remplis de calcite. Ces calcaires contiennent de nombreux fragments de Lamellibranches et de Gasteropodes, de meme que des restes â structure organique nette, quoique indeterminables. Le ciment est recristallise et unit les fragments d’orga- nismes roules de tailles differentes. Parmi les Foraminiferes on reconnaît, par ordre d’importance, des Miliolides, des Textularides et des Nodosarides. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 3 69 On constate au microscope que les Miliolides deviennent de plus en plus fonces â mesure que le nombre des loges augmente. On rencontre aussi les Miliolides dans les calcaires oolithiques, mais ils sont caracte- ristiques des calcaires zoogenes. En coupe mince on distingue les trois formes suivantes : Biloculina, d’une forme ovale allongee, qui presente, sur un fond fonce, des plages lumineuses longitudinales qui diminuent vers l’interieur et representent les loges disposees ă raison de deux par tour. Triloculina, la forme la plus frequente, a un contour triangulaire et les loges ovales inscrites concentriquement â raison de trois par tour. Quinqueloculina est rare. Elle a un contour pentagonal. On distingue sur le fond obscur de la section des bandes lumineuses qui representent les loges, â raison de cinq par tour. Les Textularides sont elles aussi frequentes dans les calcaires organo- genes. Elles ont une forme triangulaire haute (Textularia) ou basse (Bige- nerina). En sections, on distingue les deux series de loges superposees. Les Nodosarides ont une forme triangulaire allongee et, contraireinent aux Textularides, sont formees d’une rangee de cellules superposees. Outre Ies Foraminifâres, on rencontre dans les calcaires organogenes des fragments de Bryozoaires et de Coralliaires. Dans la section d’un bloc de calcaire provenant de Colțul Murgului, nous avons pu determiner le coralliaire Milleporidium RemesiS^Ei^., connu dans les calcaires de Stramberg. On rencontre les calcaires coralligenes au NW de Rimetea et â Datele. En coupe mince on distingue facilement les polypiers d’apres la disposition radiaire des septes. On rencontre les Coralliaires soit isole- ment, soit en colonies plus ou moins ramifies. Le ciment cristallise englobe les sections de Coraux et de Foraminiferes (Miliolides). Calcaires â oncoides1). Les calcaires tithoniques de Rime- tea—Izvoarele et ceux de la region Colțul Murgului—Valea Inzelului coinprennent des elements conglomeratiques, etrangers au Jurassique supe- rieur. Nous avons denomme ces calcaires, calcaires ă oncoides 1). A Cantăș (Colțești), Pietricelele (Colțești), Cetatea Trăscăului, Colțul Murgului (Fig. 13) et Vârful Buteanului, les elements etrangers isoles dans la masse calcaire sont representes par des quartzites blancs et noirs, fai- blement roules et puissamment crevasses, et par des porphyrites vertes et jaunes mesurant jusqu’â 8 cm en diamâtre. A Balascheia, le calcaire titho- nique, gris-blanc â la surface, gris-noir dans la cassure fraîche, traverse par de nombreuses diaclases remplies de calcite, contient des elements quartzeux roules qui sortent en relief sur les surfaces exposees des calcai- res. Les calcaires tithoniques de Colțul Murgului comprennent en fait *) Oncoides: fragments dc roches pr^existantes rouldes (A. HEIM). 24 Institutul Geological României 37° MIRCEA ILIE d’elements etrangers : des roches eruptives, des schistes quartzeux seri- citeux et des quartzites. Les elements cristallins tout comme les elements eruptifs, appartiennent au soubassement de la region. Ayant examine au microscope un specimen provenant de Colțul Mur- gului, nous avons constate que le ciment recristallise contient des Forami- niferes (Textularides) et le coralliaire Milleporidium Remesi Stein. Fig. 13.—Coupe par Colțul Murgului, (fichelle 1:32.000). 1, schistes cristallins; 2, calcaires cristallins; 3, Tithonique; 4, Valanginien—Hauterivien. La presence des elements eruptifs dans les calcaires jurassiques est un argument en faveur de l’âge antejurassique des eruptions, mais plaide en meme temps contre l’âge cretace du metamorphisme des schistes cristallins (Szâdeczky). Les calcaires â oncoides font pârtie du Jurassique superieur et repre- sentent son facies littoral. Ce sont aussi les seuls calcaires en rapport avec le soubassement. Leur presence demontre l’existence de la cordillere du Trăscău des le Jurassique. Les apparitions des calcaires â oncoides sont liees ă la serie des schistes cristallins des Monts du Trăscău, laquelle a joue le role de cordillere depuis le Jurassique superieur. En fait de roches detritiques nous n’avons trouve qu’un greș rouge- brique â Gaura Pietrei. Les blocs de greș apparaissent sporadiquement dans la masse des calcaires tithoniques, sans qu’il soit possible de constater leurs rapports avec les calcaires. Le microscope revele que la roche est constituee par du quartz (70%) en grains non uniformes, â aspect detritique, â extinction onduleuse. Les cassures de quartz sont remplies de carbonates. Outre le quartz, on trouve aussi des elements de calcaires (25%) recristallises. La muscovite se presente en paillettes rares et la biotite brune seule- ment sous forme de quelques petites pailletes sur la coupe. La masse du ciment est constituee par des carbonates et des oxydes de fer, qui pretent â la roche sa teinte. En resume, le Tithonique est represente par le facies littoral- conglomeratique de cordillere, et par le facies recifal. Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 371 Nous n’avons pas essaye de determiner la faune de mollusques des Monts du Trăscău. Le point fossilifere de Piatra Cetei, qui a forme l’objet des recherches de Herbich, est situe au S de notre region, aussi n’avons-nous pas eu l’occasion de revoir la faune de Gasteropodes. Le probleme le plus important â resoudre dans les Monts Metalliferes et les Monts du Trăscău consiste â distinguer les calcaires jurassiques des Fig. 14. — Coupe par la rdgion de Stârnina-Cantăș. (Echelle 1: 18.000). 1, schistes cristallins; 2, ophiolites; 3, Tithonique; 4, Valanginien-Hauterivien; 5, porphyre quartzifdre. calcaires cretaces (8). Nous y sommes parvenu par un examen comparatif de ces deux especes de calcaires. Nos recherches avaient trăit aussi bien ă la ma- niere dont ces calcaires se presentaient sur le terrain qu’â leur aspect microsco- pique. En ce qui concerne le mode d’apparition des calcaires tithoniques, il sied de faire observer leur presence soit dans des zones larges, soit dans des bandes plus ou moins developpees. Dans ce dernier cas, on peut con- fondre les calcaires tithoniques avec les bancs de calcaires intercales dans le complexe schisteux du Cretace inferieur. Le plus souvent cependant, les calcaires tithoniques sont en relations avec les ophiolites plus anciens, ce qui n’est pas le cas pour les calcaires cretaces. A l’ceil nu, on distingue facilement les calcaires tithoniques des calcaires aptiens grâce â leur cou- leur blanche tirant sur le gris et â l’uniformite du materiei constitutif. Les calcaires aptiens gris-noir ont de nombreux elements detritiques apparaissant en relief sur les surfaces exposees. Les caracteres microscopiques deter- mines sur la base des restes organiques seront plus amplement traites au chapitre Cretace inferieur. Outre la microfaune et les mollusques, les calcaires tithoniques contien- nent de nombreux restes de Coraux. II resulte de la determination des Coraux que nous avons affaire â une faune caracteristique pour les Couches de Stramberg. L’âge tithonique des calcaires est donc confirme. Les formes de Coralliaires que nous avons pu determiner sont les suivantes : Aulastraea Schăferi Ogilvie ; Amphiastraea gracilis Koby ; Stylosmilia rugosa Becke ; Montlivaultia sp. et Stylina sp. 24* MIRCEA ILIE 372 4. CRfiTACfi a) VALANGINIEN-HAUTERIVIEN (COUCHES A APTYCHUS) Synonymie: FR. HAUER, G. STACHE. Eocen Karpathensandstein (Turda), 1863. F. Herbich. Neocom, 1877. L. ROTH VON TELEGD. Neocom (Mergelschiefer) Unterkreide, 1897-1903. E. JEKELIUS. Marnes neocomiennes, 1920. G. MACOVEI. Hauterivien, 1922. I. P. VOITEȘTI. Marnes â Aptychus (Ndocomien), 1929. MIRCEA Ilie. Valanginien-Hauterivien (Couches ă Aptychus), 1930. Dans leur description de la coupe de Cheile Turdei, Hauer et Stache ont indique la presence des greș et des marnes cretacees, qu’ils ont con- sideres comme des greș eocenes (Karpathensandstein). Fr. Herbich (23) a ete le premier â determiner l’âge neocomien des depots des Monts du Trăscău, en se basant sur la faune recoltee entre les villages de Rimetea et de Colțești. L. R. von Telegd (85) a decrit comme neocomiens les marnes cal- caires et les calcaires marneux de Buiagul (cote 732), de la vallee du Trăscău (cote 457), de Mestecăniș et de la cote 662 au NW de Rimetea, les consi- deram comme des intercalations dans le complexe de greș et de conglo- merats des Monts du Trăscău. II a compare les marnes neocomiennes de Datele â celles de Svinița (Banat) et aux depots neocomiens de la Serbie. Les fossiles que l’auteur a trouves ă Datele sont les suivants : des impres- sions de Fucoides, un Belemnites cf. pistilliformis Blainv. et un Hoplites sp. Dans le voisinage du village de Rimetea, il cite les Ammonites suivantes : Hamites (Ptychoceras ) sp. aff. Puzosianus d’ORB. et Ammonites Astierianus d’ORB. S’en tenant aux fragments d’un Hoplites determine d’une fașon erronee, L. R. von Telegd a considere les marnes calcaires de Gruiul Roșu comme tithoniques. Se livrant en 1900 â des recherches dans la region de Râmeți, il y constata la presence des calcaires marneux â Gruiul Horghii. II n’a pas separe les marnes neocomiennes, mais les a decrites sous la forme d'intercalations dans les greș et les conglomerats aptiens. A Hospea (cote 1000), L. R. von Telegd a cite Aptychus seranonis Coq. et un frag- ment de Belemnite, et â Fruntea Uzii deux Belemnites. M. E. Jekelius (37) ayant revise le genre Hoplites, determine comme tel par L. R. von Telegd, mentionne la presence des marnes neocomiennes dans les Monts Apuseni et Ies compare au point de vue tectonique aux marnes neocomiennes de la region de Brașov. M. I. P. Voitești (114) rappelle dans la crete de Turda la presence de marnes grises ou rouge-violet â Aptychus (neocomiennes?), qui participent conjointement avec le Tithonique de la region â la formation de la Nappe bucovinienne (Uhlig). MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 3 73 Description petrographique. Les couches â Aptychus sont representees en majeure pârtie par des calcaires marneux gris-vert ou rouge- violet â intercalations faiblement greseuses. On rencontre parfois â la base de ces calcaires un greș gris conglomeratique. Ce greș conglomeratique est compose d’elements mesu- rant jusqu’â 5 mm de diametre, d’elements de schistes cristallins et de morceaux de calcaires. Le microscope revele la presence de quartz detritique sous la forme de petits grains composes ou de granules fins dans les elements de schistes cristallins. On rencontre la muscovite (5%) sous la forme de lamelles infle- chies et de paillettes disseminees dans la masse quartzeuse fine. La biotite se presente sous l’aspect de lamelles brunes. Le feldspath plagioclase macle et altere affecte la forme de gros grains detritiques. La teneur en grenat est de 2%. Les elements de schistes cristallins ont des formes rectangulaires et sont representes par des phyllites, des quartzites noirs et des schistes quartzeux â muscovite. Les elements de calcaire sont amorphes et impurs. Le ciment calcaire comble les interstices entre les elements de schistes cristallins. On rencontre, dans le complexe des marnes calcaires, des intercalations de greș calcaires et des greș micaces. Le greș calcaire, gris-vert sur cassure fraîche, presente des points noirs dus ă la presence des elements melanocrates. La roche a des diaclases â calcite de dimensions diverses qui lui impriment son aspect caracteristique. Au microscope on distingue, en fait d’elements detritiques, du quartz (40%) â extinction onduleuse, en gros grains ou en masse fine, quartzeux. La muscovite se presente en paillettes, la biotite en lamelles ondulees et rares et le feldspath plagioclase apparaît altere et macle. Le ciment est calcaire. La calcite secondaire remplit les diaclases. Le greș micace gris-vert â diaclases de dimensions variables est egalement intercale dans les marnes calcaires. Sur les surfaces des bancs de greș on remarque des traces de vagues. Cette roche est frequente â Pârâul lui Gheorghiță et â Râpa Ciobănesii (Izvoarele). L’analyse microscopique du gr^s revele la presence de quartz detritique (4%), serie et roulant, sur certains points sous la forme d’une masse fine ; de muscovite en lamelles isolees dans la masse du ciment; de grenat en fragments rares, partiellement altere ; de substance charbonneuse en abon- dance ; de carbonate de calcium, qui forme le ciment et remplit les diaclases. La roche la plus frequente, et qui imprime leur caractere aux Couches â Aptychus, est la marne calcaire gris-vert ou rouge-violet, gris- noir sur cassure fraîche, qui apparaît schisteuse ou sous la forme de bancs compacts de 4 ă 8 cm d’epaisseur. La roche est traversee par de fines dia- clases qui s’entrecoupent. Elle contient des concretions limoniteuses, des Institutul Geological României 37+ MIRCEA ILIE restes de plantes incarbonisees et de nombreux fragments d’Aptychus, d’Ammonites et de Belemnites. Au microscope, on constate que la roche est composee d’une masse de carbonates â rares elements detritiques, de petites dimensions (0,004 mm), representcs par des grains de quartz et des paillettes de sericite. En fait d’organismes on distingue des Radiolaires spheriques, calcifies, dont les contours seuls sont conserves, les epines et les reseaux ayant dispăru. Sous les nicoles croises, leur contour s’eteint completement par suite de la calci- fication. Les formes spheriques representent probablement le genre Camo- sphaera; le genre Lithocampe est une forme rare. Les spicules de Spongiaires sont rares. Dans la coupe microscopique pratiquee sur un specimen provenant d’Obârșia, nous avons trouve quelques fragments de Calpionella alpina Lorenz. Dans les marnes les plus compactes on observe des Lagena colomi J. de Lapp. '). Au NE'de Vârful Buteanului, â Calea Rănilor, nous avons trouve une roche riche en silice, avec de nombreux restes de Radiolaires et de spicules de Spongiaires. La roche, rouge ou verte, est traversee par de fines dia- clases remplies de carbonates. La masse de la roche est constituee de silice (40%) et d’oxydes de fer qui donnent ă la roche sa couleur rouge. Les ele- ments detritiques sont le quartz et la sericite. La calcite sert de materiei de remplissage aux Radiolaires et aux diaclases. Au microscope on constate la presence de Radiolaires et de spicules de Spongiaires. En coupe, les squelettes de Radiolaires apparaissent circulaires ou ovales; on distingue parfois leurs epines. Le reseau interieur est rarement reste conserve. Les Radiolaires sont formes de silice ou calcifies partielle- ment. Les formes spheriques representent le genre Coenosphaera. On ren- contre egalement les genres Lithocampe et Trochodiscus, dont les dimensions varient de 0,03 â 0,01 mm. Sous l’effet des pressions subies, les Radiolaires s’applatissent et deviennent ovales, avec l’axe d’allongement oriente dans le sens de l’applatissement. Les spicules de Spongiaires sont siliceux. Les sections longitudinales, au canal central visible, sont orientees parallelement ă l’axe d’allongement des Radiolaires. Leurs sections circulaires se distinguent des Radiolaires par leurs dimensions plus reduites. A Pârâul lui Gheorghiță, au N du village d’Izvoarele, on peut suivre le complexe des Couches â Aptychus et observer les relations entre les divers types de roches constituant ce complexe. A la pârtie superieure de la vallee, au voisinage des schistes cristallins, se trouvent ies marnes gris- *) Determini par M. G. MURGEANU. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 375 vert, â aspect schisteux, â diaclases, fortement plissees et avec de faibles intercalations de greș micaces. Viennent ensuite, en bancs mesurant jusqu’â 50 cm d’epaisseur, les greș gris-noir ă la surface et gris sur cassure fraîche. Dans les varietes conglomeratiques on distingue les elements quartzeux blancs et noirs dont le diametre varie de quelques mm â 4 ă 6 cm. La musco- vite apparaît sur les surfaces de stratification sous la forme de paillettes. Les greș sont traverses par de nombreuses veines de calcite, qui facilitent leur desagregation. La pârtie mediane de la vallee est coupee de greș pleins de concre- tions greseuses et calcaires, dont les debris s’accumulent dans le tal- weg. Les concretions greseuses sont grises ou rouilleuses et affectent l’aspect des concretions limoniteuses. Leur forme est spheroîdale (8 â 10 cm en diametre) ou ellipsoîdale (15 â 20 cm le grand axe). Les concretions calcaires sont blanchâtres ă la surface et grises sur cassure fraîche. Toujours â Pârâul lui Gheorghiță se trouvent de faibles intercalations de calcaires blanchâtres et compacts. Preș du village d'Izvoarele apparaît une alternance de marnes et de greș. Les marnes jaune-vert sont rouilleuses quand 1 ’alte- ration se trouve ă un etat avance et gris-noir sur cassure fraîche. A Drumul Muntelui, les Couches â Aptychus presentent â la base le greș conglome- ratique decrit ci-dessus. Ici, tout comme dans le Pârâul lui Gheorghiță, pre- dominent les marnes gris-vert â cassure esquilleuse. Elles deviennent vio- lacees vers le contact des schistes cristallins. On remarque sur les surfaces exposees la presence de lapies et de nodules lenticulaires de calcite. Quand les marnes sont schisteuses, elles se detachent en plaques. Vers le village d’Izvoarele se developpent les greș micaces, qui correspondent aux greș micaces rencontres â Pârâul lui Gheorghiță. A Piatra Târhașului apparaissent des calcaires organogenes blancs, jaunes sur les faces alterees, compacts, disposes en bancs d’un demi-metre. On rencontre les memes calcaires aussi dans la vallee du Bedeleu, sur la rive gauche â Peștera Dumii et sur la rive droite, â Goroniște. Entre la vallee du Bedeleu et «Drumul Muntelui» se trouvent des calcaires noirs, bitumineux, durs, compacts, avec des miroirs de friction. Dans le Pârâul Soiului apparaissent des marnes noires avec des blocs de calcaires gris, diaclases. Au lieu dit Alacu affleurent, outre les marnes ordinaires, les greș micaces. On rencontre les memes greș au contact avec les schistes cristallins (cote 860) et dans le voisinage de la lame de diabases ă la lisiere de la foret. On voit sur la route menant de Dumbrăvița â Bențea, outre des marnes schisteuses communes, des greș et des conglomerats quar- tzeux. A proximite de Ia crete Dumbrăvița se developpent les marnes ordi- naires en alternance avec les greș et les conglomerats de la cote 773, de Vârful Țicului et de Vârful Olanului. A l’E de Vârful Olanului se trouve la limite avec les conglomerats du Flysch cretace. Les conglomerats et les greș, qui Institutul Geologic al României 16 376 MIRCEA ILIE alternent â la pârtie supereure des Couches â Aptychus, se distinguent en tant qu'aspect megascopique des conglomerats aptiens et font pârtie du complexe des Couches ă Aptychus. L’existence des synclinaux de conglo- merats aptiens ne semble pas admissible. Dans le S de Ia region, les Couches â Aptychus ont un caractere uni- forme, etant representees uniquement par des marnes gris-vert disposees en bancs, lesquelles sont fossiliferes aux points dits Hospea et Toplița. Les marnes grises ou violacees sont generalement schisteuses et for- tement plissees, et quant aux fossiles, ils sont puissammcnt courbes et lamines. Faune. La faune provenant des Couches â Aptychus appartient au Valan- ginien Hauterivien et correspond au facies bathyal de Ia region alpine-medi- terraneenne (voir tableau ci-dessous). Les formes les plus frequentes sont NOM DES ESPECES Holcostephanus (Astieria) astie- rianus d’ORB...................... H. jeannotti d’ORB................ Hamites (Ptychoceras ) sp. aff.pu- sosianus d’ORB..................... Hamulina subcylindrica d’ORB. Hoplites sp....................... Lissoceras grassianum d’ORB. . . Phylloceras infundibulum d’ORB. Phylloceras sp.................... Silesites sp...................... Lamellaptychus seranonis d’ORB. L. angulicostatus Pictet, Loriol . L. mortilleti Pictet, Loriol . . . Belemnites (Duvalia) dilatatus Blainv............................. B. (Hibolites) jaculum Phill. (— pistilliformis Blainv.) . . . Belemnites sp..................... les coquilles d’Aptychus, auxquelles le complexe entier doit sa denomina- tion. Parmi ces formes, nous avons pu determiner les especes suivantes : Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 377 Lamellaptychus angulicostatus Pict. et Lor.1). (Pl. III, fig. 8). La coquille affecte la forme d’un triangle allonge, et l’angle decrit par la ligne symphysale avec le cote de la base est un angle droit (900). Elle presente deux surfaces (a, b) sur deux plâns differents; la surface triangulaire du plan superieur a la pointe effilee vers le bas. A la pârtie superieure, on remarque les stries disposdes en angle aigu avec l’ouverture dirigee vers la base. Les stries superieures sont taillees obliquement par le contour exterieur, qui est presque rectiligne. Les deux surfaces triangulaires se raccordent par une surface courbe, apres quoi les stries se moulent en affectant la forme d’un S allonge. Les stries de la surface triangulaire du plan inferieur deviennent de plus en plus fines â mesure qu’elles se rappro- chent de la base et sont disposees parallelement au bord exterieur. La coquille mesure 30 mm en longueur et la largeur maximum de la surface superieure est de 7 mm. Quant â la largeur de base, nous n’avons pu la mesurer parce que l’exemplaire etait incomplet. Lamellaptychus seranonis Coq. 1). (Pl. III, fig. 6). C’est la forme la plus frcquente dans les Couches ă Aptychus. Ses valves sont triangulaires et moins allongees que chez les Lcmellaptychus anguli- costatus. Le bord symphysal est droit; le contour exterieur, en forme d’arc de cercle, presente dans la moitie superieure de la coquille un angle rentrant. La base de la coquille est une ligne droite. Les surfaces triangu- laires inegales sont separees d’une surface courbe. La surface triangulaire (a) est beaucoup plus courte que chez L. angulicostatus. Les stries sinueuses suivent la courbure du contour exterieur et la surface mediane courbe. A la pârtie superieure de la valve, vers la ligne symphysale, les stries devien- nent courbes. Ces stries, qui vers la pârtie superieure sont rares et paralleles au bord exterieur, s’entassent vers la base et se rapprochent de l’angle symphysale. La coquille mesure 22 mm en longueur et 8 mm en largeur. Le contour general des formes jeunes tend vers la forme d’un cercle, les stries etant d’une epaisseur egale tandis que les sinuosites sont plus larges. Lamellaptychus seranonis est la forme le mieux representee dans le Valan- ginien-Hauterivien, contrairement â L. didayi, forme frequente dans les Couches de Sinaia ou L. seranonis n’a pas ete cite jusqu’â present. L. seranonis semble etre une forme caracteristique pour le facies des Couches â Aptychus. *) F. J. PlCTET et P. DE LORIOL. Description des fossiles contenus dans le terrain neocomien des Voircns. Paleontologie Suisse. Deuxieme serie. Geneve 1858. Institutul Geologic al României XJGR/ 3/8 MIRCEA ILIE Lamellaptychus mortilleti Pict. et Lor. (Pi. III, fig. 7). La valve affecte une forme trapezoîdale, sa base se presente sous la forme d’un demi-cercle et sa pârtie superieure est arrondie. Chez cette forme, les stries ne presentent plus sur le bord exterieur un angle rentrant, mais suivent parallelement le contour exterieur et sont coupees parallelement par la ligne de base. La forme est relativement rare. Le specimen provenant de la Valea Drăgoiului mesure 15 mm en longueur et 6 mm en largeur. Les Belemnites connues dans notre region sont les suivantes : Belemnites dilatatus Blainv. Belemnites jaculum Phill. (= pistilliformis) Blainv. La plupart des Ammonites etant sectionnees, on observe clairement Fig. 15. — Belemnites jaculum Phill. le contour de la coquille et des septes grâce ă la presence des raies limoniteuses. Ces for- mes determinent le facies bathyal des regions alpine s-m e d i t e r r a- n e e n n e s. Nous avons recueilli la majeure pârtie des formes dans la Valea Mare (Iz- voarele) et dans Valea Drăgoiului (Vălișoara). Hamulina subcylindrica d’ORB. x) (PI. III, fig. 10). Nous avons recueilli un fragment de cette espece barremienne dans la Valea Mare. Ce specimen mesure 36 mm en longueur, son epaisseur maximum est de 10 mm et son epaisseur minimum de 7 mm. L’angle de croissance de la coquille est de 50 â 6°. La section transversale est presque cylindrique. Les ornementations se reduisent â une serie de stries egalement distantes les unes des autres. La coquille est depourvue de tubercule ou d’epines. Les stries sont obliques et dirigees vers la pârtie anterieure de la coquille. La faune d’Ammonites determinee jusqu’â present comprend des formes caracteristiques pour le Valanginien-Hauterivien. Ce sont les suivantes : Holcostephanns (Astieria) astierianus d’ORB. » » jeannoti d’ORB. Lissoceras grassianum d’ORB. Phylloceras infundibulum d’ORB. q Op. cit. Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 379 Hamites sp. Hoplites sp. Phylloceras sp. Silesites sp. L’association d’Ammonites : Holcostephanus (Astieria) astierianus, Holco- stephanus (Astieria) jeannoti, Lissoceras grassianum et Neocomites neoco- miensis est caracteristique pour le Valanginien superieur. Des Cephalopodes cites, seuls Lissoceras grassianum, H. (Astieria) astie- rianus et H. (Astieria) jeannoti sont des formes de passage du Valanginien â l’Hauterivien. L’espece Phylloceras infundibulum, connue dans l’Hauterivien, est une forme indifferente, pouvant passer aussi au Barremien. Des Aptychus, Lamellaptychus angulicostatus est une forme caracteristique et repandue dans l’Hauterivien. Sont egalement caracteristiques pour l’Hauterivien les Belemnites sui- vantes : Belemnites (Duvalia) dilatatus Blainv. de la zone â Duvalia dilatata, dans Ia pârtie superieure de l’Hauterivien, et Belemnites pistilliformis. La faune des Couches ă Aptychus nous porte donc â conclure en faveur de l’âge valanginien-hauterivien. Les Couches â Aptychus ressemblent tant au point de vue petrogra- phique que paleontologique aux depots neocomiens des Carpates occidentales et de la Slovaquie centrale (i) (Valanginien-Hauterivien de facies pienninique de transition de la vallee de l’Orava). Ici, le Valanginien-Hauterivien est represente par des calcaires gris alternant avec des schistes marneux et une faune composee de Phylloceras infundibulum, Lissoceras grassianum, Hoplites (Neocomites) neocomiensis, Lamellaptychus seranonis, Lamellaptychus angidicostatus et Duvalia dilatata. Le Valanginien-Hauterivien dans le facies pienninique typique de la vallee du Vah contient la faune suivante : Hol- costephanus (Astieria) jeannoti, Hoplites (Neocomites) neocomiensis et Duva- lia dilatata. Outre la microfaune et les restes de Cephalopodes, on connaît encore dans les Couches â Aptychus les formes suivantes : Spatangus ?, Ostrea macroptera Sow., Perna mulleti Desh., Inoceramus cfr. neocomiensis d’ORB., Janira atava d’ORB. (iu) et une dent de Poisson provenant de la Valea Mare. Extension des Couches ă Aptychus. Les Couches ă Aptychus atteignent leur maximum de developpement au S du village d’Izvoarele, lă ou la zone s’elargit jusqu’â 1,5 km. Au point dit «Drumul Muntelui», on peut les suivre depuis l’E du contact avec les schistes cristallins de la crete du Be- deleu jusqu’au contact avec les conglomerats aptiens. Au N du village d’Iz- voarele, la zone des Couches â Aptychus se decompose en 2 synclinaux : le premier, celui de la Valea Mare, dont l’extremite N aboutit â Obârșia, eșt Ofer Institutul Geologic al României \jgr7 380 MIRCEA ILIE limite â l’W par les calcaires ă silex et â l’E par les schistes cristallins de Pietricelele-Ouașul ; le second synclinal est tout simplement la continuation, vers le N, de la zone principale des Couches â Aptychus chevauchees par les schistes cristallins du flanc E de la crete du Trăscău. La coupe par Cul- mea Pietricelele (Fig. 16) montre les relations entre les schistes cristallins et les Couches â Aptychus. Le long de la ligne de chevauchement entre les schistes cristallins et le Mesozoîque, on rencontre les Couches â Aptychus sous la forme d’une bande se retrecissant de plus en plus vers le N jusqu’â ce qu’elle se rcduise â de simples lambeaux de laminage. A Chișcău, les Couches â Aptychus Pietricelele Fig. 16, — Coupe â l’W de Colțești. (fîchelle 1:30.000). 1. schistes cristallins; 2, calcaires cristallins; 3, Callovien; 4, Tithonique; 5, Valanginien-Hauterivien; 6, porphyrites; 7, porphyres quartzifdres; 8, ophiolites. accompagnent les calcaires tithoniques ou envahissent la zone des schistes cristallins sous la forme de lambeaux (entre les cotes 904 et 897). A Piatra Lungă, le Valanginien-Hauterivien entoure les blocs de calcaires tithoniques. On observe les dernieres apparitions au N, au coude decrit par la route reliant Rimetea â Lunca et sur la route dite Drumul Băilor, immediatement au-dessous de la cote 663. Au S du village d’Izvoarele, entre la Valea Bedeleului et le Pârâul Soiului, les Couches â Aptychus sont pincees dans les schistes cristallins d’Alacu (cote 800). A Gornești, les schistes cristallins separent les Couches â Aptychus en deux synclinaux : le synclinal Stârnina—Valea Drăgoiului, qui commence â Chicera Christii et s’enfonce au S graduellement jusqu’â ce qu’il disparaisse sous les conglomerats du Flysch cretace, et le synclinal exterieur, traverse par la Valea Inzeluiui â la cote 696, lequel entoure les klippes tithoniques de Vârful Buteanului et disparaît au N du village de Balascheia. A la hauteur du village de Balascheia, la region presente un maximum d’immersion axiale. On n’observe pas ce fait uniquement pour les calcaires tithoniques, mais aussi pour les Couches â Aptychus qui disparaissent sur Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 38i la ligne de Balascheia. Le village de Valea Inzelului est le point ou reappa- raissent les zones de Couches â Aptychus. D’ici jusqu’au S, on peut pour- suivre les deux synclinaux jusque dans la Valea Mânăstirei. Au S de celle-ci, les Couches â Aptychus disparaissent sous les conglomerats aptiens. Dans le N de la region etudiee par nous, ă Cheile Turdei, les Couches â Aptychus se developpent normalement au-dessus des calcaires tithoniques. Dans toute cette region on ne connaît aucun point ou ces Couches occupent une position normale par rapport au Tithonique. Les affleurements le plus â l’E qu’on connaisse sont ceux situes â la base des calcaires tithoniques de Datele et de Cheile Aiudului. On ne connaît pas de Couches â Aptychus dans l’axe des anticlinaux de conglomerats cretaces inferieurs dc la zone du Flysch. b BARRBMIEN La litterature anterieure â la presente etude ne contient aucune indica- tion precise quant â l’existence du Barrcmien. Celui-ci pourrait cependant exister sous la forme de couches de transition que nous țrouvons dans la pârtie superieure des Couches â Aptychus (Vârful Buteanului, « La Dospea »). Hamulina mbcylindrica d’ORB. et Phylloceras infundibulmn d’ORB., trouve par L. R. von Telegd et determine comme tel par M. E. Jekelius (37), constituent un indice de la presence dudit etage. Vu l’impossibilite de separer sur place, avec suffisamment de precision, les Couches â Aptychus de celles du Barrcmien, nous avons englobe dans notre carte ces couches dans le complexe des Couches ă Aptychus. c'- APTIEN Les depots du Flysch cretace occupent la majeure pârtie de la region et sont de plus en plus developpes â mesure qu’on avance vers le S. Fr. Herbich a ete le premier â reconnaître l’âge neocomien de ces depots. L. R. von Telegd (85-88) a attribue le meme âge â tous les depots situes â l’E de Culmea Trăscău—Râmeți. Dans la Valea Rachișului (Poiana) il cite Orbitolina bulgarica Desh. Des preuves paleontologiques indiscutables concernant l’existence du Cretace inferieur existent cependant dans les Monts M^tallif&res. C’est ainsi que M. Pâlfy a trouve Orbitolina (lenticularii?) â Muntele Pietri- celul. K. Papp (75) a determine, dans les bancs de calcaires intercales dans les depots du Flysch, Orbitolina lenticularii Blum., qu’il a decrite comme etant de petite forme, lenticulaire, conique et mesurant jusqu’â 3 mm en diametre. K. Mucke (58) a lui aussi trouve dans les calcaires de Valea Cerbului et dans le ruisseau Plaiul de nombreuses Orbitolina sp. et Orbitolina lenti- cularii. VadăSZ (iu) a determine l’espece Orbitolina bulgarica Desh., trou- vee dans un banc de calcaire de la Valea Țelnei. m Institutul Geologic al României 16 FM 382 MIRCEA ILIE Dans les Monts du Trăscău, nous avons separe les Couches â Aptychus des depots de Flysch, que nous avons attribues ă l’Aptien. L’Aptien est compose, en majeure pârtie, de conglomerats, de greș et d’argiles. Les conglomerats occupent presque toute la surface comprise entre Fig. 17. — Carte geologique des environs du village de Rimetea. 1, schistes cristallins; 2, calcaires cristallins; 3, Tithonique; 4, Valanginien- Hauterivicn; 5, Aptien; 6, porphyrites. la bordure W de la Cuvette transyl- vaine, la region Culmea Trăscău— Râmeți et la Valea Mânăstirei. On les rencontre genera- lement autour de l’ancien massif du Trăscău. A partir du bassin du Trăs- cău, entierement oc- cupe par des con- glomerats, la zone de conglomerats ap- tiens s’elargit de plus en plus vers le S, atteignant le maximum de deve- loppement sur la crete Olteni. D’ici vers le S commen- cent â apparaître les greș et les argiles bien developpes. La bordure W de la crete du Trăscău— Râmeți est flanquee, du N au S, d’une bande etroite de con- glomerats aptiens. II ne saurait etre question ici de faire des separations dans l’Aptien tel qu’on le fait dans les Carpates orientales, c’est-â-dire de separer un horizon marneux, un horizon greseux et un horizon conglo- meratique. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 3^3 Quoique les conglomerats semblent former un horizon inferieur aux greș, nous constatons cependant, vu les conditions de sedimentation, avoir affaire â un simple changement de facies. Alors qu’en effet, dans le voisi- nage des anciens massifs, on rencontre uniquement des conglomerats, en pleine zone du Flysch predominent les greș et les argiles. Les fossiles etant extremement rares, nous nous sommes surtout attache â l’etude des elements conglomeratiques dont la nature et l’origine pou- vaient nous fournir quelques indications sur la repartition des facies en liaison avec le soubassement. Nous decrirons maintenant les principauxaffleu- rements, en commengant par le N. Dans le bassin du Trăscău, â Gruiul Roșu (Izvoarele), les conglomerats polygenes sont composes d’elements dont le diametre varie de quelques mm â 1 m. Les dimensions de la majeure pârtie des elements ne depassent pas celles d’une noix. Par l’alteration des conglomerats, le sol prend une teinte rouge, d’oii provient le nom populaire de Gruiul Roșu. Le ciment greseux-calcaire unit les elements polygenes entre eux; la masse du ciment s’accroît lorsque les blocs de quartzites deviennent plus frequents. Par l’al- teration, le ciment a ete detruit et les elements apparaissent en relief et peu- vent etre detaches aisement. Les elements qui s’alterent les premiers sont les blocs eruptifs et les amphibolites. Dans les grands affleurements, les elements sont dissemines dans la masse greseuse desagregee et rouilleuse. De grandes diaclases â calcite, d’une epaisseur de 6 â 12 cm, traversent la masse des conglomerats dans toutes les directions. Les conglomerats contiennent des intercalations de greș schisteux, gris, micaces, disposes en bancs de 1,5 m d’epaisseur. Nous distinguons dans la masse des conglomerats de Gruiul Roșu les elements suivants : des calcaires tithoniques gris, des cal- caires cristallins blancs, des calcaires conglomera- tiques rouges, des quartzites blancs et noirs qui, avec les blocs de calcaires gris, forment la majeure pârtie de ces elements, des amphibolites vertes, presentant des taches blanches produites par l’alteration des feldspaths, et des schistes amphiboliques. Les fragments de Couches ă Aptychus sont rares, et nous n’en avons ren- contre qu’â Gruiul Roșu et dans la Valea Inzelului. En fait d’elements de roches eruptives, remaniees dans les conglomerats de Gruiul Roșu, nous avons pu distinguer : Du porphyre qu artzif ere, gris-blanc, ă phenoelements de quartz et de feldspath rose, qui deviennent verts du fait de leur enrichis- sement en chlorite. Du porphyre q u a r t zi f e r e â biotite, rose, â phenoelements de quartz, feldspath et biotite. Du porphyre qu a r t z i f e re â amphiboles, vert-gris, avec des Institutul Geological României 384 MIRCEA ILIE vacuoles provenant du feldspath altere. Au microscope, on distingue la presence de hornblende commune â structure criblee et on constate que la chlorite, resultee de l’alteration de l’element melanocrate, conserve sou- vent le contour de l’element primaire. Toutes ces roches eruptives, qui apparaissent sous la forme d’elements remanies dans les conglomerats aptiens, appartiennent au soubassement. Toujours ă Gruiul Roșu, nous avons, parmi Ies elements conglomera- tiques, pu determiner la presence des types de schistes cristallins suivants : Du schiste quartzifere noir, ă aspect schisteux, dur, â cassure esquilleuse et â veines de calcite. Du schiste quartzifere sericiteux, gris-noir, dur et â reflets de muscovite ; Du schiste amphibolique, vert-gris, â raies blanches dues â la presence des couches de quartz et de feldspath. Les schistes cristallins sont generalement representes par des roches Fig. 18. — Coupe de dctail le long de la Valea Rachișului. 1, roches iruptives; 2, schistes argileux aptiens; 3, conglomerats aptiens; 4, grâs aptiens. (fîchelle 1: 600). phyllitiques et des roches appartenant â la serie gre- natifere. En fait d’elements con- tenus dans les conglome- rats, nous avons egale- ment trouve â Gruiul Roșu un bloc de pegma- tite â tourmăline. La Valea Rachișului, qui, dans la pârtie NW de la region traverse obli- quement les conglomerats et les greș transgressifs sur le massif eruptif du Trăscău, constitue elle aussi un point important pour l’etude des elements eonglomeratiques. Les conglomerats gris, rouilleux sur les surfaces expos^es, disposes en bancs puissants, peuvent etre poursuivis dans le talweg depuis le contact avec l’eruptif jusqu’â la cote 831, d’ou les conglomerats passent sur la rive droite de la Valea Rachișului. Les elements constitutifs sont les suivants : des calcaires titho- niques blancs et gris, des roches eruptives noires et vertes (diabases et porphyrites), des porphyres quartziferes avec des taches blanches provenant de l’alteration du feldspath, rouilleuses sur les surfaces exposees, rarement completement alterees. Les elements de ces conglomerats mesurent de 2 ă 15 cm en diametre. Alors que sur la crete du Rachiș les conglomerats sont composcs d’elements eruptifs roules, englobes dans un abondant ciment greseux, et de tres rares morceaux de Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 385 calcaires tithoniques, dans la Valea Rachișului les elements de calcaire tithonique deviennent de plus en plus frequents, jusqu’â ce qu’ils arrivent, vers le village de Poiana, â predominer les elements eruptifs. Ayant etudie au microscope le materiei entrant dans la composition des conglomerats, nous y avons distingue les types d’elements eruptifs suivants : Du porphyre quartzifere rouge â taches vertes. Le quartz de cette roche est corrode magmatiquement, tandis que le feldspath, tres rarement frais, est altere et transforme en carbonates. De la porphyrite verte, composee d’une pâte verdâtre conte- nant des phenoelements unifonnes de feldspath macle et altere. De la diabase et de la diabase â augite d’une teinte noir-vert. L’ensemble des roches eruptives entrant dans la constitution des con- glomerats de la Valea Rachișului est aussi connu dans le soubassement erup- tif du Trăscău. En fait d’elements conglomeratiques on ne rencontre que les types de roches appartenant aux series d’eruptions anciennes, anteaptiennes. Les roches lamprophyriques qui injectent le Cretace et les roches daco-ande- sitiques sont inconnues dans les conglomerats de la Valea Rachișului, et nous ne les avons pas non plus rencontrees ailleurs. De la cote 381, sur la meme Valea Rachișului, vers le village de Poiana, suivent les greș auxquels succede une alternance de greș et d’argiles. Les greș gris-vert ou gris-noir, micaces, rouilleux par alteration, â fragments de plantes incarbonisees, hieroglyphes, traverses par des diaclases, devien- nent par endroit conglomeratiques, et alors on distingue dans leur masse des fragments de calcaires et de roches eruptives vertes. Ces greș se pre- sentent sous la forme de bancs de 1 â 2 m d’epaisseur ou de plaques de 2 ă 10 cm. Quand ils sont calcaires, ils contiennent des Fucoides. Les argiles grises, gris-vert, schisteuses, alternent avec les bancs de greș. Le troisieme point caracteristique pour l’etude des elements conglo- meratiques est la Valea Inzelului. Les conglomerats sont formes de blocs de calcaires tithoniques blanc-gris, de quartzites blancs ou noirs, de- gneiss, granites, micaschistes, amphi- b o 1 i t e s, roches eruptives vertes ou violettes, diabases etde grands morceaux de Couches ă Aptychus. Les elements peuvent atte- indre 1 m de diamătre, mais le plus souvent ils ne depassent pas 5 cm. Dans la masse des conglomerats sont intercales des greș disposds en pla- ques, gris-vert, micaces et avec des traces de vagues. Parmi les elements conglomeratiques, nous avons pu distinguer au microscope les types de schistes cristallins suivants, que nous rencontrons dans la zone des schistes cristallins du Trăscău ; Institutul Geological României 386 MIRCEA ILIE Du schiste quartzeux sericit o-c hloriteux, â porphy- roblastes de grenat gris-vert et â reflets de sericite ; Du schiste quartzeux micace, gris-vert, â reflets de mica sur les surfaces de schistosite. Dans la Valea Mogoșului, â l’E du village de Mănești, les conglomerats renferment de nombreux elements de schistes cristallins provenant du noyau cristallin d’Oncești. La majeure pârtie des elements qui composent ces conglomerats mesurent de 3 â 4 dm en diametre, et quelques-uns peu- vent parfois atteindre un volume d’un metre cube. Les conglomerats sont constitues de calcaires cristallins, de schistes quar- tzeux ă muscovite et â biotite, de schistes amphibo- liques et d’amphibolites en gros blocs mesurant jusqu’â un demi-metre d’epaisseur. Lorsque les elements de schistes cristallins predo- minent, les conglomerats affectent une teinte verte. Dans ces conglomerats apparaissent egalement de faibles intercalations de greș gris-vert, micaces, calcaires, diaclases, disposes en bancs d’un decimetre d’epaisseur, ainsi que des intercalations d’argiles rouges schisteuses. Au contact avec les schistes cristallins apparaissent des greș rouges, disposes en bancs de 0,5 m avec des lentilles conglomeratiques. Les greș et les argiles atteignent leur maximum de developpement dans la pârtie S de la region. Ainsi, dans la Valea Mânăstirei, les affleurements sont faits d’une alternance de greș et d’argiles â faibles intercalations conglomeratiques. Les greș gris-noir ou gris-vert sur cassure fraîche, rouilleux sur les surfaces alterees, â lamelles de mica, avec traces de vagues, â fragments de plantes incarbonisees, â grands Fucoîdes, se presentent en couches de 1 ă 6 cm d’epaisseur ou en bancs compacts mesurent jusqu’â 4 m de dia- metre. Quand les greș deviennent conglomeratiques, ils contiennent des elements verts. Sur la chaussee departementale Aiud—Abrud, dans le voisinage de la Valea Geogelului, on rencontre ces memes greș cendres, en alternance avec des argiles gris-vert ou rouge-violet, schisteux, en plaques de 2 â4 cm d’epais- seur ou en bancs compacts, rouilleux â la surface et â cassure reguliere. On observe aussi la meme alternance de greș et d’argiles dans la pârtie W de la region, entre la Valea Bucurului, la Valea Mogoșului et Vârful Cioranului. Calcaires aptiens. Les calcaires aptiens, gris-noir ou rouge-brique, se trouvent sous la forme de bancs intercales dans les greș et les schistes argi- leux aptiens. Ils sont plisses, et on peut les poursuivre sur une distance de plusieurs dizaines de metres. Leur position stratigraphique et leur aspect megascopique permettent de les differencier facilement des calcaires jurassiques blancs, qui affleu- Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 3»7 rent en zones puissantes ou sous l’aspect de lambeaux importanta sur les cotes elevees. Les calcaires aptiens ont une structure zoogene produite par des debris organiques plus ou moins roules. En tant qu’organismes determinables, on constate la presence de Foraminiferes et d’Algues calcaires. Parmi les Foraminiferes predominent les Miliolides, representees par les genres Triloculina et Qtiinqueloculina, qui se trouvent aussi dans les calcaires tithoniques du meme facies zoogene recifal. On rencontre aussi les Rota- lides et les Textularides dans les calcaires aptiens, sans qu’ils aient toutefois un caractere particulier. Orbitolina est le seul Foraminifere caracteristique. Dans une coupe mince de calcaire aptien on observe la presence de rares sections transver- sales et de tres frequentes sections circulaires et ovales. Les sections trans- versales affectent une forme triangulaire (1:1% mm) aux angles arrondis. Les sections non-orientees, circulaires ou ovales (1 : 1,6 mm), apparaissent plus sombres et avec le lumen des loges reduit, sur le fond obscur de la coquille. On distingue les espaces lumineux des loges regulierement super- posees. La presence de l’espece Orbitolina lenticularii Blum, prouve l’âge ap- tien des calcaires et des schistes greseux et argileux situes entre la vallee de l’Arieș et celle de l’Ampoi, qu’UiiLiG et L. R.von Telegd attribuaient en pârtie au Cretace superieur. Les Polypiers, les Lamellibranches et les Gasteropodes, tellement fre- quents dans les calcaires jurassiques, font defaut dans les calcaires aptiens. Au microscope, on distingue les algues calcaires facilement d’apres la section transversale etoilee. Le centre fonce represente le canal central, et les stries radiaires qui donnent l’aspect etoile sont elles-memes des canaux radiaires. On constate la meme disposition des canaux dans Ies sections longitudinales baculiformes : le canal axial est central, allonge et sombre, tandis que les canaux radiaires apparaissent sur le fond limpide de l’algue. Les algues ont un diametre de 0,32 înm, alors que l’ouverture du canal central mesure 0,08 mm. La presence des algues calcaires (Diplopora) est liee uniquement â celle des calcaires â Orbitolina (8). Les calcaires tithoniques du meme facies zoogene ne contiennent pas d’algues calcaires. Extension de l’Aptien. Les conglomerats aptiens sont bien developpes dans le N de la region et aux alentours de Culmea Bedeleu—Râmeți. Dans la pârtie E des Monts du Trăscău, ils s’etendent jusqu’â la bordure de la Cuvette transylvaine. Le bassin du Trăscău et la region situee entre les klippes Piatra Calului—Bolovan sont egalement occupes par les conglome- rats aptiens. Au S de la Valea Neamului la zone des conglomerats disparaît 25* Institutul Geological României 16 R/ 388 MIRCEA ILIE peu ă peu, pour ne plus emerger que comme de simples intercalations entre les greș et les argiles. Dans le Dealul Sultanului les greș et les conglo- merats sont developpes d’une maniere presque egale, alors que dans la Valea Mânăstirei affleurent seulement des bandes etroites de conglomerats. Dans la region comprise entre le Dealul Boului—Olteni et la Valea Mâ- năstirei, nous avons affaire â un engrenage de facies. Les conglomerats y apparaissent sous la forme de bandes etroites dans l’axe des anticlinaux de greș. Nous deduisons du developpement maximum des conglomerats dans la region situee entre Culmea Trăscău—Bedeleu et le massif eruptif du Trăscău qu’ils sont en liaison avec le substratum. Plus loin vers le S, les con- glomerats cedent la place â 1'alternance de greș et d’argiles. A l’W de Culmea Trăscău—Râmeți, les conglomerats sont representes plus faiblement. Ils y suivent la pârtie W des Monts du Trăscău, de Vâr- fuiata â la Valea Mânăstirei. Entre les villages de Vidolm et de Sălciua de Jos, la vallee de l’Arieș se fraie un cours sinueux dans les conglomerats aptiens. On rencontre egalement les conglomerats sur le flanc occidental des schistes cristallins d’Oncești. A la limite avec les schistes cristallins du massif du Gilău, leur developpement va en decroissant. Dans les regions ou le geosynclinal s’ennoieon constate le developpement du facies schisteux de l’Aptien, accompagne de bancs calcaires. En general, les depots aptiens sont repandus aussi bien dans la pârtie E que dans la pârtie W des Monts du Trăscău. Dans les Monts Metallifâres, les conglomerats se presentent seulement sous la forme de simples intercalations dans le complexe schisteux de l’Aptien. d) ASPECTS PALEOGEOGRAPHIQUES AU CRETACE INFERIEUR Des le Jurassique superieur, la crete Trăscău—Bedeleu—Râmeți a joue le role de cordillere et donne naissance au facies de cordillere du Tithoni- que, represente par les calcaires ă oncoîdes dont on constate la presence le long des Monts du Trăscău, de Piatra Mică au village de Valea Inzelului. Le caractere de cordillere de la crete du Trăscău s’est de plus en plus accentue durant le Cretace. Les Couches â Aptychus (Valanginien-Hauterivien) accompagnent la pârtie E de la crete du Trăscău—Râmeți, alors qu’elles font defaut â l’W. Ce fait prouve l’existence d’un obstacle durant leur sedimentation. A notre avis, le facies meme des Couches â Aptychus caracterise l’existence d’une cordillere en profondeur, puisque partout ou l’on rencontre ces couches elles sont en liaison avec une cordillere. Le geanticlinal du Trăscău a continuellement accru son aire, se mettant de plus en plus en evidence, de sorte qu’â l’Aptien il a joue MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 380 un role important. Les conglomerats aptiens couvrent les Monts du Tră- scău tout au long. On les rencontre aussi bien ă l’E qu’â l’W de la crete de Trăscău — Râmeți. A l’E, les conglomerats occupent le bassin du Trăscău, s’appuyant sur les anciens massifs. Au fur et â mesure qu’on s’eloigne vers le S, les conglomerats sont remplaces par des grâs et des argiles. La ligne d’engrenage de facies est situee â Dea- lul Oltenilor. A l’W, vers le bassin de l’Arieș de Vârfuiata â Grozești, les conglomerats se presentent sous la for- me d’une bande etro- ite. La region du Po- nor est presque entie- rement occupee par les greș. La distribution des facies de l’Aptien est en liaison avec l’axe des Monts du Trăscău. Les conglo- merats entourent la crete de Trăscău—Râ- meți, tandis que les greș et les argiles se trouvent plus â l’ex- terieur. Au Valanginien-Hau- terivien, la sedimen- tation s’est produite dans des profondeurs considerables, puisque nous constatons l’exis- tence de quelques ro- ches â faune bathyale. ------------------- Limite des terres fermes. --------—----------Contours des cordilleres immerg^es. -------------------Contours des facies. Fig. 19. —Esquisse paleogdographique des Monts du Trăscău et des Monts Mdtalliferes ă l’Aptien. Institutul Geologic al României 390 MIRCEA ILIE Avec Ia venue du Barremien on enregistre un changement des conditions de sedimentation, les depots de Flysch ayant entierement envahi les Monts du Trăscău. Le soulevement du geanticlinal au commencement de l’Ap- tien a provoque un changement dans les conditions de sedimentation. Avec le debut de l’Aptien, les depots de Flysch depassent la limite des Couches â Aptychus et couvrent le massif cristallin du Gilău. Le soulevement du geanticlinal de Trăscău a provoque une sedimentation intense durant l’Ap- tien, caracterisee par des depots neritico-recifaux. La formation de l’avant-fosse de l’A r i e ș, qui est une depres- sion interne envahie par les eaux de la mer aptienne, est egalement une consequence de I’individualisation du geanticlinal, ce qui explique l’aspect transgressif de l’Aptien. L’avant-fosse de l’Arieș a repris son caractere paleogeographique durant le Cretace superieur. En ce qui concerne les rapports paleogeographiques du Cretace inferieur des Monts Metalliferes avec celui des Carpates Orientales, nous croyons â l’existence d’une continuite, en admettant bien entendu aussi la pre- sence d’une serie de cordilleres sur le fond de la mer cretacee inferieure. Les depots mio-pliocenes masquent completement la structure de soubassement de la Cuvette transylvaine. Cela explique les deux interpretations differentes fournies par les geologues. Selon les uns, il faudrait admettre l’existence d’un bloc ancien qui aurait empeche le developpement normal des chaînes. L’im- rnersion post-oligocene de ce bloc aurait donne naissance â la Cuvette tran- sylvaine. Comme â l’epoque du Cretace inferieur le bloc etait exonde, on a suppose I’absence du Cretace inferieur sur l’emplacement de la Cuvette transylvaine. Dans la seconde hypothese, les depots cretaces inferieurs auraient participe â la constitution du soubassement de la Cuvette transylvaine. En resume, au Cretace inferieur on peut constater l’aspect paleogeo- graphique suivant : i. La majorite des depots ont ete sedimentes dans le geosvnclinal des Monts Metalliferes, dont les liaisons avec le geosynclinal carpatique sont masquees par l’effondrement de la Cuvette transylvaine. 2. Dans les phases embryorinaires, l’existence du geanticlinal du T răscău a ete constatee des le commencement du Jurassique superieur. Le soulevement s’est produit d’une maniere rythmique durant tout le Cre- tace inferieur. Le geanticlinal a aussi fonctionne comme tel durant le Cretace superieur. La structure compliquee du geanticlinal provient en grande pârtie des phenomenes tectoniques qui se sont produits ulterieurement. Nous distinguons dans ce geanticlinal deux structures differentes : la premiere, celle du massif autochtone, forme de schistes cristallins, de massifs ophio- litiques et de calcaires mesozoîques, la seconde, la structure superposee de la Nappe mesocretacee. C’est avec ces caracteres que se presente le Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 391 ticlinal dans la region de Trăscău—Râmeți—Necrilești. Dans le bassin de l’Ampoi, nous constatons une solution de continuite du geanticlinal, laquelle provient de l’immersion axiale qui s’est produit sur la ligne Zlatna—Abrud. 3. L’avant-fosse de l’Arieș remonte au commencement de l’Aptien. A mesure que le geanticlinal du Trăscău s’eleve, la depression de l’Arieș s’accentue. Pour ce qui est de l’existence du geanticlinal du Trăscău, nous possedons ă ce sujet des preuves s’etendant du Jurassique superieur â l’Aptien inclusivement, et quant â l’avant-fosse de l’Arieș, nous en avons des preuves du commencement de l’Aptien â la fin du Cretace superieur. Le mouvcment d’immersion de l’avant-fosse atteint son ampleur maximum au Cretace superieur. e) CR^TAC^ SUPERIEUR (TURONIEN—SENONIEN) Le Cretace superieur qui occupe la region comprise entre les deux massifs cristallins, le massif du Gilău â l’W et le massif du Trăscău â l’E, est forme des roches suivantes : conglomerats, greș, marnes sableuses et marnes grises ou rouge-violet. Le conglomerat rouge-violet, â aspect verrucanique, est brecheux. En fait d’elements constitutifs nous distinguons des amphibolites, des mica- schistes, des gneiss et des quartzites, englobes dans une masse greseuse rouge- violet. Le ciment est legerement calcaire. Les conglomerats apparaissent au contact avec les schistes cristallins du massif du Gilău, entre la Valea Run- cului et la vallee de l’Arieș. Dans les vallees Poșaga, Sălciuța, Coșaga et Arieș, de meme que sur les cretes intermediaires, on observe, au contact avec les schistes cristallins, ce conglomerat â aspect verrucanique que nous avons considere comme formant la base du Cretace superieur du bassin moyen de l’Arieș. Le conglomerat cretace differe du conglomerat permien du bassin superieur de l’Arieș par son aspect schisteux, facilement desagregeable, et par son faible developpement, et au point de vue petrographique par le manque des intercalations de porphyres quartziferes. L’existence de lam- beaux de conglomerats verrucanique est exclue, etant donne que les con- glomerats cretaces se developpent sous la forme d’un horizon conținu d’en- viron 10 m d’epaisseur. Partant de ces faits, nous avons considere le con- glomerat de base, semblable au type Verrucano, comme representant le commencement de la transgression du Cretace superieur du bassin moyen de l’Arieș. Au conglomerat se superpose un banc de g r £ s conglomerati- ques, diaclas^s, âpres au toucher, que nous avons denommes greș â Ac t a e o n e 11 a (Fig. 20). Ce greș a une teinte gris-vert — gris-noir sur les surfaces exposees, Institutul Geological României .392 MIRCEA ILIE En fait d’elements eonglomeratiques repandus dans la masse greseuse, nous distinguons des quartzites, des schistes cristallins et des morceaux de calcaires blancs. Parmi les restes organiques predominent les Gasteropodes, dont les coquilles sont remplies de matiere greseuse. On observe, sur la surface des bancs de greș diaclases, de nombreuses sections transversales ou non orien- tees d’Actaeonella. Outre les Gasteropodes, on trouve aussi des fragments d’Echinodermes ă structure spathique et des fragments de Coraux. On constate au microscope que la roche presente du quartz roulant (40%) aux contours incomplets, series et â inclusions. La calcite penetre par les fissures du quartz. On rencontre le feldspath plagio- clase macle sous la forme de phenoelements fractures. Le microline Fig. 20. — Greș â Actaeonella (coupes transversales). Cretace superieur de la Valea Runcului. apparaît avec sa structure speciale. La muscovite en paillettes isolees est englobee dans la masse calcaire du ciment. La biotite brune se trouve â l’etat de lamelles isolees, et en fait de grenat on ne rencon- tre que de rares granules. On trouve le carbonate de calcium â l’etat amor- phe dans les fragments de coquilles et dans la masse du ciment, et cristal- lise secondairement dans les diaclases. Au-dessus des greș â Actaeonella se developpent les greș â Inocerames qui, dans leur pârtie superieure, alternent avec des marnes sableuses gris-vert ou rouges. Les greș ă Inocerames, gris-vert sur cassure fraîche, presen- tent des traces de vagues, de la muscovite et des elements melano- crates visibles sur les surfaces des couches. Par la dissolution dc la calcite remplissant les diaclases, la roche acquiert un aspect caracteristique. Le microscope revele que ces greș ă Inocerames sont des greș calcaires micaces. Le quartz (45%) detritique, roulant et frais, est rarement recris- tallise. Le feldspath plagioclase (2%), macle, se trouve sous forme dc grains fractures et â aspect detritique. La muscovite (10%), en lamelles ou en paillettes, conserve un parallelisme du â la sedimentation. La biotite brune, en grains incomplets, montre le phenomene de chloritisation. Le diopside (4 â 6%), diaclase et aux contours puissants, apparaît assez fre- quemment. La chlorite (2%), produite par l’alteration de la roche, donne a la roche une teinte vertc. Le minerai noir, en grains uniformes, est Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 393 frequent. II est forme de magnetite, en pârtie limonitisee, et d’hematite rouge-sang, en rares grains isoles. Les matieres charbonneuses abondent. Le ciment du greș est calcaire. L’abondance des mineraux dans tous ces types de roches s’explique par leur sedimentation dans le voisinage immediat du massif cristallin du Gilău. A mesure qu’on s’eloigne des schistes cristallins, le nombre et la frequence des mineraux du greș diminuent, au point que la roche finit par n’etre plus constituee que de grains de quartz englobes dans le ciment calcaire, chose qui ressort clairement de l’examen d’une coupe microscopique parti- quee sur un greș provenant du centre du bassin, au NE de Jidovina. En comparant le greș de Jidovina au greș de la Valea Runcului, on constate d’une part l’absence de certains mineraux tels que la hornblende, le diopside, le grenat et l’hematite, d’une autre la diminution de la teneur en feldspath et en mica. Pour completei- la description de la serie de roches qui composent le Cretace superieur, nous mentionnerons encore l’existence d’une marne r o u g e, sableuse, qui, avec les m a r n e s vertes, forme la majeure pârtie des depots du bassin moyen de l’Arieș. Ces marnes sont disposees en pla- ques d’une epaisseur de 2 â 4 cm, schisteuses et micacees. La composition mineralogique de ces marnes est la suivante. Le quartz detritique, â extinction ouduleuse, se presente sous la forme de gros grains ou sous celle d’une masse finement quartzeuse, dans les elements de schistes quartzeux remanies. La biotite, sous l’aspect de lamelles partiellement chloritisces, et la muscovite representent ensemble 5% de la masse des- dites marnes. La chlorite, en grands lambeaux isoles, provient de l’alteration de la biotite. On rencontre la magnetite sous la forme de grains. Le ciment, constitue par du carbonate de calcium, reunit les elements composants et penetre dans l’interieur des coquilles. Les oxydes de fer impregnent le ciment calcaire et impriment â la roche une teinte rouge. Le materiei detritique provient des schistes cristallins du massif du Gilău. Les organismes, tres frequents, sont representes principalement par des Foraminiferes. Parmi les Foraminiferes, dont les sections microscopiques revelent des contours limpides, nous citerons les genres suivants : Lagena, Nodosaria, Rosalina et Rotalina. Au microscope, nous distinguons la presence des especes suivantes : Lagena sphaehca, Lagena orbulinaria et Lagena diffrigens. La frequence des Lagena est en rapport inverse avec l’abondance du materiei detritique. Nodosaria est associee avec le genre Lagena. Elle est facilement reconnais- sable d’apres la superposition des loges sur un axe vertical. Le genre Rosalina est represente par les especes Rosalina linnei d’ORB. et Rosalina Stuarti J. DE Lapparent. Au microscope, on observe de nombreuses sections paralleles ou perpendiculaires sur l’axe d’enroulement de la coquille, Institutul Geologic al României 394 MIRCEA ILIE dans lesquelles on distingue la forme spherique des loges et la callosite carenale. On distingue egalement dans les coupes microscopiques la pârtie ombilicale et la pârtie spirale de la coquille (44). Parmi les Foraminiferes â teste granulaire trouble nous citerons les Textularides et les Rotalides. L’importance de ces Foraminiferes plurilo- culaires est restreinte. On les distingue aisement au microscope grâce â leur aspect laiteux trouble. Dans la section microscopique, Textularia affecte une forme triangu- Fig. 21. — Rosalina linnâi d’ORB. Cr6tac6 supdrieur de la Valea Runcului. laire resultant de la superposition de deux series de loges (Textula- ria, Grammostomum). Le genre Rotalina est caracterise par la disposition des loges en spi- rales. Les Miliolides font defaut. Le ciment, qui assemble les res- tes organiques en question et le ma- teriei detritique penetre dans l’inte- rieur des loges des Foraminiferes. Outre les Foraminiferes on ren- contre encore des Radiolaires et des spicules de Spongiaires. Les squc- lettes de Radiolaires sont completement calcifies et entre les nicols croises leurs contours apparaissent effaces. Quoique, rare le genre Sticho- capsa n’en est pas moins parfaitement conserve. Les Spicules de Spongiaires sont de grande taille, fragmentes et pre- sentent une teinte jaunâtre provenant de la calcification. On distingue aussi bien leurs sections circulaires, avec le canal central, que les sections longi- tudinales completement calcifiees et orientees parall&lement. Outre les Foraminiferes et les Spongiaires, on rencontre des fragments d’Inocerames â structure prismatique caracteristique et des plaques d’E- chinides â aspect reticulaire. De 1'examen des sections pratiquees dans ces marnes rouges resulte un rapport inverse entre la frequence des divers restes organiques et l’abon- dance du materiei detritique. Rosalina est frequente dans les marnes rouges sableuses, riches en elements detritiques, tels que nous les avons decrits plus haut. Les Lagena, tout comme les Spongiaires et les Radiolaires, sont frequents dans les marnes rouges ă elements detritiques rares et de petites dimensions. Dans ces dernieres roches, les fragments de Rosalina sont excessivement rares (44). Pour conclure, nous pouvons distinguer deux types de roches, ă savoir des marnes rouges sablonneuses, avec Rosalina linnii, et des marnes rouges riches en Foraminiferes uniloculaires (Lagena), en Spicules de Spongi- Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 395 aires et en Radiolaires et presentant quelques rares fragments de Ro- salina. En ce qui concerne la couleur rouge des marnes, voici ce que nous Fig. 22.— Le contact entre la da- cite de Jidovina et le Cr^tacd superieur. I, dacite; 2, Cretace superieur. devons faire observer. Partout oii les depots sedimentaires presentent une teinte rouge, nous avons affaire ă des transgressions importantes qui ont succede â des phases d’exondation. Tel est le cas pour la trans- gression du Cretace superieur des Monts Metalliferes de Transyl- vanie. La couleur rouge est due au lavage des sols lateritiques sur le continent, fait confirme par la disparition graduelle de cette teinte â mesure qu’on s’eloigne de la bordure des bassins de sedimentation. Au contact de la dacite de Jidovina se trouve une marne blanche â taches grisâtres ou verdâtres, â fines paillettes de mica, ă cassure irreguliere, esquilleuse et ă fines fissures remplies d’une matiere blanchâtre. Au microscope on distingue, outre la masse amorphe d’argile et de carbonates, la presen- ce des mineraux suivants : du quartz (5%), en fragments petits et isoles, ă extinction on- duleuse, et des paillettes de sericite, qui cons- tituent les seuls elements detritiques. L’opale isotrope penetre par toutes les fissures de la roche et englobe dans sa masse de la calcite cristallisee se- condairement et un mineral aciculaire, incolore et refringent. Le grenat, en grains isoles, est englobe dans la masse de l’opale. La wollastonite tapisse les parois des petits filons, et ses cristaux acicu- laires disposes en rayons traversent parfois deux milieux differents : l’opale et la calcite cristallisee secondairement. Outre la faune de Foraminiferes des marnes rouges, le Cretace superieur du bassin de l’Arieș contient de nombreuses coquilles de Gasteropodes, des fragments d’Inocerames et des Ammonites. Parmi les Gasteropodes nous avons determine les formes suivantes : Actaeonella gigantea d’ORB. et Actaeonella Lamarcki Zk. L. R. von Te- legd a trouve Omphalia Kefersteini Goldf. dans Ies environs de village de Sălciua. Les Ammonites sont representees par une seule forme : Sonneratia Rejaudryi Gros. (Pl. III, fig. 9 a et b). A l’W du village de Sălciua de Sus (cote 893), nous avons trouve un fragment de coquille discoi'dale, comprimee lateralement, aux flancs droits ou tres legerement convexes. Le bord exterieur de la coquille est lui aussi Institutul Geological României 30 MIRCEA ILIE legerement convexe. La coquille est ornee de nombreuses cotes prononcees, qui partent de la region ombilicale et se dirigent obliquement vers l’avant en esquissant une legere courbe. Au quart de la longueur des flancs, les cotes bifurquent ou trifurquent meme le plus souvent. A partir du point de ramification des cotes, l’obliquite s’accentue de plus en plus vers la bor- dure exterieure. Dans leur pârtie centrale, les cotes presentent une courbure anterieure. La ligne lobaire fait defaut. Selon Grossouvre (16) cette forme peut etre rapprochee d’Amtnomtes Haueri des Couches de Gosau, dont elle se distingue uniquement par les flancs plats et la bordure externe legerement convexe. Transgression cretacee superieure. Le caractere transgressif du Cretace superieur, qui apparaît nettement sur le flanc W du bassin de l’Arieș, ne peut plus etre observe ă l’E oii, ă cause des accidents tectoniques, les schis- tes cristallins chevauchent les depots cretaces en laminam les conglome- rats et les greș qui se trouvent ă leur base. La direction generale des plissements est NE-SW. Les plissements sont de plus en plus inclines â l’E â mesure qu’ils s’eloignent de la bordure du massif du Gilău. La transgression cretacee superieure a commence par le conglomerat rouge-violet, apres lequel se sont deposes immediatement des bancs de greș â Actaeonella. Le conglomerat est caracterise par une epaisseur restreinte et des elements faiblement roules, produits sur place ă la suite de l’ingression marine. A l’W de Vârfuiata, le Cretace superieur est chevauche par les schistes cristallins. Dans la vallee de l’Arieș, entre la confluence de la Valea Ocolișului et le village de Lunca, la limite E du Cretace superieur est cou- verte d’alluvions. II est malaise de distinguer les depots cretaces superieurs qui se deve- loppent dans tout le bassin de Valea Largă, des depots cretaces inferieurs situes en dessous, puisqu’on a affaire ici â la superposition des memes types de roches mais d’âge different. Dans la region de Meghierc, on observe en effet le meme conglomerat rouge-violet. Dans le reste de la region, les greș aptiens sont surmontes d’un greș conglomeratique vert-gris â Actaeo- nella qui, quoique fort caracteristicile, ne peut nous servir d’horizon con- ducteur, vu le manque d’affleurements de la region. On distingue dans le bassin de l’Arieș, sur presque toute son etendue, 5 anticlinaux normaux ou faiblement inclines vers l’E. Au S de la vallee de l’Arieș, les plissements se reduisent aux 4 synclinaux suivants : 1. Le synclinal Crocan i—C ornul Poienilor qui est le synclinal situe le plus â l’W. Avec son flanc W il s’appuie au Cristallin du Gilău, tandis qu’â l’E il est supporte par les greș aptiens. Son extremite S depasse la limite de la carte et atteint la Valea Ciorii. 2. Le synclinal Valea Largă et A Institutul Geologic al României JGR/ MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 397 3. Le synclinal Valea Muntelui lesquels ne prennent contact qu’avec les greș aptiens qui les supportent normalement. 4. Le synclinal Valea B ochii—Cit era Crambii, qui prend contact avec les greș aptiens â l’W et les conglomerats du meme âge â l’E. L’extremite meridionale de ce synclinal atteint Vârful Tom- natecului. II est difficile de tracer la limite S de ces synclinaux en raison du faible developpement des greș ă Actaeonella. La transgression de la mer cretacee superieure a depasse la crete actuelle Trăscău—Râmeți et a atteint le massif cristallin de Muntele Marc. Les depots cretaces superieurs n’affleurent dans cette region que dans l’avant-fosse de l’Arieș, qui s’est accentuee et a fonctionne comme telle apres les plissements austriques, lorsque les eaux ont ete poussees vers l’W par le soulevement du noyau cristallin-mesozoîque de la crete Trăscău—Râmeți. Dans la pârtie E des Monts du Trăscău, le Cretace superieur n’est pas connu. Les depots sedimentaires du geosynclinal des Monts Metalliferes ont fort pro- bablement ete erodes ulterieurement. La presence du Cretace superieur dans la region de Bucerdea Vinoasă (I. P. Voitești), au N de la vallee de l’Ampoiu, plaide en faveur de cette derniere hypothese. Extension du Cretace superieur. Dans le chapitre traitant du Cretace superieur, L. R. von Telegd n’a pas seulement decrit les conglomerats, les greș et Ies marnes de la pârtie W de la vallee de l’Arieș, mais aussi les conglomerats et les grâs aptiens du Pârâul Morilor—Podurile et de Valea Ascunsă. Cet auteur a mentionne le Cretace superieur dans toutes les coupes des vallees transversales de la pârtie W de Ia vallee de l’Arieș. De toutes les coupes qu’il a decrites, nous ne maintiendrons comme exactes que celles du bassin de l’Arieș. Les coupes de la region du Ponor appartiennent en realite ă l’Aptien. Une separation du Cretace superieur du Cretace inferieur du bassin de l’Arieș ne figure pas dans la carte manuscrite de L. R. von Telegd. II a considere toute la region comprise entre la crete du Trăscău—Râmeți et la bordure orientale du massif du Gilău comme etant entierement occupee par les depots du Cretace superieur. L. R. von Telegd a complique la stratigraphie en attribuant au Cretace superieur des facies identiques mais d’âge different. Selon lui, la crete du Trăscău constituait la limite W du Neo- comien, quoique les conglomerats aptiens de la region Valea Poienii—Valea Brădeștilor et ceux situes ă l’W des klippes de Vânătara—Nicaia presentent les memes caracteres que les conglomerats neocomiens. Dans la pârtie E de la crete du Trăscău—Râmeți, l’auteur attribue aux conglomerats de Vârful Mihăița un âge cretace superieur en alleguant qu’ils auraient ete remanies des conglomerats aptiens. Les conglomerats decrits au chapitre 39§ MIRCEA ILIE Cretace superieur, aux points dits Brădești, Valea Brădeștilor, Vârful Mihăița, Chirilești, appartiennent, â notre avis, au Cretace inferieur. La limite entre le Cretace inferieur et le Cretace superieur a ete tracee dans les cartes generales de deux fașons differentes. La limite entre le facies marneux du Cretace superieur et les conglomerats aptiens situes entre Vârfuiata et Sălciua de Sus, orientee parallelement â la bordure W de la crete Trăscău—Râmeți, a ete continuee vers le S dans la meme direction, sauf qu’on a omis les complications geologiques survenant dans la region du Ponor. Les donnees connues de la region de Vidra—Câmpeni etaient toutefois incompatibles avec cette hypothese, puisque la limite Cretace inferieur — Cretace superieur apparaît beaucoup plus â l’W. La seconde interprctation envisage l’eperon de schistes cristallins detache du massif du Gilău (Baia Arieșului—Poienița), et la limite a ete moulee de la sorte selon la bordure SE du Cristallin du Gilău. II resulte de nos recherches qu’entre Poienița et Vârful Tomnatecului disparaissent les extremites S des synclinaux de Cretace superieur, â la suite de la surelevation axiale, laquelle entraîne du soubassement la masse des greș aptiens. Aspects paleogeographiques au Cretace superieur. Le Cretace superieur est developpe autour du bloc des Monts Apuseni, sur une aire beaucoup plus etendue que le Cretace inferieur. La transgression du Cretace superieur a com- mence au Turonien superieur et a continue au Scnonien inferieur. Les conglo- merats rouge-violet de la base accompagnent toujours la limite W des depots cretaces du bassin de l’Arieș et representent le commencement de la trans- gression. On observe, tant sur la verticale que sur l’horizontale, des change- ments rapides de facies. Au contact avec les schistes cristallins apparais- sent les conglomerats avec de grands elements de schistes cristallins et de blocs de quartzites, auxquels succedent un greș conglomeratique, une alter- nance de greș ă Inocerames et â marnes argileuses et finalement, â la pârtie superieure, des marnes gris-vert et rouges. On observe la meme transition aussi sur l’horizontale. De l’W â l’E, c’est-â-dire en allant du littoral vers le large de la mer, les conglomerats et les greș disparaissent et ies marnes seules restent, tandis qu’on constate dans la constitution petrographique une diminution graduelle des elements mineraux et une diminution con- tinuelle de leur frequence. Au Cretace superieur, la mer sedimentait â l’E aussi bien qu’au SW des Monts Metalliferes. Apres les plissements qui se sont produits durant l’orogene alpin, le geosynclinal cretace s’est deplace vers l’E â la suite de l’exon- dation des Monts du Trăscău. L’avant-fosse de l’Arieș represente un ren- forcement de la depression interne de la masse cristalline du Gilău et remonte â une epoque ante-aptienne. L’avant-fosse a ete ensuite exageree, durant la Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 399 phase austrique, par le soulevement conținu du geanticlinal du Trăscău. Le mouvement d’approfondissement de l’avant-fosse a continue aussi durant la sedimentation cretacee superieure, determinant la variation des facies sur la verticale. La crete Trăscău—Râmeți a joue le role de geanticlinal durant le Cretace superieur, son aire etant beaucoup plus developpee qu’au com- mencement du Cretace inferieur. La mer cretacee superieure a sedimente dans l’avant-fosse de l’Arieș, oii les depots ont ete menages par l’erosion, ainsi que dans le geosynclinal des Monts Metalliferes, oii ses depots ne se sont conserves que dans la region de Bucerdea Vinoasă. Si les depots des environs du geanticlinal n’etaient pas erodes, nous pourrions nous rendre compte plus aisement de la repartition des facies du Cretace superieur. La limite W de la mer cretacee superieure correspond â la bordure du Cris- tallin du Gilău. Ses rives n’etaient guere eloignees de la limite actuelle des de- pots cretaces superieurs. Au S de la region consideree, dans les Monts Metalli- feres, la mer cretacee a sedimente en continuation. Le geanticlinal du Trăscău disparaissait â la limite entre les Monts du Trăscău et les Monts Metalliferes. En ce qui concerne la repartition generale des depots cretaces superieurs, on constate un developpement du facies de Gosau sur toute la bordure du Cristallin du Gilău, dans les Monts Poiana Ruscă et les Monts Pădurea Craiului. Le Cretace superieur prend contact avec les schistes cristallins et avec les depots mesozoiques les plus anciens. La transgression du Cretace superieur commence au Turonien superieur qui a ete determine sur la base d’une faune de Gasteropodes, Lamellibranches et Coraux, et se continue avec les marnes â Inocerames senoniennes. Cette association de faune a pu faire croire â certains auteurs qu’ils etaient en presence de deux mers differentes et leur laisser supposer l’existence d’une discordance qui aurait correspondu â la phase des plissements subhercynienne (Stille). II resulte, des observations directement effectuees sur le terrain, que le passage du greș â Gasteropodes aux greș et aux marnes â Inocerames a lieu graduellement, par une alternance de greș et de marnes argileuses. En outre, nous avons trouve aussi l’ammonite Sonneratia Rejaudryi, egalement connue dans le facies de Gosau. II resulte donc de tout ce que nous venons de dire que le facies de Gosau et le facies â Inocerames ne sau- raient etre attribues ă deux mers differentes. A notre avis, le facies de Gosau, qui se developpe ă la peripherie, cor- respond â la region littorale. II affleure en effet sur toute la bordure du Cristallin du Gilău, dans des zones continues ou sous la forme de lambeaux de transgression. La faune ă Gasteropodes est une faune de facies. Tandis que dans la zone littorale se developpaient les Gasteropodes et les recifs â Hippurites, dans la zone pelagique se deposaient les marnes â Ammonites et â Inocerames. jA Institutul Geological României IGR/ 400 MIRCEA ILIE On a tente d’etablir une separation du facies de Gosau et du facies Flysch en prenant comme point de depart l’intensite differente des plisse- mcnts. Pâlfy et Loczy ont en effet admis que le facies de Gosau et le facies Flysch sont synchrones, mais qu’ils ont ete plisses â des epoques diffe- rentes. L. von Loczy jun. (45) a explique la disharmonie des plissements en partant de l’hypothese generale des orogenes. Par lc rapprochement des blocs continentaux, les sediments du geosyn- clinal sont plisses alors que les sediments des blocs sont simplement failles. Par consequent, selon Loczy, les depots de Flysch de l’interieur du geo- synclinal sont intensement plisses et les plissements sont deverses sur les depots de Gosau des blocs continentaux. Nous admettons avec Loczy que, comme nous l’avons deja dit, le facies de Gosau a ete depose en meme temps que le facies Flysch, mais si l’on comprend sous le terme de Flysch, outre les greș et les marnes â Inoce- rames, aussi les greș aptiens de la region d’Abrud—Bucium, alors les choses changent. Dans la region d’Abrud, M. von Pâlfy s’est borne â representer le Cretace superieur, sans dire quoi que ce soit du Cretace inferieur. Par consequent, selon L6czy, le facies Flysch comprend aussi bien le Cre- tace superieur que le Cretace inferieur. Dans ce cas, la disharmonie du plissement du facies de Gosau et du facies Flysch s’explique par une difference de phase. Le facies de Gosau a subi un plissement durant une phase ante-mediterraneenne et le facies Flysch durant une phase austrique. La difference de plissement qu’on constate dans le bassin de l’Arieș, entre le facies de Gosau et les marnes â Inocerames, a ete determinee aussi bien par la nature du materiei sedimentogene que par ses relations avec le sou- bassement cristallin voisin. Le facies de Gosau, qui correspond â la region littorale, se trouve toujours en liaison etroite avec la masse des schistes cris- tallins, dont la rigidite a empeche le plissement des depots discordants et transgressifs du Cretace superieur. La couverture sedimentaires n’a ete in- flucncee que par les failles simples du bloc cristallin. A la meme epoque, dans l’avant-fosse de l’Arieș comme dans le geosynclinal des Monts Metalliferes, les marnes â Inocerames ont subi des pressions tangentielles, sous l’effet desquelles elles ont ete plissees d’une maniere relativement intense. Conclusions. Dans la pârtie E des Monts Apuseni, le Cretace superieur est represente par le facies de Gosau — qui n’est autre chose qu’un facies littoral ou un facies de cordillere — et le fa- cies neritique (Flysch). Apres les plissements ante-senoniens, la mer cretacee superieure vient s’installer dans les Monts du Trăscău, couvrant entierement l’emplacement du Flysch cretace inferieur qu’elle a parfois depasse en prenant directement contact avec le Cristallin du Gilău. A la suite des plissements austriques Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 401 se sont formees des depressions internes que la mer senonianne est venue occuper. La transgression cretace-superieure avance de la sorte vers l’inte- rieur du bloc W. Par l’immersion continuelle du geosynclinal et de l’avant- fosse, les sediments, qui generalement sont neritiques, deviennent pelagiques et presque bathyaux. La sedimentation se prolonge sans interruption du Turonien superieur au Senonien inferieur inclusivement. II n’existe pas de phase de plissement subhercynienne (Stille), puisqu’il manque une discordance angulaire entre les conglomerats et le greș ă Actaeo- nella d’une part et les marnes rouges â Inocerames d’autre part. Lă oii l’on observe une discordance angulaire, elle provient d’un plissement disharmo- nique provoque tant par la difference de plasticite des roches, que par le rapprochement ou l’eloignement des depots de la masse cristalline. La phase de plissement laramienne (Stille) est evidente dans les Monts Apuseni, puisque le Cretace superieur est plisse d’une maniere relati- vement intense, alors que le Paleogene n’a subi que de faibles deformations. Suivant la sedimentation â l’epoque du Cretace superieur, nous en deduisons l’aspect paleogeographique suivant : a) L’a vant-fosse de l’A r i e ș, qui est situee sur le soubassement cristallin du Gilău, presente des variations de facies tant sur la verticale que sur l’horizontale ; b) Le geanticlinal du Trăscău, dont l’aire s’est accrue durant le Cretace superieur ; c) Le geosynclinal des Monts Metalliferes a fonc- tionne comme tel aussi au Cretace superieur. 5. NEOGfiNE (TORTONIEN) Dans la pârtie E de la region dont nous nous occupons se developpent les depots mediterraneens de la Cuvette transylvaine, transgressifs au N sur le massif eruptif du Trăscău (Popa Toma, Pleașa, Pădurea Domnească) et au S sur la zone du Flysch. Le Tortonien est represente par des roches appartenant aux facies littoral-detritique, littoral-recifal et littoral-neri- t i qu e. Facies littoral-detritique. Dans la region de Pietroasa—Podeni—Rachiș, Ie Tortonien est represente â la base par des graviers bien developpes, constitues en majeure pârtie par des elements quartzeux et des porphjrites reunis par un faible ciment. A Dealul Roșu, ces graviers ont une stratification torrentielle, sont ferrugineux et contiennent des roches d'argile cendree. Les graviers appa- raissent repandus â la surface du sol, ă Ia limite avec les depots mesozoîques. Les elements des graviers sont formes de blocs roules de quartzites blancs 26 CU Institutul Geologic al României X igrZ 402 MIRCEA ILIE et noirs, de diabases et de porphyrites quartziferes et feldspathiques brunes, vert-blanc ou noires. Tous ces elements proviennent du remaniement du materiei conglomeratique du Flysch. Les elements eruptifs ont une double origine, provenant soit du remaniement des conglomerats cretaces, soit directement du substratum eruptif du Trăscău. Les dimensions habituelles des elements sont de 2 â 4 cm. Parfois les graviers sont cimentes et alors ils forment un vrai conglomerat calcaire. A Dealul Boului on observe un pareil conglomerat reposant directement sur les conglomerats du Flysch. Le ciment forme de concretions de Lithothamnium se degage facilement et les elements eonglomeratiques sont les suivants : des quartzites blancs et noirâtres, des schistes cristallins et des roches eruptives. Facies recifal. II est represente par des calcaires â Lithotham- nium (Fig. 23) blanc-jaune, gris sur les surfaces exposees, â aspect cerebriforme, du au la- vage de la roche, et â saillie en relief des colo- nies d’algues. Ces calcai- res se presentent en bancs d’un demi-metre d’epais- seur, aux surfaces irregu- lieres, ou en blocs de la grosseur d’un poing. Quand les calcaires sont compacts, on voit appa- raître dans la masse jau- nâtre de la roche des al- gues isolees avec des frag- ments d’Echinides. Fig. 23. — Calcaires ă Lithothamnium. Tortonien, Rachiș. On rencontre les cal- caires corallige- n e s sporadiquement. La colonie de coraux est englobee dans le calcaire or- dinaire â Lithothamnium. Sur les surfaces exposees, la roche presente une patine rouilleuse. Les calcaires ă Heterostegina costata (Fig. 24), blanc- jaune avec des points d’alteration rouilleux, presentent des fragments isoles de quartz, de la muscovite et de nombreuses coquilles â'Heterostegina costata entassees dans des bancs de 5 â 15 cm d’epaisseur. Les greș calcaires organog^nes, gris-jaune, rouilleux par alteration, avec de petits elements de quartz et de muscovite, sont consti- tues par les coquilles des organismes suivants : Heterostegina costata, Șerpuia et des Bryozoaires. Sur les surfaces exposees, grises, apparais- MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 4°3 sent en saillie, outre les elements detritiques, des fragments de Pecten et d’Ostrea. Les calcaires â Foraminiferes, blanc-jaune ă patine grise, friables, âpres au toucher, poreux, presentent, outre de nombreux Forami- nifâres, des coquilles de Lamellibranches et de Gasteropodes. Les calcaires recifaux ă o n c o i d e s se trouvent ordinai- rement ă la base des calcaires ă Lithothamnium. Outre des elements de porphyrites brunes ou vertes, avec des taches blanches provenant de l’alte- ration du feldspații, ils contiennent aussi des fragments d’Echinides et des coquilles de Mollusques. On observe, autour des elements eruptifs, une zone roui'leuse due â l’alteration des oncoîdes, grâce â laquelle ils peuvent se detacher aisement de la masse de la roche. Facies littoral neritique. II est represente par des argiles grises ou jaunes stratifiees et contient parfois du lignite. Au N, le Tortonien est represente par des graviers â la base et des cal- caires recifaux â la pârtie superieure. Au S du village de Poiana, les graviers Fig. 24. - Calcaires <1 Heteroseginat cos- tată d’ORB. Tortonien, Rachiș. cimentes et fossiliftres, qui repo- de la base disparaissent et en echange apparaît le facies littoral, represente par des argiles et des marnes grises, ligni- tiferes. Dans la colline dite Dealul Fre- vaselor, â la base des calcaires â Litho- thamnium, apparaît la couche de gra- viers durcis, d’une epaisseur de 10 ă 15 cm, formee d’elements quartzeux blancs ou fuligineux et d’elements eruptifs, alteres en majeure pârtie. Au-dessous de Vârful Bâlii, les calcaires, riches en Cardiacees et en Pectinides, presentent, â la base, de petits conglomerats for- mes d’elements quartzeux, faiblement sent sur des sables calcaires. A l’E du village de Rachiș, sur la route menant de Rachiș â Lopadea, le Tortonien est represente, en commențant par la base, par : des sables jaunes, un banc de gravier d’un metre d’epais- seur, avec des intercalations de tuf dacitique gris, friable, qui se retrecit graduellement vers l’E, des sables jaune-gris avec des separations greseu- ses et • des elements quartzeux plus grands, isoles dans leur masse. Dans la pârtie superieure se developpe un conglomerat calcaire, dispose en bancs, aux surfaces irregulieres, ă ciment calcaire gris, blanc-jaune sur la cassure, facilement desagregeable, et avec des elements conglomeratiques formes de quartzites blancs et noirâtres et d’elements eruptifs. Ce con- glomerat est extremement fossilifere et contient de nombreux fragments 26* Institutul Geologic al României 404 MIRCEA ILIE de Serpules, d’Ostreides, de Pectinides, d’Echinides et de Foraminiferes. Vers Ie village de Rachiș, on observe dans les sables de la base une nou- velle intercalation de tuf dacitique d’une epaisseur de 4 â 6 cm. Generalement, les calcaires â Lithothamnium constituent le type de roche le plus repandu dans le Tortonien. C’est ainsi qu’on rencontre ă Măgura Geoagiului, point de la region situe le plus au S, les memes calcaires â Lithothamnium. Transgression et sedimentation du Tortonien. Le Tortonien est developpe dans la pârtie E des Monts Apuseni, de la region de Turda jusqu’â la Valea Ampoiului. Dans la region du Trăscău, de l’W de Turda et jusqu’au coude principal de la Valea Rachișului, le Tortonien est transgressif sur le massif eruptif du Trăscău. Alors qu’en effet Valea Imbru et Valea Hidișu- lui ont un talweg creuse dans l’eruptif, on voit dans leurs flancs se deve- lopper des bancs de calcaires recifaux. La limite de transgression du Medi- terraneen sur la crete Popa Toma se rapproche des calcaires tithoniques de Piatra Secuiului. Au S, le Tortonien se maintient sur le flanc gauche des Valea Piesei, Valea Hidisului et Valea Rachișului. A l’W de la limite continue des calcaires, le Tortonien apparaît sous la forme de lambeaux restes apres l’erosion. C’est ainsi qu’â Grădina Mare affleure un lambeau de transgression au-dessus des depots du Flysch cre- tace, tandis qu’â Dealul Pleș—Stăuini se trouve le lambeau le plus deve- loppe, qui surmonte le substratum eruptif. De pareils lambeaux de trans- gression sont egalement connus â Vadul Pleș, â la cote <856, â Dealul Chi- cuieț, â Vârful Bedeleului et â Vârful Coposului. Dans la Valea Rachișului, au-dessous de la cote 453, le Tortonien masque la limite entre l’eruptif et les depots cretaces. D’ici vers le S, le Tortonien est transgressif sur les depots de Flysch. A Poiana, les calcaires tortoniens occupent Dealul Mare et Dealul Sârbu et environnent les klippes de Bolovan, tandis que dans la Valea Aiudului ils sont couverts par la terrasse de Poiana—Măjina. Dans la Valea Neamului, les bancs de calcaires se trouvent â proximite de la route d’Aiud â Râmeți. Au S de la Valea Neamului, ils occupent la crete Pe Deal—Pădurea Școlii et les cotes 695 et 645. A Valea Mare, le contact entre le Tortonien et les greș aptiens est couvert par des allu- vions. Au S du village de Gârbova, les depots tortoniens s’elevent sur la crete «La Poiana» et dans le Râpa lepii, le contact apparaît â la cote 453. Au N du village de Geoagiul de Sus, les calcaires tortoniens envi- ronnent la klippe tithonique de Măgura Giomalului â la base et la cou- vrent dans sa pârtie superieure. On observe ici la maniere dont la limite transgressive du Tortonien a depasse la zone des klippes marginales. Les depots tortoniens situes le plus â l’W occupent les cotes 713 et 733. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 4°5 CATALOGUE DES FOSSILES TORTONIENS1). NOM DES ESPECES Pietroasa Podeai Rachiș Cacova Măjina ”5 < Gârbova de Sus Leda nitida Brocc + + Arca diluvii Lk + Isocardia cor L -1- + + Cardium discrepant Bast. . . . + » turonicum May. . . . + Venus marginata M. Horn. juv. + + » multilamella Lk "T + » vel. Lucina sp 4- + » Haidingeri Horn. . . . » sp + Cir ce minima May + Tapes Basteroti May + + Corbula gibba Olive + + + » carinata + Thracia ventricosa Phill. . . . + Pholadomya Purchii Goldf. . . + Teredo norvegica Speng + 4- + Chlamis (Pecten) Malvinae Dub. + » aduncus Eichw + + Pecten cristatus Bronn + + » cf. macrotus Goldf. . . + » sp + » cf. scabridus Eichw. . . . + + Ostrea cf. lamelosa Brocc. . . . + » cf. Hornesi Reuss. . . . + + » cochlear Poli + + » digitalina Dub + + + » sp + + Modiola Hornesi Reuss + + Lithodomus Avitensis May. . . . "r + Natica helicina Br + Turitella turris Bast + » Archimedis Brogn. . . + Chenopus pespelicani Phill. . . + Dentalium entalis L + Basterotia corbuloides May. . . + Cypricardia transsylvanica Horn. + + >) D’apres A. KOCH, L. ROTH VON TELEGD, E. VADÂSZ et MIRCEA )LIE. Institutul Geological României 406 MIRCEA ILIE NOM DES ESPECES Pietroasa Podeni Rachiș Cacova Măjina T5 Gârbova de Sus 1 Anomya striata Brocc + Ervillia pusilla Phill + Lucind columbella Lam + » Dujardini Desh + + Gastrochaena cf. intermedia Horn. + Clavagella bacillaria Desh. . . . BRACHIOPODES Terebratula grandis Blumb. . . ■ + + ECHINODERMES Fibularia pusilla Mull + » calariensis Lamb. . . . + Scutella leogmanensis Lamb. . . » paulensis Ag Clypeaster grandiflorus Bronn. . + » Scillae Desmoulins . + » crassus Ag + + » digitalis Vad “r + » acclivis Pomel . . . 4- » campanulatus Schloth “T i> Reidii Wright . . . + » myriophyma Pom. . . + » depressus Vad. . • • + » cf. parvituberculatus, + Pom _r » altus Klein .... + + » Gauthieri Lov. . - • + 4- » Segnerzai Vad. ; . . "T :> magnus Vad + T » subacutus Pom. . . . + + » Agassizi Sism. . . . + + » subconoideus Vad. . . + » dacicus Vad » hemisphaericus Vad. . + » transsylvanicus Vad. . + » angulatus Vad. . . . + » megastoma var. Pom. + » mediterraneus Vad. var. + Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 4°7 NOMS DES ESPECES Pietroasa Podeni Rachiș Cacova Măjina 3 < Gârbova de Sus Clypeaster subaltus Vad + » Partschii Mich. . . + » tenuipelatus Segu var. + » inelitensis Micii. . . • + » gracilis Vad + » periplanus Vad. . . 1 » folium Ag + » subfolium Pom. . . . + » sublagonoides Vad. "T » cf. parvus Dusch. 1 + » pyramidalis Mîchl. . + » acuminatus Desh. + » cf. gibossus Riss. . . + « Echinolampas (Heteroclypeus) sub- pentagonalis Greg. . + » Nevianii Air. . . » hemisphaericus Lam. + 4- » barcinensis Lamb. . ~r » transsylvanicumNad. + » dacicus Vad. . . . + » Lainillardi Ag. . . + » ■ Linkii Goldf. . . -P Schizaster eurinotus Ag » calceolus Lamb. . . + » Ilattoi Lamb. . . . + » barcinensis Lamb. var.. + Trachyaster Lovisatoi Cott. . . + » Cotteaui Wright. . + Pericosmus latus Ag + Brissopsis crescenticus Wright . + » comobrinus Lamb. . . + Plagiobrissus hungaricus Vad. . . + Prospatangus hungaricus Vad. . . + » cfr. corsicus Cott. . + Echinocyanus ovatus Ag + + Goniaster sp + Scutella ‘vindobonensis Lk. . . . + » subrotundata Lam. . . . + Institutul Geological României 408 MIRCEA ILIE NOM DES ESPECES BRYOZOAIRES Defrancia prolifera Reuss. . . . » formosa Reuss. . . . Retepora celulosa L............. Cellepora globulus Reuss....... » globularis Reuss. . . . » polyphyma Reuss. . • » arrecta Reuss......... Ceriopora arbuscula Reuss. . . . VERS Șerpuia sp...................... FORAMINIFERES Heterostegina costata d’ORB. . . Discorbina cf. euimia Houtk. . . PLANTES. CONIFERES Pinus sp......................... ALGUES CALCAIRES lÂthothamnium ramosissimum, Reuss........................... Aux plissements post-senoniens a succede la transgression eocene. Les depots paleogenes connus dans la region de Cluj ont ete erodes sur la bor- dure E des Monts Metalliferes, â l’exception de la region de Bucerdea Vinoasă, ou les greș gris micaces de Dealul Râpei couvrent en transgres- sion les marnes rouges senoniennes et supportent â leur tour les calcaires tortoniens de Dealul Boierului. L’ingression tortonienne est l’ingression la plus importante qui se soit produite durant le Neogene. Les depots tortoniens representent la limite W des depots neogenes de la Cuvette transylvaine ; ils prennent directe- ment contact avec les depots mesozoiques des Monts Metalliferes. La ligne de rivage du Tortonien correspond â la limite W des depots existants. Le facies recifal, de meme que le facies detritique represente par des gra- vi ers, sont une preuve de la proximite du rivage marin. M. I.P. Voitești (114) a figure les calcaires tortoniens de l’W de Turda sous la forme de type de MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 4°0 sediment de plage. La phase transgressive du Tortonien se trouve gene- ralement dans les Monts Apuseni. Les depots recifaux se sont etablis aux alentours du massif des Monts Apuseni. Les conditions requises par la formation des recifs etaient accomplies, puisqu’en dehors du climat chaud, la mer, etant depourvue de tout detritus, favorisait dans une grande mesure Ie developpement des colonies de recifs. Aprâs la transgression tortonienne, les eaux de la Cuvette transylvaine n’ont plus atteint les Monts Metalliferes ni les Monts du Trăscău. Apres le depot des calcaires tortoniens, le bloc des Monts Apuseni n’a subi que des mouvements sur la verticale, puisque les depots mediterraneens appa- raissent faiblement inclines. III. ROCHES ERUPTIVES A) ROCHES ERUPTIVES ANCIENNES Aperțu historique. Etant donne le role tellement important des roches eruptives dans les Monts du Trăscău, il etait tout naturel que les premiers chercheurs s’en occupassent. Des le debut elles ont ete attribuees par- tiellement ou totalement au Trias. C’est ainsi que Herbich et A. Koch ont considere toute la serie de roches eruptives comme appartenant au Trias. Primics et Inkey ont distingue une serie de roches cretacees (porphyrites et porphyres quartziferes) et une serie de roches triasiques (melaphyres). Dans une etude recente (102), S. Szentpetery mentionne les analyses microscopiques des types de roches qu’il attribue entierement au Trias superieur. II montre l’existence de plusieurs types d’âge different dont les plus anciens seraient les diabases et les diabase-porphyrites, auxquelles succederaient les porphyrites quartziferes, les porphyrites â amphibole et â biotite, les porphyrites â oligoclase et finalement les porphyrites et les porphyres quartziferes, qui seraient par consequent les plus recents. E. Vadâsz, qui s’est attache ă l’etude de la zone de klippes des Monts Metalliferes, insiste sur l’âge cretace des eruptions, se basant â cet effet sur les apparitions de roches eruptives en pleine zone du Flysch cretace et sur la presence d’une breche volcanique au contact entre les calcaires jurassiques et les diabases de l’W d’Izvoarele. Voici ce qu’il ecrit â ce sujet : « Aus diesen Daten muss auf jiingere unterkretazische Eruptionen geschlos- sen werden, deren Material mit jenem der ălteren Eruption grbsstenteils ident ist» (m). Dans des notes anterieures parues dans les Comptes Rendus de I'Institut Geologique de Roumanie, nous avons separe les anciennes roches triasiques, remaniees dans le Cretace inferieur, des roches filoniennes cretacees, et ■ t Institutul Geologic al României \ ig Ry 4 IO MIRCEA ILIE recemment nous avons montre (35) le role tectonique des ophiolites tria- siques des Monts Metalliferes. t. OPHIOLITES L’un des principaux problemes touchant la geologie des Monts du Trăscău concerne l’âge des ophiolites, fort discute ă cause de la maniere tellement variee dont elles se presentent. Si l’on commence les investi- gations par le N de la region, l’âge des eruptions semble etroitement lie â la zone des schistes cristallins, de sorte qu’on ne peut en toute logique que leur attribuer un âge ancien. A notre avis, les ophiolites appartiennent â des laccolites de demi- profondeur, d’âge triasique superieur. Par consequent, nous sommes d’accord avec la majeure pârtie des geologues hongrois quant â l’âge triasique d’une pârtie seulement des eruptions des Monts du Trăscău, mais nous sommes en desaccord au sujet des caracteres petrographiques et des conditions tectoniques de ces eruptions. Les roches ophiolitiques ont une structure granuleuse ophitique et appartiennent aux types de nature laccolitique. Les contours des gisements affectent l’aspect de masses larges, intrusives, la forme de filon etant inconnue ou seulement apparente. Les massifs ophiolitiques intrusifs des Monts du Trăscău et des Monts Metalliferes avec les rapports initiaux de gisement plus ou moins conserves, ne peuvent jamais etre confondus avec les filons cretaces dont ils different tant par leur position geologique que par leurs caracteres petrographiques. Repartition des gisements. Dans la crete du Trăscău, les ophiolites ne sont developpees que dans la pârtie E, et on les rencontre de la Valea Ri- metei jusqu’â Obârșia. Dans la Valea Muntelui (cote 742), les ophiolites sont fraîches, compactes et presentent une teinte noire tirant sur le vert. Dans la Valea Rimetei, elles sont transformees en une masse pulverulente brune, dans laquelle se trouvent de rares blocs de roche fraîche brun- vert avec des taches blanc-vert. Entre la Valea Muntelui et la Valea Pleșoaraei, â l’E des calcaires cris- tallins de Fundoaia, se trouvent des ophiolites et des ophiolites â olivine, sous la forme de lames, en alternance avec des calcaires â silex. La roche est generalement fraîche. L’augite est observable â l’oeil nu. La chloriti- sation est avancee. Par alteration, la roche passe dans une masse granuleuse brune renfermant des blocs frais â formes spheroîdales qui atteignent jusqu’â 1 dm de diametre. Generalement fraîches, les ophiolites de la crete du Trăscău ont une structure allant de la structure intersertale-ophitique ă la structure granu- leuse (gabbroide), avec un phenomene de chloritisation peu prononce. La MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 411 grandeur des porphyroblastes d’augite,. l’etat de fraîcheur, l’aspect lamellaire et ralternance avec les bancs de calcaires calloviens constituent les carac- teres qui facilitent la reconnaissance sur le terrain des ophiolites dans la pârtie E de la crete du Trăscău. Dans la crete du Bedeleu, les ophiolites affleurent d’une part au contact entre les schistes cristallins et le Cretace inferieur, d’autre part entre les calcaires jurassiques et les calcaires cristallins. Dans la Valea Pietrii (cote 780), les ophiolites traversent les calcaires cristallins. On les rencontre dans les memes conditions ă Drumul Muntelui et dans la Valea Bedeleului (cote 702). Dans la masse eruptive de la crete Bedeleu—Râmeți, les ophiolites apparaissent sous la forme de blocs dans le talweg des vallees. A Dealul Mărului et â Intre Colibi, on peut egalement observer la presence de blocs noir-vert, â aspect crible, du â la solution des amandes de calcite. A Dealul Mărului, les ophiolites sont alterees et se presentent sous la forme d’une masse brune granuleuse. A «Pe Răgoaze» existent des ophiolites ă quartz en alternance avec des bancs de calcaires jurassiques. A Culmea Râmețului, les ophiolites ne peuvent etre separees des autres types de roches eruptives. La variete amigdaloîde accompagne les calcaires tithoniques. On rencontre les ophiolites aussi bien en continuation de la bande de la crete du Bedeleu (Valea Pietrei—Stârnina) que dans la zone d’ecailles de Valea Uzii—Valea Inzelului. Caracteres petrographiques. Nous entendons sous la denomination d’ophiolites, des roches dont la structure va de la structure ophitique â la structure diabase-granuleuse, composees d’augite et d’un plagioclase, indifferemment si les phenomenes pneumatolytiques ont ou n’ont pas altere ces elements composants (113). S. Szentp£tery a decrit ces roches comme etant des gabbros, des gabbros-diabases, des diabases et des diabase-porphyrites. La roche fraîche, dont la teinte va du vert-noir au noir, avec des taches blanchâtres ou verdâtres, est generalement alteree â la surface sur une epaisseur variant de quelques centim^tres â un demi-metre. La pârtie alteree est brune, brun-vert ou brun-rouge et presente un aspect granu- leux. Dans ce cas on peut facilement detacher ces blocs frais de la masse de la roche. La teinte foncee aussi bien que le mode d’alteration des roches font que leurs affleurements peuvent etre observes aisement meme ă de grandes distances. Lorsque la roche a un caractere amigdaloîde du â la solu- tion des amigdales, elle affecte un aspect vacuolaire. L’alteration des ophio- lites ne se reduit pas â une couche superficielle, mais se manifeste parfois aussi dans la masse de la roche. Cette alteration profonde est provoquee par les processus metasomatiques d’origine endogene des phenomenes hydrothermaux. La variete amigdaloîde, surtout frequente dans le voisi- 4 J A In s ti tutui Geological României VlCR/ 412 MIRCEA ILIE nage immediat des calcaires jurassiques, est due ă l’action des eaux d’infi- Itration. On constate au microscope que la structure de la roche est dia- base-granuleuse, intersertale ou ophitique (113). Le microscope revele egalement la presence des mineraux constituants suivants : Le plagioclase (50 â 70%), en baguettes prismatiques allongees, ou sous la forme de phenoelements broyes et â extinction onduleuse, â lames d’au- gite ă l’interieur, avec de nombreuses macles sur la face d’albite, passe, par alteration, dans une masse brune tirant sur le gris, dans laquelle on distingue l’epidote et la zoisite. Le noyau fonce et frais revele une teneur de 65% d’An. Le plagioclase correspond â un labrador-bitownit. Le noyau fonce est entoure d’un contour clair qui, â la suite de mesurages effec- tuees par la methode Fedoroff, revele une teneur de 50% d’An. L’augite se presente en grains isometriques. Incolore, elle presente des fissures d’une teinte brune tirant sur le violet due ă la teneur en titan. L’angle d'extinction varie de 35 ă 45 degres. A l’exterieur de l’augite, on observe qu’elle se transforme successivement en hornblende et en chlorite. Parfois la chlorite remplace completement le contour de l’augite. Le phenomene d’ouralitisation est commun aux ophiolites. La presence d’olivine caracterise les roches de Fundoaia. On rencontre ce mineral en plages informes entourant le pyroxene. La biotite, â polychroisme puissant (na =jaune, n/J=brun, ny = brun fonce) qui n’apparaît que tres rarement et en petites quantites, remplit les interstices de la roche conjointement avec le quartz et le minerai. La chlorite secondaire, sous la forme d'agregats de spherolites â faible bire- fringence, provient de la transformation de la biotite. En fait de mineraux secondaires nous distinguons la presence de la sericite, de l’epidote, de la zoisite, de la calcite et du quartz, qu’on ren- contre sous forme de pigments et qui proviennent de la transformation du noyau basique des plagioclases. Le quartz secondaire, â contour irre- gulier, en vacuoles, est produit par l’action hydrothermale. La calcite, en vacuoles ou sous la forme de lambeaux isoles, tout comme les mineraux, resulte des memes phenomenes hydrothermaux. Les ophiolites sont des roches â structure ophitique, dans la compo- sition desquelles entrent, en tant qu’elements principaux, des plagioclases basiques et de l’augite. La biotite est rare, de meme que le quartz. Dans des eonditions normales, les ophiolites se presentent sous la forme d’importants massifs intrusifs. C’est ainsi que dans la pârtie E des Monts du Trăscău apparaît le massif ophiolitique du Trăscău, qui s’etend de la region de Turda â la Valea Rachișului, recouvert â l’E par les depots medi- terraneens de la Cuvette transylvaine, tandis qu’ă l’W se developpe le second massif intrusif important de la crete Bedeleu—Râmeți. Lorsqu’elles IA Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 413 se trouvent a la base d’un element charrie, les ophiolites se presentent sous la forme de lames ă aspect filonien. Tel est le cas des affleurements de la vallee du Bedeleu, de Bogdanul, Colții Pleșii, La Frunte, Balascheia, Gruiul Horghii, La Hospea, Toplița, Podurile, de la Valea Ascunsă, de Rembești, Curuna et Nicaia. Les ophiolites â aspect filonien, pincees dans la masse des schistes cris- tallins, se trouvent au contact entre les schistes cristallins et le Cretace inferieur (Gornești, Balascheia, Gruiul Horghii) ou bien entre les depots cretaces (La Hospea, Toplița). Dans les Monts Metalliferes, les massifs ophiolitiques intrusifs sont deplaces et plisses conjointement avec le Cretace inferieur, formant le plus souvent, avec les calcaires tithoniques, des lambeaux de recouvrement. Bien que les ophiolites aient eu un role tectonique important, puis- qu’elles ont jalonne les contacts anormaux et supporte la nappe mesocre- tacee, elles ne presentent pas le caractere de mylonitisation des roches acides. 2. PORPHYRITES ET PORPHYRES S. Szentpetery considere comme porphyrites tous les types de roches ă structure porphyrique rencontrees dans les Monts du Trăscău aussi bien que dans les Monts Metalliferes. Quant â nous, nous avons distingue les series de porphyrites suivantes : les porphyrites ante-aptiennes et les porphyrites post-aptiennes. Les porphyrites ante-aptiennes, qui traversent les schistes cristallins, sont posterieures â la phase hercynienne, puisque nous ne les trouvons pas metamorphisees. II est malaise de determiner l’âge des porphyrites anciennes, vu le manque de depots plus anciens que le Jurassique. Elles peuvent toute- fois etre comparees, en pârtie tout au moins, aux porphyres quartziferes des depâts permiens (Verrucano) du bassin superieur de la vallee de l’Arieș. Ces porphyres se trouvent remaniees dans les conglomerats aptiens. Les porphyrites nouvelles post-aptiennes peuvent etre divisees ă leur tour en une serie cretacee et en une serie tertiaire. A la serie cretacee appartiendraient les porphyrites feldspathiques, les porphyrites â amphibole et les porphyres â pyrox&ne, deja decrites par S. Szentpetery. En raison des phenomenes d’alteration intense, les eruptions tertiaires ont ete considerees comme des porphyrites et des porphyres et attribuees au groupe des eruptions anciennes mesozoîques. Les porphyrites et leurs tufs ayant deja fait l’objet d’etudes de la part de Szentpetery, nous ne reviendrons plus sur ce sujet. Sur la carte ces roches sont representees, en pârtie, dans les memes contours que les ophiolites. A. Institutul Geologic al României IGR 414 MIRCEA ILIE Fig. 25. —Coupe de detail le long de la route Izvoa- rele-Cantăș. B) ROCHES fiRUPTIVES CRETACEES i. ROCHES LAMPROPHYRIQUES Ces types de roches, qui n’ont ete jusqu’â present decrites par aucun auteur, passent pour appartenir â la categorie des diabases et des por- phyrites. Les filons lamprophyriques ne sont connus que dans le Cretace infe- rieur, en l’espece â Poiana, â la confluence de la vallee du Rachiș et de la vallee de l’Aiud, et au S du village d’Izvoarele (Fig. 25). A Poiana affleurent deux filons, dont le premier, d’une epaisseur de 10 m, se trouve â proxi- mite de la vallee de l’Aiud et le second immediatement au-dessus, sur la courbe de niveau de 360 m. Le filon de Bențea mesure 40 cm d’epaisseur et est seconde par un filon de dimensions similaires fracture entre les Couches â Aptychus. Les roches lamprophyriques traversent le Cre- tace inferieur, ce qui nous incite â leur attribuer l’âge cretace. Du fait qu’on n’a pas etabli des le debut une distinction entre une serie ophitique ancienne, sous la forme de massifs intrusifs, et une serie de roches lamprophyriques d’âge cretace, des controverses se sont produites au sujet de l’âge des eruptions. Dernierement Vadâsz a abouti â la conclusion, apparemment fort vraisemblable, que les erupti- durant tout le Mesozoîque, mais qu’il est im- possible de separer les divers types par suite de l’identite du materiei eruptif. Cette confusion a egalement abouti â l’impossibilite d’une inter- pretation tectonique plus generale. A la suite de recherches minutieuses, nous avons reussi â separer deux types de roches : a) Des ophiolites anciennes ă caractere intrusif, dont le role a ete des plus importants dans la tectonique mesocretacee ; b) Des lamprophyres â caractâre filonien, d’âge cretace. En fait de roches lamprophyriques, nous avons pu distinguer les types suivants: 1, roches lamprophyriques; 2, Valanginien-Hauterivien. ons se sont a) SPESSARTITE-ODINITE (TYPE A) Au microscope on observe une structure doldritique divergente. Le plagioclase altere, tres rarement frais, souvent â inclusions de horn- blende et de biotite de la pâte, constitue 50% de la masse rocheuse. Le plagioclase est un oligoclase contenant 25 â 35% d’An. L’augite (10 â 20%), incolore ou legerement verte, fraîche, zonee, parfois Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 415 broyee, presente de nombreuses macles. La masse brune de la pâte s’in- filtre par les fissures de l’augite. La hornblende verte (20%), en prismes allonges et â polychroîsme puissant (na = vert, ny = brun-olive), contient des lames de biotite et des grains de minerai. La biotite brune (io%), la magnetite en grains uniformes, l’apatite et la chlorite sont les elements qui viennent completer la composition de ce type de roche. b) SPESSARTITE-ODINITE (TYPE B) La roche gris-noir, â patine rouilleuse sur les faces exposees, â pheno- elementș de biotite et â « yeux >> de calcite, dont la solution produit l’aspect caracteristique, a une structure porphyrique. Le plagioclase (50%) sericitise, rarement frais, en elements series, est un labrador contenant 65% d’An. On rencontre la hornblende pleochroîque («a = vert, n^ = brun, ny = vert) sous la forme de lames prismatiques ou de baguettes allongees et maclees. A la peripherie, la hornblende est remplacee par de la chlorite et du minerai. La magnetite (5%) se trouve en grains isometriques uniformement repartis. Le quartz secondaire est legerement dentele et ă extinction uniforme. La calcite secondaire est agglomeree sur certains points. La chlorite en plage est repandue dans toute la masse de la roche. L’apatite figure en tant qu'element accessoire. Le pourcentage des principaux mineraux entrant dans la constitution de la roche est le suivant : plagioclases 60%, hornblende 5%, biotite 15 â 20%. c) MONCHIQUITE La roche noire, compacte, a une cassure esquilleuse lorsqu’elle est fraîche. On ne la trouve qu’â Dealul Stânei, dans le voisinage du dyke dacitique de Jidovina. La roche a une structure porphyrique et sa texture est faiblement orientee. Le plagioclase macle, zone, ă noyau rarement altere, est une andesine. L’augite (40%), entant qu’element serie, idiomorphe, incolore, maclee, au contour legerement broye, presente vers la peripherie des passages â la hornblende. On trouve la biotite brune, sous forme de lamelles faiblement orientees et courbees. Elle se transforme parfois entierement en chlorite. Le quartz, en gros grains isoles, â extinction onduleuse et â aureole de pigments impossible ă identifier, a un contour irregulier. Institutul Geological României 416 MIRCEA ILIE La chlorite se presente sous forme de lambeaux, â moins qu’elle n’occupe entierement le contour de la biotite ou de l’augite. La chlorite ă contour cristallographique est environnee de grains de minerai. On rencontre la magnetite en gros grains isoles ou en grains fins dans la pâte et autour de la chlorite. La pâte est vitreuse et microgranulitique, avec des ecailles d’element noir. 2. PORPHYRE DIORITIQUE Dans la Valea Mânăstirei, â Râpa Râmețului, existe un filon de por- phyre dioritique qui traverse les greș et les argiles aptiennes. Herbich le fait figurer sur la carte des roches eruptives de Transylvanie sous la denomi- Fig. 26. — Coupe de d6tail dans la Valea Mânăstirei. (Echelle 1: 2.500). 1. porphyre dioritique; 2, schistes aptiens; 3, gr^s aptiens. nation de trachyte. L. R. von Telegd l’a englobe dans les roches eruptives ante- cretacees. A notre avis, le porphyre dioritique a un âge post-aptien. Ses relations avec le Flysch ressortent clairement dans la fig. 26. La roche gris-noir, â phenoelements de feldspath, de biotite et de hornblende, ă cassure esquilleuse, â surfaces alterees et ă fissures rouilleuses, est massive et dure. Le microscope revele une structure porphyrique. En fait d’elements nous dis- tinguons : Le plagioclase tabulaire, macle, zone, en grains series, ă interieur altere par suite des infiltrations de calcite, de quartz et de minerai de la pâte, devient brun. Le plagioclase est un labrador bytownite con- tenant 50 â 60% d’An. Les parties peripheriques contiennent 35% d’An. La hornblende prismatique, maclee, puissament polychroîque (na = jaune, ny = vert-olive), en pârtie chloritise, presente des inclusions abon- dantes de minerai. Le quartz presente un contour faiblement dentele et une extinction uniforme. La biotite, en lamelles isometriques, â aureoles pleochroîques, est parfois transformee en chlorite. La magnetite est repandue dans toute la masse de la roche. La pâte â structure microgranitique, qui forme un tiers de la masse rocheuse, est composee de plagioclase, d’orthose, de hornblende, de biotite, de quartz, de grenat, de calcite secondaire, d’apatite et de magnetite. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 4'7 Le pourcentage des mineraux entrant dans la constitution de la roche est le suivant : Plagioclase 80%, hornblende 10%, biotite 5%, elements accessoires 5%. o roches Eruptives tertiaires Au chapitre traitant des porphyrites nous avons montre la difficulte de separer les roches tertiaires des roches anciennes, etant donne la pro- gression des phenomenes d’alteration. Une autre cause qui rend assez malaisee la differenciation des types de roches nouvelles des types de roches ancien- nes consiste dans le fait que les roches tertiaires traversent une bonne pârtie des massifs eruptifs anciens. La dependance et le degre d’alteration sont par consequent les facteurs qui rendent la separation difficile. Les andesites remplissent le massif eruptif du Trăscău, traversent les ophiolites de la crete Bedeleu—Râmeți et affleurent sur de nombreux points des Monts du Trăscău, sans qu’il soit possible d’en dresser la carte separement. Les dacites sont les seules roches eruptives dont on puisse dresser la carte separement. On les rencontre tantot sous forme de dyke (Jidovina), tantot sous forme de filons traversant les schistes cristallins ou le Cretace. De petits filons de la zone des schistes cristallins affleurent dans la Valea Ursului sur la rive droite de la vallee du Vidolm, dans le bassin superieur de la Valea Muntelui (Boieriștea) et dans la Valea Pleșoarei (Groapa Frenții). Dans le Cretace inferieur, les dacites se trouvent dans la pârtie W et SW du village d’Izvoarele (La Frunte, Drumul Muntelui, Peștera Dumii), et dans le Cretace superieur on les rencontre â l’W de Vârfuiata, â Dealul Baciului (Fig. 27) et â Dealul Jidovina. 1. DACITE (TYPE JIDOVINA) La dacite de Jidovina a ete denommee par Hauer et Stache «trachyte â quartz ». Dans la roche fraîche, grise, on distingue â l’ceil nu des phenoelements de feldspath, de quartz et de biotite. La roche alteree se presente soit en blocs de couleur brun fonce, â aspect greseux et ă aretes tranchantes, soit sous forme d’une masse granuleuse brune. Au microscope on observe que la dacite a une structure porphyrique seriee. Dans la composition mineralogique de la roche, nous distinguons les mineraux suivants : Le plagioclase macle, parfois selon la macle de l’albite, zone et corrode, s’altere â partir du centre. D’autres fois l’alteration est complete, â ceci Institutul Geological României 418 MIRCEA ILIE preș qu’â la peripherie des cristaux de plagioclase le contour reste net. Le plagioclase appartient ă la serie de l’andesine ; sa zone centrale est composee de 45 â 50% d’An, sa zone externe de 25 ă 35% d’An. Le quartz corrode magmatiquement et legerement fracture presente des inclusions rares et des Fig. 27.— Coupe par le Dealul Baciului. (Iichelle i: 8.000). i, daci te; 2, Cr6tac6 superieur. infiltrations de pâte sur les fissures. La biotite tabulaire brune et puissamment po- lychroîque, apparaît sous forme de lamelles â bor- dure frangee, entouree de grains de magnetite. A l’interieur de la biotite on observe des inclusi- ons de plagioclase et des lambeaux chloriteux. Parfois la biotite est completement chloritisee. La chlorite ă contour cristallographique ou sous forme de lambeaux provient de la transformation de la biotite. La magnetite apparaît en gros grains isoles ou en petits grains repartis d’une maniere uniforme. L’apatite figure comme element accessoire. La pâte, d’une structure microgranulitique, est composee de plagioclase, quartz, biotite, chlorite et magnetite. Lorsque la roche est profondement alterne, la pâte prend une teinte brun-vert due â l’action des mineraux de transformation non susceptibles d’etre identifies, qui penetrent dans l’in- terieur du plagioclase. L'element noir disparaît. Le pourcentage des mineraux entrant dans la constitution du dacite est le suivant: phenoelements : 30 â 45% (plagioclase 15 â 20%, biotite 10%, quartz 5%); pâte: 40 â 55% (feldspath, quartz, biotite). 2. DACITE  AMPHIBOLE (TYPE DE LA VALEA URDAȘULUI) Sur la rive droite de la Valea Urdașului se developpent deux filons de dacite qui, contrairement aux filons de Jidovina, contiennent des amphi- boles. Le premier filon, celui de Dealul cu Brazdă, suit la rive droite de la Valea Urdașului. Le second filon, d’un developpement moindre, qui affleure dans le talweg (cote 502), traverse le lieu dit Groapa lui Ieremia et se prolonge sur la rive droite de la vallee du Vidolm. Par alt^ration, la roche acquiert une patine brune, tandis que sur cassure fraîche elle est grise et se transforme en une masse pulverulente. La structure est porphyrique. Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 419 Sous le microscope on voit que l’interieur du plagioclase macle, zone et corrode est entierement altere et rempli de lambeaux chloriteux et de carbonates. Le quartz corrode magmatiquement presente des infiltrations Fig. 28. — Carte geologique des en- virons d’Izvoarele (fichelle 1: 10.000). i, schistes cristallins; 2, calcaires cristallins; 3, Valanginien - Hauterivien ; 4, ophiolites ; 5, dacite. de pâte sur les fissures. On rencontre la biotite brune, â rares inclusions de feldspath et de pigments de magnetite, sous forme tabulaire ou en lamelles, parfois entierement chloritisee. La hornblende verte («a = jaune, = vert) passe â l’exterieur dans la biotite. La pâte vert-brun est formee de quartz, de feldspath et d’elements noirs en pârtie alteres. Institutul Geological României IlI-e PÂRTIE TECTONIQUE I. ANALYSE STRUCTURALE DETAILLEE A) ZONE DES SCHISTES CRISTALLINS Les schistes cristallins de la crete du Trăscău, representes par un com- plexe de roches greseuses-argileuses â la pârtie inferieure et par des cal- caires â la pârtie superieure, sont d’âge paleozoîque. Ces depots ont ete plisses durant l’ere hercynienne et replisses ensuite durant l’orogene alpin mesocretacee. Plissements hercyniens. On ne constate nulle part la presence d’une serie continue allant du Paleozoîque au Mesozoique. Le Permien, represente par les conglomerats du Verrucano, demontre l’existence d’une phase de plissement ante-permienne. II en resulte donc que les depots sedimentaires paleozoîques, quartzeux â la base et calcaires â la pârtie superieure, traverses par des filons de roches basiques, ont ete affectes par les plissements hercy- niens ante permiens. C’est ă l’epoque de ces plissements que se sont produites les injections orthogneissiques.Nous n’avons paspu constater l’effet tectonique des plissements hercyniens dans les Monts du Trăscău. Le probleme des unites tectoniques pouvant etre etudie dans le massif cristallin de Muntele Mare, la solution de ce probleme depasse le but de la presente etude. Apres les plissements paleozoîques, les schistes cristallins exondes entrent dans une phase de denudation intense. Vient aussitot apres la transgres- sion permienne, representee par les conglomerats permiens (Verrucano) du bassin superieur de l’Arieș. Le Permien de la masse cristalline de Muntele Mare presente des intrusions et des filons de porphyrites associees â leurs tufs. Une reconstitution des phases orogeniques n’est guere possible dans cette region, par suite du manque total des depots triasiques et liasiques. Pour cette raison on ne saurait determiner avec suffisamment de precision l’âge des eruptions des Monts du Trăscău et des Monts Metalliferes. Le plan general de la repartition des schistes cristallins avant les plis- sements alpins, quand les schistes cristallins des Monts du Trăscău ne formaient avec les regions cristallines attenantes qu’une seule unite, etait le suivant : la masse granitique principale de Muntele Mare occupait une Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 421 position centrale, tandis que les schistes cristallins se developpaient â la peripherie. Etant donne que les lignes tectoniques sont depourvues de Meso- zoîque, nous leur attribuerons l’âge hercynien. Les microplissements des schistes cristallins en discordance avec la direction actuelle des couches peuvent representer des reminiscences hercyniennes. Plissements alpins. L’aspect actuel des plissements est determine par les phases orogeniques alpines. II est impossible de reconstituer les rap- ports entre les plissements de la zone cristalline ancienne et des plissements alpins, en raison de la reprise des plissements hercyniens dans les plissements nouveaux alpins. Les rares discordances angulaires entre les schistes cris- tallins et le Mesozoîque qu’ils supportent sont dues aux phenomenes tectoniques. La pârtie E des Monts du Trăscău presente une serie de synclinaux et d’ecailles â pendage general vers l’W. Du N au S nous distinguons les elements tectoniques suivants : a) Le synclinal Dealul Băieșilo r—V ârful Cosașu- lui, d’une largeur de 2 km, commence â Târnicioara et disparaît dans la Valea Colțanelor. Le fond de ce synclinal est profondement pince et presente le meme pendage general vers l’W ; b) Le synclinal Colțul Trăscăulu i—D e a 1 u 1 Mare est developpe normalement dans la Valea Muntelui, qui le coupe sur une largeur de 500 â 600 m. A Pădurea Oprită, sur le flanc E de ce synclinal, on observe une serie d’ecailles secondaires. c) Le synclinal Muntele Iar u—V ârful Cornul se ferme periclinalement au N, tandis que sur le flanc E il s’unit au synclinal Fundoaia (au S de la Valea Pleșoarei). Au S il disparaît sous la couverture mesozoîque qui recouvre successivement le flanc E et le flanc W. Sur le flanc E de la crete du Trăscău, on separe les ecailles suivantes : 1. L’e caille s i t u e e au SE de Târnicioara, traversee surtoute sa longueur par l’ancienne route des mineurs, est perforee par les travaux primitifs de mine qui y ont ete executes. 2. L’e caille de Baia Albă, qui a les memes caracteres que l’ecaille de Târnicioara, est traversee par des amphibolites, abonde en mine- rai de fer et se detache en lamelles secondaires (Baia Albă). A proximite du contact avec les schistes cristallins se developpent de nombreuses ecailles secondaires. 3. Les ecailles de Culmea Cântă ș. Entre les cotes 957 et 830 se trouvent une serie de lames de calcaires cristallins qu’on rencontre egalement au S de la Valea Muntelui, â savoir : 4. Les ecailles de la crete de Fundoaia. 5. Les ecailles de Pietricelele, țL Institutul Geologic al României \ igrV 422 MIRCEA ILIE La pârtie W des Monts du Trăscău est caracterisee par les series d’e- cailles suivantes, deversees â l’W : i. Les ecailles situees â l’W de Dealul Băieșilor, qui affleurent sous forme de lames de dimensions variees. 2. L’e caillede Căprari u—P adin a, la mieux developpee de toute la region, commence ă la Valea Mărului et s’etend jusqu’â la Valea Ursului, en traversant la vallee de l’Arieș. A Vârful Căprariu et â Padina, ces ecailles atteignent leur maximum de developpement et manifestent une certaine tendance vers la forme synclinale. 3. Les ecailles de la vallee de l’Arieș, parmi lesquelles nous rangeons aussi les lames de la vallee de l’Arieș et les*ecailles de la Valea Mărului, de «La Coastă» et de la region comprise entre Vârtejul et le village de Lunca. 4. Les ecailles de Vârfuiata, â aspect de faisceau, sont beau- coup mieux developpees. A la cote 866 les calcaires cristallins prennent la forme de synclinal. 5. Le synclinal de Piatra Corbului — Lespezi indique un retour local au sens general de pendage W. Avec ceci, nous avons termine la description des aspects tectoniques constates dans la zone des schistes cristallins, selon le mode d’apparition des calcaires cristallins, et nous exposerons maintenant les rapports de ces schistes avec le Mesozoîque. Le contact des schistes cristallins avec les depots mesozoîques. Crete du T r ăsc ău. La zone des schistes cristallins de la crete du Trăscău chevauche, dans la pârtie E, les depots mesozoîques, le plan de chevauchement ayant tout le long de son trace un pendage de 60 â 85°W. Les schistes cristallins chevauchent en majeure pârtie les conglomerats aptiens. Sur la ligne de chevauchement affleurent souvent des blocs de calcaires tithoniques (Piatra Mică, Cantăș, Cetatea Trăscăului) et des Couches â Aptychus laminees. Le contact avec les depots aptiens et la presence des lames de calcaires tithoniques et de Couches â Aptychus forment la caracteristique du versant E de la crete du Trăscău. La ligne de chevauchement Buiagul—Țibloc— Cantăș—Cetatea Trăscăului a un âge post-aptien, correspondant â I’oro- gene alpin meso-cretace, et a ete accentuce par des mouvements post- scnoniens plus recents. Crete de Bedeleu — Râmeți. Ici la ligne de chevauchement entre la zone des schistes cristallins et le Mesozoîque perd son caractere de conti- nuite. La pârtie E de la crete de Bedeleu—Râmeți est caracterisee par une structure en ecailles et la ligne de chevauchement des schistes cristallins de la crete du Trăscău se decompose en une serie de lignes d’ecailles de moindre importance. MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 423 Rapports de la zone des schistes cristallins avec les accidents connexes dans la pârtie W. On observe les memes rapports anormaux dans la pârtie W de la zone cristalline, oii les schistes cristallins chevauchent egalement les depots cretaces, le chevauchement etant oriente vers l’W. La ligne de contact anormal va de Vârfuiata (cote 926) â la vallee de l’Arieș, oii elle est recouverte par les depots alluvionnaires. Cet important accident tecto- nique n’interesse pas seulement le Cretace inferieur, comme dans la pârtie E de la crete du Trăscău, mais aussi le Cretace superieur. A Podurile, les marnes rouges et gris-vert senoniennes affleurent sous les schistes cristal- lins. L’âge du chevauchement est donc post-senonien. Les causes qui ont determine ces deviations du sens general des plissements seront expliquees plus loin. Au NW du village de Lunca, les schistes cristallins se decomposent en ecailles. C’est ainsi qu’au S de la Valea Ursului prend naissance une premiere ecaille dont l’extremite meridionale s’arrete ă Lunca. Les con- glomerats aptiens sont pinces entre la masse principale des schistes cristal- lins et l’ecaille detachee. Dans la Valea Morilor on observe un pendage des plissements vers l’E, alors que le phenomene de superposition inverse se repete ă deux reprises. La pârtie W des Monts du Trăscău est donc caracterisee par le chevau- chement des depots cretaces par les schistes cristallins dans la region de Vârfuiata—Lunca et par une serie d’anticlinaux de schistes cristallins dever- ses vers le massif du Gilău dans la region de Sălciua-Ponor. Plissements â rebours des schistes cristallins dans la zone du Flysch. A l’W de la crete calcaire du Bedeleu se trouve une serie de plissements couches dans un sens oppose au sens general : a) L’a nticlinal Valea Ascunsă, qui supporte les conglo- merats aptiens apparaît dans la vallee de l’Arieș, au NE du village de Sălciua de Jos, et disparaît sous la couverture conglomeratique (rive gauche de la Valea Ascunsă). Au N de l’anticlinal Valea Ascunsă, les schistes cristallins de Podurile se trouvent dans les memes rapports tectoniques ; b) L’a nticlinal d’Oncești, dont on ne voit apparaître, dans la region consideree, que son extremite septentrionale, se subdivise au N de la Valea Mogoșului en deux ecailles separees par les greș aptiens, â savoir : l’ecaille Dealul Jurchii—Cristești—Oncești et l’ecaille Dealul Petriceaua— Nicaia—Petrușești. Immediatement au S de la Valea Mogoșului, l’anticlinal se developpe dans toute sa largeur. Developpement axial des plissements. Nous constatons dans le developpe- ment des plissements de la zone de schistes cristallins un plongement axial vers le S. Ce phenomene ressort clairement de l’apparition sucessive des Institutul Geological României 424 MIRCEA ILIE calcaires cristallins et des calcaires jurassiques. Au N de la region, l’erosion tendant au stade de peneplaine, a erode completement la couche superieure de calcaires cristallins, et les schistes cristallins sont ceux qui prcdominent. Plus au S, dans la crete du Bedeleu, l’immersion axiale est mise en evidence par l’intervention des calcaires cristallins et des calcaires mesozoiques, qui recouvrent la zone de schistes cristallins. Sur le flanc E de cette zone nous assistons â la disparition des plissements de schistes cristallins sous la cou- verture des depots cretaces. A Toplița, les schistes cristallins disparaissent completement. Au N du village d’Izvoarele, la zone des schistes cristallins se retrecit considerablement par suite de l’isolement du pli-ecaille de Pie- tricelele-—-Ouașul. Si l’immersion de la zone de schistes cristallins avait continue normalement, les schistes cristallins auraient du disparaître dans la region de la Stârnina, mais comme il s’est produit une nouvelle elevation axiale de grande amplitude â Cantăș—Bogdanii, les schistes cristallins ont ete ramenes du soubassement. D’ici vers le S, l’immersion axiale peut etre observe au moyen du sedimentaire qui couvre les plissements des schistes cristallins. Dans la pârtie W, l’immersion axiale est plus brusque, les dernieres apparitions de schistes cristallins de la crete du Trăscău se produisant â Podurile. Les croissances d’amplitude axiale se repetent deux fois; nous avons par consequent affaire â deux surelevations axiales. Age mesozoîque du metamorphisme des schistes cristallins (J. Szâdeczky). J. Szâdeczky a essaye d’attribuer au metamorphisme des schistes cristal- lins un âge mesozoîque (Cretace inferieur — Cretace superieur). Un pre- mier argument qui plaide contre cette hypothese est la presence des blocs de schistes cristallins plus ou moins roules dans les depots les plus anciens, comme par exemple dans le Permien, dont les conglomerats sont formes de schistes cristallins et de quartzites, et dans le Jurassique, qui presente les memes elements de schistes cristallins remanies. De meme, la presence des blocs de schistes cristallins dans les conglomerats aptiens et dans le conglomerat de base du Cretace superieur milite en faveur de l’attribution des schistes cristallins au Paleozoîque. L’argument invoque par Szâdeczky en faveur de l’âge mesozoîque des schistes cristallins des Monts du Trăscău est que les calcaires jurassi- ques fossiliferes de la crete du Bedeleu presenteraient des transitions aux calcaires cristallins de Ia base. II appert toutefois des donnees recueillies sur le terrain qu’entre les calcaires cristallins et les calcaires tithoniques s’interposent des roches eruptives anciennes et des bancs de calcaires â silex oii l’on n’observe pas l’influence du metamorphisme. L’horizon supe- rieur de calcaires cristallins n’est pas d’âge jurassique, comme Szâdeczky le croit. Les calcaires jurassiques de la crete du Bedeleu n’ont pas ete meta- MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 425 morphises dans la pârtie N de la region, lă oii ils viennent en contact direct avec les schistes cristallins. Par consequent, les calcaires cristallins ressor- tissent ă la zone des schistes cristallins, et leur presence au-dessous des cal- caires jurassiques n’est qu’une simple coîncidence. En resume, la zone des schistes cristallins provenant du metamorphisme d’un complexe argilo-greseux â la base, calcaire â la pârtie superieure, traverse par des filons diabasiques d’âge paleozoique, a ete pincee dans les plissements hercyniens ante-permiens. Les plissements mesocretaces ont repris la zone de schistes cristallins, adaptant les anciens plissements aux plissements alpins mesozoiques. L’aspect tectonique actuel est determine par les plissements mesocretaces et post-senoniens. B) ZONE MESOZO1QUE Non seulement la zone des schistes cristallins, mais aussi celle du Meso- zoique a subi des plissements d’âge mesocretace. Au point de vue de la structure, on distingue dans les Monts du Trăscău les zones suivantes : 1. Zone principale (synclinal du Bedeleu). Les calcaires tithoniques, qui forment l’axe des Monts du Trăscău et le point de jonction avec les Monts Metalliferes, constituent en meme temps la limite de separation entre les eaux du bassin du Mureș et celles du bassin de l’Arieș. Dans la pârtie N, ces calcaires prennent contact avec la zone des schistes cristallins ă la suite d’une discordance angulaire. Sur le flanc E de la crete Bedeleu—Râmeți, les calcaires tithoniques prennent contact avec les roches eruptives. Vers le bassin de l’Arieș, dans la region denommee Sub Piatră, le contact avec les conglomerats aptiens se fait par une faille, qui prend plus au S l’aspect d’une ligne de chevauchement. Dans la region comprise entre la Valea Ascunsă et la Valea Poienii, les calcaires tithoniques presentent des accidents tectoniques varies. Le phenomene de detachement en ecailles, longues de quelques cen- taines de metres, commence ă la cote 841. Lorsqu’on contemple la crete du Bedeleu de la vallee de l’Arieș, on a l’impression d’avoir affaire ă une bande continue de calcaires, mais si l’on descend par contre de la crete du Bedeleu vers la vallee de l’Arieș, on se rend compte que la coupe geo- logique est bien plus compliquee qu’il ne semble â premiere vue. A la cote 841 de la zone principale du Bedeleu, c’est seulement â ses extremites que se detache une premiere lame de calcaire tithonique. A la hauteur de la grotte de Valea Ascunsă se bifurque une nouvelle lame, qui va en s’epaississant vers le S et forme Ies calcaires de Vânătara. Entre Giurgești et la Valea Poienii, le phenomene de detachement en Institutul Geologic al României \ igr/ 426 MIRCEA ILIE ecailles prend plus d’ampleur. Nous y trouvons en effet, sur un espace relativement restreint trois, James : la lame de Herghiești—Vinești celle de Vomesti et celle de Brădesti; les lames se detachent dans le sens inverse. La tendance de detachement en coulisses des calcaires jurassiques situes au N de la Valea Poienii est de retrecir continuellement la zone principale, tandis que le phenomene de detachement en sens inverse (en lames ayant les extremites N libres) tend â maintenir la largeur de la zone principale. Le contact entre les calcaires tithoniques et les depots du Flysch dans Ia pârtie W des Monts du Trăscău est constant, mais les rapports tectoniques sont variables. Au N de la region, le Cretace inferieur supporte les calcaires jurassiques le long d’une ligne de chevauchement. A Giurgești, on peut suivre toutes les positions intermediaires du con- tact anormal Tithonique — Flysch jusqu’â la superposition normale. Entre Vânătara et Gorunul, les diverses lames de calcaires tithoniques, et parfois meme une seule lame, peuvent presenter toute la gamme de rap- ports avec le Flysch (pendage W, position verticale et de nouveau pen- dage W). Apres ce caractere hesitant des rapports Tithonique — Flysch dans la region de Valea Poienii, les calcaires tithoniques prennent, dans la region de Giurgești—Valea Poienii, le pendage vers l’W. Au S du village de Valea Poienii, les calcaires jurassiques supportent normalement les depots aptiens. A Cheia, les couches accusent un pendage de 60 â 85°W. Dans la region de Brădești, le synclinal du Bedeleu est supporte sur le flanc oriental par les schistes cristallins, tandis que le flanc occidental sup- porte les conglomerats aptiens. II conserve la meme largeur d’environ 1 km jusqu’â la limite entre la crete du Bedeleu et celle du Râmeți. A Vârful Gea- mănului, le synclinal devient monoclinal et affleure sous cet aspect sur toutes les coupes de la crete du Râmeți. Si l’on poursuit le developpement de l’axe synclinal du N au S, on cons- tate une immersion axiale continue, accompagnee â l’W par l’apparition des ecailles de la Valea Poienii. Au S du village de Brădești, l’axe mani- feste une tendance â se relever. L’immersion axiale observee dans la crete du Bedeleu correspond ă l’immersion graduelle de la zone cristalline. La tendance d’elevation axiale dans la crete du Râmeți doit etre mise en liaison avec la terminaison peri-synclinale de la zone principale de calcaires ti- thoniques. Terminaison periclinale du synclinal du Bedeleu. Dans la Valea Galdei, les calcaires tithoniques sont coupes pour la seconde fois par une vallee transversale. Ici la zone de calcaires se retrecit jusqu’â 500 m. A Institutul Geologic al României 16 R/' MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 427 A l’E les rapports avec la masse eruptive se maintiennent, tandis que le flanc W se releve dans sa pârtie superieure, tendant â prendre la forme de syn- clinal normal. D’apres la maniere dont l’extremite N du synclinal du Bede- leu se presente, on est porte â croire qu’il s’agit d’une structure normale. II s’ensuivrait donc que, quelque part dans la region du Râmeți, les cal- caires tithoniques disparaîtraient completement sous la couverture des depots aptiens. La surelevation axiale du synclinal du Bedeleu dans la pârtie S de la region a determine la terminaison periclinale des calcaires tithoniques dans les Monts Metalliferes. Dans la region situee au S de la Valea Mânăstirei, la tendance d’elevation axiale s’accentue continuellement, au point qu’â Vârful Drogului les calcaires tithoniques presentent une terminaison perisynclinale et n’affle- urent plus que sur les cretes, oii ils sont supportes par les depots du Flysch. En ce qui touche la terminaison perisynclinale ă l’extremite meri- dionale de la zone du Bedeleu et les interpretations qu’il sied de donner â ces premieres observations, nous reviendrons â leur sujet d’une fațon detaillee au chapitre traitant des grandes unites tectoniques. Zone des klippes internes. A l’W de la zone principale de la crete du Bede- leu se developpe la zone des klippes internes, de plus en plus compliquees â mesure qu’on va du N au S. C’est ainsi que les calcaires tithoniques de Podurile sont limites au N et au NE par des schistes cristallins et des roches eruptives, tandis qu’au S ils se decomposent en deux lames. A Valea Ascunsă, les calcaires tithoniques atteignent leur maximum de developpement, formant 334 series paralleles de dimensions reduites. Outre la klippe de Valea Ascuns ă—V ânăt ara, on ren- contre les klippes de la cote 891, au N de l’eglise du village de Valea Ascunsă. Apres ce maximum de developpement, la zone des klippes disparaît sur la distance Vână tara—Rembești. Au S du village de Rembești, les klippes reapparaissent, presentant un caractere special et uniforme jusqu’â la Valea Cheii. Les klippes R e m b e ș t i—C u r u n a—G r o z e ș t i sont accompagnees de lames de schistes cristallins et de roches eruptives. La klippe de Rembești est forrnee de trois lames secondaires, unies entre elles dans la pârtie du milieu et separces â leurs extremites N et S. A Rembești, le phenomene de detache- ment des lames de calcaires se maintient, mais sur une echelle plus reduite. Ici les calcaires bien stratifies accusent un pendage vers l’E et sont entoures par les depots cretaces, alors qu’â l’W ils sont supportes par des lames de schistes cristallins et d’ophiolites. Les rapports entre les elements cons- titutifs de la klippe de Rembești, compliques par l’apparition de nouvelles formations, sont les memes que sur le flanc E du synclinal de Bedeleu. La klippe de Curuna, qui a des rapports de continuite avec Institutul Geological României 428 MIRCEA ILIE celle de Rembești, presente les memes complications tectoniques sur le flanc W. La largeur de cette klippe est la moitie de celle de Rembești. La klippe de Grozeșt i—N i c a i a est la continuation de la klippe precedente, ă cette difference preș que sur son flanc W n’apparais- sent que des roches eruptives. La klippe de Petrusești apparaît sous la forme d’une simple lame prenant contact avec le Flysch sur les deux flancs. Dans la zone des klippes internes on distingue donc une serie de klippes au N, en relation avec le Flysch cretace et les schistes cristallins, et une autre serie de klippes au S, dont le flanc occidental est accompagne de roches eruptives et de schistes cristallins. Le pendage general des couches est dirige vers l’E; elles chevauchent le Flysch ă l’W, tandis qu’â l’E elles le suppor- tent normalement. Zone des klippes externes. Elle occupe la pârtie E de la crete Trăscău— Bedeleu—Râmeți. D’apres les relations que presente chaque lame separe- ment, on peut distinguer des klippes qui apparaissent le long de la ligne de chevauchement de Rimetea—Valea Inzelului et des klippes qui reposent sur la masse cristalline. Les affleurements de calcaires du N de la region entrent dans la pre- miere categorie. De Țibloc, les calcaires tithoniques s’etendent, sous forme de blocs orientes du N au S, jusqu’â Piatra Mică. Les blocs se trouvent sur la ligne de dislocation importante Rimetea—Izvoarele, etant entoures de lambeaux de laminage valanginien-hauteriviens et de porphyrites. On constate les memes rapports â Piatra Mică, Cantăș et Cetatea Trăscăului. Au S d’Izvoarele, on rencontre les affleurements de calcaires tithoniques au N et au NE de Colțul Murgului. Les klippes jurassiques de la masse cristalline se trouvent ă Balas- cheia et â Colțul Murgului. En pleine zone de Flysch se trouvent les klippes de la region de Col- țești, de Vârful Buteanului, Meta Leașului, Alomănești et Pleașa Râme- țului. La klippe de Vârful Buteanului est formee de deux lames convergeant â la cote 1058, ou elle atteint aussi son maximum de largeur. Elle se retre- cit au S et disparaît au-dessus de la Valea Inzelului. Meta Leașului se trouve sur la meme direction que Ia klippe Vârful Buteanului sur la rive droite de la Valea Inzelului. Les caracteres de la zone externe de klippes consistent dans la variete de leurs rapports avec les diverses formations et leur presence dans la zone des schistes cristallins, dans la zone d’ecailles de la Valea Inzelului et dans la zone du Flysch cretace. La klippe de Pleașa Râmețulu i—P iatra Cetei, qui entre egalement dans la categorie des klippes de la zone du Flysch, presente Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 429 un interet indeniable non seulement en ce qui touche la solution des pro- blemes tectoniques, mais aussi quant ă la reconstitution des conditions paleogeographiques au Jurassique. Si l’on poursuit les rapports de la klippe de Pleașa Râmețului avec les depots du Flysch, on observe que tandis que dans la Valea Mânăstirei les calcaires sont pinces et reduits â une seule lame, sur la crete ils manifestent une tendance â l’horizontalite. Zone des klippes marginales. A l’extremite S des calcaires tithoniques des Munții Petridului se developpe une zone de klippes qui jalonne la bor- dure orientale des Monts Apuseni. Cette zone est formee des klippes sui- vantes : Buiagu, Piatra Secuiului, Cheile Aiudului et Poiana. Les klippes de Buiagu et Piatra Secuiului sont supportees par le massif eruptif du Tră- scău. La klippe de Piatra Lungă conserve les rapports avec l’eruptif du Trăscău, et c’est seulement ă son extremite N qu’elle chevauche le Flysch, indiquant l’influence de mouvements post-cretaces. Les klippes de Piatra Calului et de Datele presentent tout autour des relations avec le Flysch. A Piatra Calului, les calcaires tithoniques se decomposent du N au S en trois lames successives. Les klippes de Cheile Aiudului sont formees de deux series de lames situees sur les deux flancs de la vallee de l’Aiud. La klippe de Cetățele se scinde au N en deux lames importantes, orientees NW—SE. A Vârful Hotarelor se developpe une klippe occidentale dont l’extremite N a une direction NNW. Dans la pârtie E du village de Poiana, les calcaires jurassiques reapparaissent sous la forme de deux lames, dont l’une est noyee dans les depots mediterraneens. A Măgura Geomalului se trouvent les dernieres klippes de la zone mar- ginale. Les calcaires tithoniques y forment les escarpements deboises de Măgura, tandis que les calcaires tortoniens les couvrent â la pârtie supe- rieure et les entourent â la base. Dans le voisinage du village de Geoagiu de Sus affleurent une serie de klippes plus petites. La klippe de la cote 324, ou se trouve une exploitation de pierre â chaux, est noyee par les depots mediterraneens. La klippe de Pârâul Mic est en liaison avec des roches eruptives et des depots cretaces. Quant â la klippe de Bulz, elle se trouve isolee au milieu des depots cretaces. II appert de la description de la zone de klippes marginales qu’en pre- mier lieu nous avons affaire â une serie de klippes jurassiques supportees par l’eruptif du Trăscău, en second lieu â une serie de klippes en relation avec le Flysch et en troisieme lieu ă une serie de klippes noyees par les depots mediterraneens de la Cuvette transylvaine. Pour ce qui est de leur mode d’arrangement sur le terrain, on distingue deux echelons de klippes orientees N—S. Le premier echelon N est constitue par les klippes de Bu- iagu, Piatra Secuiului, Datele et Cheile Aiudului, le second echelon S est forme par les klippes de Poiana et Geoagiu de Sus. JA Institutul Geological României 16 R/ 43° MIRCEA ILIE Zone d’ecailles de la Valea Inzelului—Valea Uzii. A l’E de la crete Trăscău—Râmeți predomine la structure en ecailles, qui atteint son maxi- mum de developpement au S. Dans la region du village de Rimetea, les lames de calcaires tithoniques et de Cretace inferieur situees â l’E de la zone de schistes cristallins forment des ecailles isolees dans la masse du Flysch. Au S du village d'Izvoarele, les ecailles sont constituees par toutes les formations connues et se developpent sur une zone mesurant i km de large sur io km de long, que nous avons denommee zone d'ecailles de la Valea Inzelului—Valea Uzii. Dans la constitution de cette zone entrent les schistes cristallins, les calcaires cristallins, les ophiolites triasiques, les calcaires jurassiques et le Cretace inferieur. Les schistes cristallins forment la zone d’ecailles au N, â Colțul Murgului, et se prolongent vers le S jusqu’au village de Valea Uzii, avec une courte interruption â Gornești, due â la presence des ophiolites. Les lames de schistes cristallins de la Valea Drăgoiului — Balascheia et de Vârful Muntelui peuvent etre considerees comme le flanc oriental du syn- clinal du Bedeleu. Les ophiolites revetent l’extremite N des calcaires cristallins de Colții Pleșii, en commențant au S de Calea Rănilor, et s’enferment dans la Valea Inzelului. On rencontre une serie de lames ophiolitiques entre les villages de Balascheia et de Valea Uzii. Le Jurassique superieur, represente par le Tithonique (facies de cordillere) et le Callovien, entre dans la composition de la zone d’ecail- les dans une proportion relativement restrcinte (Vârful Buteanului, Meta Leașului et Alomănești). Les Couches â Aptychus entourent les affleurements de schistes cristallins, d’ophiolites et de calcaires jurassiques de Gornești et disparaissent â Alomănești. Au S du village de Valea Inzelului, Ie Valan- ginien-Hauterivien apparaît sous forme de lambeaux lenticulaires. L’Aptien se developpe de Colții Pleșii â la Valea Mânăstirei, en conservant la meme position entre les ophiolites et les schistes cristallins de la crete du Râmeți d’une part et la zone d’ecailles d’une autre. Au S de la Valea Mânăstirei, les conglomerats aptiens couvrent entierement la zone d’ecailles. Si l’on poursuit le developpement axial de la zone d’ecailles, on cons- tate un maximum d’elevation dans la region de Gornești, oii la largeur de la zone atteint 1,25 km. Cette surelevation axiale correspond au maximum d’elevation sur le flanc W (Valea Ascunsă). Les schistes cristal- lins, les ophiolites et les calcaires jurassiques de Vârful Buteanului atteignent â Cornești le maximum de developpement. Plus au S, â Balascheia, cette zone se retrecit, atteignant le maximum d’immersion axiale. Cette zone d’immersion maximum correspond â la region de Gornești sur le flanc W de la crete Bedeleu—Râmeți. ■ . Institutul Geologic al României \iGRy MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 431 Le second point d’elevațion maximum de la zone d’ecailles se trouve ă La Hospea. Cette elevation axiale est mise en evidence par la reapparition des schistes cristallins de Vârful Muntelui et par la multiplication des lames d’ophiolites. Les klippes de Curuna, dans la region de Ponor, correspondent â ce dernier point d’elevațion axiale dans la region de Râmeți. Ces donnees prouvent donc l’existence de depressions dont l’axe forme des angles differant de la direction generale des couches. Pour conclure, nous pouvons dire que la zone d’ecailles Valea Inzelu- lui—Valea Uzii situee â l’E de la crete Bedeleu—Râmeți est caracterisee par la presence d’ecailles formees de schistes cristallins, d’ophiolites, de calcaires jurassiques et par le Cretace inferieur. Cette zone ne represente autre chose que l’extremite Sud du massif cristallin du Trăscău, avec toute sa serie mesozoîque, etroitement plisse pendant la phase austrique. Zone du Flysch. Dans la zone du Flysch, caracterisee par la presence de l’Aptien, on peut distinguer deux regions â caract^res distincts, ă savoir : a) la region de Ponor, â l’W de la crete Trăscău—Râmeți; b) la region de Râmeți, â. l’E de la crete en question : a) Region de P o n o r. Cette region, comprise entre. le massif cristallin du Gilău et les Monts de Trăscău, est recouverte par les depots du Flysch cretace. Dans la pârtie N de la region se developpe presque uniquement le Cretace superieur, tandis qu’au S commence â apparaître, de mieux en mieux developpe, le Cretace inferieur, qui occupe toute la zone du Flysch dans le voisinage du village de Ponor. De l’W â l’E nous distinguons les elements suivants : 1. Le synclinal Cornul Poenilor—Miclești. 2. L’anticlinal Colțul Mutului—Citera Buteștilor. 3. Le synclinal Valea Rece—Mogoș—Cojocani. 4. L’anticlinal Dealul Muncelului—Oncești. 5. Le synclinal Vârful Citera—Prăjești. 6. L’anticlinal Curuna—Nicaia. 7. Le synclinal Vârful Tomnatecului—Grozești. 8. L’anticlinal Rembești—Petrușești. 9. Le synclinal Valea Poenii—Brădești. Les quatre premiers synclinaux sont remplis â leurs extremites N par les depots du Cretace superieur. L’anticlinal Curuna—Nicaia se prolonge au N. Dans la region de Valea Ascunsă—Podurile, les boutonnieres de cris- tallin, qui affleurent en relai le long d’un meme anticlinal, nous indiquent les zones de surelevation axiale. La region de Ponor presente un faisceau de plis largement ouverts, orientes NE—SW, et un faisceau de plis serres, orientes N—S. Dans le premier de ces cas, les plis suivent la direction generale, accompagnant la bordure E 432 MIRCEA ILIE du massif, et dans le secund cas les plis orientes N—S suivent la bordure W de la crete Trăscău—Râmeți. Dans la Valea Mogoșului les plis se dispersent, finissant par occuper la region entiere. b) Region de R â meți. La region de Râmeți s’etend de la zone d’e- cailles Valea Inzelului—Valea Uzii jusqu’â la limite des depots mediterra- neens de la Cuvette transylvaine. Les couches ont un pendage monoclinal, de sorte qu’il devient difficile de separer les anticlinaux des synclinaux, particulierement dans la region du village de Rimetea, oii des differences petrographiques n’interviennent pas dans la masse du Flysch. La coupe de la Valea Inzelului, dans son segment transversal ă la direction des couches, montre dans les depots conglomeratiques du Cretace inferieur un pendage conținu vers l’W. Plus au S, sur la route Aiud—Abrud, on observe une alternance de greș et de conglomerats. La region de Râmeți est limitee â l’E par le massif eruptif du Trăscău sur la distance Piatra Stoinii — Fața Rachișului, et du village de Poiana jusqu’â la Valea Geoagiului elle est limitee par les depots tortoniens. Les schistes cristallins de la crete du Trăscău et la zone d’ecailles Valea Inze- lului—Valea Uzii forment la limite W de la region de Râmeți. Contact de la zone du Flysch avec les accidents connexes. a) Region de Ponor. Dans cette region, le Cretace inferieur aussi bien que le Cre- tace superieur s’appuient transgressivement sur la bordure E du massif du Gilău. II n’en est pas tout â fait de meme dans l’W de la region, ou nous avons affaire â un pendage des plis oriente vers l’W. Entre les villages de Vârfuiata et de Lunca, les schistes cristallins che- vauchent le Cretace. Dans la Valea Morilor, les conglomerats cretaces sont princes et chevauches par les schistes cristallins. Au S de Podurile, le chevauchement conserve la direction W, tandis que les calcaires tithoni- ques sont en contact anormal avec le Flysch entre Podurile et Vână- tara. La region de Vânătara est caracterisee par l’aspect hesitant du contact entre le Flysch et les calcaires tithoniques, lequel devient finalement nor- mal. Entre Valea Poenii et Cheia les calcaires tithoniques conservent la meme position normale. Si le sens du chevauchement d’entre la masse calcaire du Bedeleu et le Flysch tend vers la superposition normale dans la pârtie S de la region, les klippes isolees dans la masse du Flysch conservent toutefois le sens W du chevauchement. La region situee â l’E et au S du village de Ponor est caracterisee par la manifestation de nouveaux accidents tectoniques : la zone des klippes internes et le noyau de schistes cristallins d’Oncești. Les schistes cristallins d’Oncești sont separes en deux plis-ecailles par suite de l’intervention d’un synclinal de Flysch qui s’enfonce comme un Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 433 coin jusqu’au milieu du noyau cristallin. Le flanc E de ce synclinal est che- vauche par les schistes cristallins sur la distance qui separe le village de Bercești de la Valea Mogoșului. Dans la pârtie W du noyau cristallin, â Crucilești, le Flysch tend â revenir â la position normale. On remarque donc le meme contact hesitant avec tendance â revenir â la superposition normale tout comme ă Vânătara. Les klippes internes de Curuna—Nicaia, qui deviennent de plus en plus compliquees â mesure qu’on remonte vers le N, conservent egalement le sens W du chevauchement sur toute leur etendue. Finalement, l’anticlinal de Valea Ascunsă chevauche dans la pârtie W les depots du Flysch qu’il supporte aussi bien sur le flanc E que sur sa voute. Au point de vue de ses rapports avec les accidents connexes, le Flysch de la region de Ponor represente generalement un contact discordant- transgressif â l’W et un deversement W des plis dans la pârtie orientale de la region. Le sens du chevauchement vers l’W presente au S de la region une serie de transitions dont le resultat est le retour â la position normale. b) Region de Râmeți. On reconnaît partout dans la region de Râmeți le sens E des chevauchements. Dans le voisinage du village de Rimetea, le contact des schistes cristallins avec le Flysch se produit selon un plan de chevauchement qui reste constant jusque dans la region d'Iz- voarele. Les complications qui surviennent ici sont dues â l’interruption de la limite des schistes cristallins sur une longueur de 1,5 km. Les plis plongent au N d'Izvoarele et reapparaissent â Alacul et â Cantăș. A la hau- teur du village d’Izvoarele la zone du Flysch se deplace vers l’W. Les plis de schistes cristallins reapparaissent â Colțul Murgului, la zone du Flysch se retire jusqu’â la limite au N d’Izvoarele. D’ici vers le S, la region de Râmeți est limitee â l’W par la zone d’ecailles Valea Inzelului—Valea Uzii, qui se prolonge jusqu’â la Valea Mână- stirei. Le contact avec la zone d’ecailles et le contact avec les schistes cris- tallins de la crete du Trăscău se produisent selon un plan de chevauche- ment E. , Dans la pârtie E de la region de Râmeți, entre Grădina Mare et Fața Rachișului, le Flysch presente le caractere transgressif qui se manifeste aussi bien par la discordance angulaire des couches que par le caractere petrographique des depots. On constate â Fața Rachișului une deviation dans la direction des couches. Tous les affleurements dans la vallee du Rachiș ont une direction NW—SE qui ne se maintient que dans la region tombant sous l’influence du soubassement eruptif du Trăscău. Au S, les cou- ches reprennent leur ancienne direction NE—SW. A la limite des depots mediterraneens, entre les villages de Poiana et de Geoagiul de Sus, le Flysch progresse le long des vallees, alors que les depots mediterraneens sont cantonnes sur les cretes. 28 Institutul Geological României 434 MIRCEA ILIE II existe egalement dans Ia region de Râmeți une serie de klippes de calcaires jurassiques. La klippe de Piatra Secuiului se trouve par rapport au massif eruptif dans la meme position que le Jurassique de la crete du Bedeleu par rapport â l’eruptif de sa base. Cette klippe represente l’extre- mite S de ia zone de calcaires tithoniques de Turda. Les klippes de la zone du Flysch chevauchent en majeure pârtie les depots cretaces qu’elles pincent souvent entre leurs lames secondaires. Dans sa pârtie E, la klippe de Piatra Lungă presente une superposition normale par rapport au massif eruptif, tandis que les depâts du Flysch s’interposent au NE entre les roches eruptives de la base et les calcaires jurassiques, fait qui demontre l’existence d’une ligne de chevauchement post-cretacee inferieure. Les klippes de Piatra Calului et de Datele, au contour ovale, manifestent la tendance de flotter sur les depots de Flysch, ainsi qu’il appert de la disper- sion des calcaires sur les cretes et de leur disparition dans les vallees. Contrairement aux klippes precedentes, les klippes de Cheile Aiudului, dont les extremites N vont en s’effilant, affectent un aspect lamellaire dans la majeure pârtie de leur longueur. Dans la region de Geoagiul de Sus, les klippes de calcaires tithoniques depassent la limite E de la zone du Flysch et sont couvertes par les depots mediterraneens. C’est ainsi que la klippe de Măgura Geomalului est entou- ree â sa base par le Mediterraneen qui forme en meme temps sa couverture. C’est seulement sur la route de Geoagiul de Sus—Vlădești—Râmeți qu’on rencontre les calcaires jurassiques au milieu des greș aptiens. II n’est guere possible de tirer des conclusions relatives ă leurs rap- ports tectoniques. Nous ne saurions preciser si elles sont venues sous forme de lames detachees du soubassement et traversant le Flysch, ou si elles flottent au-dessus de la zone du Flysch, ayant ete amenees â 1’6- poque des paroxysmes orogeniques. Nous terminerons ce chapitre avec la klippe de Pleașa Râmețului, que les depots cretaces supportent ă l’E comme â l’W. Le contour elliptique de cette klippe pourrait faire croire qu’on a affaire ă un synclinal, mais si l’on tient compte de l’allure serree des plis dans le voisinage de la zone d’ecailles, on peut pour le moment admettre etre en presence du fond d’un synclinal puissamment pince. II. LES GRANDES UNITfîS TECTONIQUES Aperfu historique. Uhlig (ho) a considere la pârtie E des Monts Apu- seni comme appartenant ă la Nappe bucovinienne. Les apparitions de calcaires jurassiques figurent dans les etudes de cet auteur sous le nom de « Klippes » sans aucune autre precision. ’.t Institutul Geologic al României IGRZ MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 435 L6czy a releve l’existence du geosynclinal des Monts Metalliferes et sa disposition syinetrique par rapport aux affleurements de diabases et de porphyrites de l’axe. Outre la presence du geosynclinal, L6czy a remarque la discordance de phase entre les plis cretaces inferieurs et les plis cretaces superieurs. L. R. von Telegd a publie les premieres coupes geologiques dans les Monts du Trăscău sans toutefois les interpreter. M. E. Vadâsz (iii) a complete la stratigraphie d’apres les donnees recentes de Telegd, maintenant le terme de klippe sans toutefois en pre- ciser la signification tectonique. Pâlfy, Rozlozsnik et Szontagh ont souleve le probleme de la structure en nappes, mais seulement pour la pârtie W des Monts Apuseni. Dans sa synthese recente sur la structure des Carpates roumaines, M. L. Mrazec (56) considere les Monts Apuseni comme un autochtone forme de Cristallin et de Mesozoique et observe la presence d’une nappe tyrolide. M.M. I. P. Voitești (114) et L. Kober (38) discutent les problemes tectoniques touchant les Monts Apuseni. L'hypothese de L. Kober. Cet auteur a elabore une synthese des Monts Apuseni, dans laquelle il a essaye d’etablir aussi leurs relations avec les Carpates orientales. M. L. Kober distingue la zone de Turda, qui appartient aux Centralides, et la zone de Bihor, qui appartient aux Interides (Zwi- schengebirge). La zone de Turda, qui presente tous les caracteres de « Centra - lide », etant caracterisee par le facies austro-alpin, a subi de puissants plisse- ments mesocretaces. Les formations rencontrees dans l’etendue de cette zone sont les suivantes : des schistes cristallins, des roches eruptives, des calcaires jurassiques et des depots cretaces. La formation de Gosau s’ins- talle transgressivement sur toute la region. La limite E de la zone de Turda est masquee par les depots tertiaires. La limite W, selon l’esquisse de Kober (38, page 99), coincide avec la limite d’entre le massif cristallin du Gilău et le Flysch des Monts Metalliferes. Apres avoir separe la zone de Turda, M. L. Kober passe aux precisions d’ordre local. Des le debut il souligne les difficultes qu’offre la solution des problemes tectoniques des Monts Metalliferes en s’exprimant dans les termes suivants : « Die Tek- tonik der erzgebirgischen Flyschgeosynklinale ist sehr kompliziert» (38, page 88). Pour ses conclusions generales, Kober a pris comme point de depart l’etude de Vadâsz sur la zone des klippes des Monts Metalliferes oii, d’apres les donnees geologiques plus anciennes, on connaissait les formations sui- vantes : le Trias sous le facies de Hallstatt, des couches de Klauss, des couches ă Aspidoceras acanthicum, des radiolarites, des porphyrites, des 28* M Institutul Geological României 16 rV 43 6 MIRCEA 1LIE calcaires tithoniques, le Cretace inferieur sous le facies de Flysch et le Cre- tace superieur sous le facies de Gosau. L’auteur utilise aussi la comparai- son faite par Vadâsz entre cette zone et le Hăghimaș. Quant aux idees de M. Kober sur les Monts du Trăscău, nous mention- nerons le caractere de racine de la zone de Turda. Faute de profils pour nous orienter, nous supposons que l’auteur a compris par zone de Turda la zone de Mesozoîque ă l’W de la viile de Turda. Cette denomination est impropre puisque c’est la crete du Bedeleu qui confere â la zone son caractere pregnant. Si nous admettons toutefois l’hypothese que l’auteur a voulu definir sous le terme de « region de racine de Turda » la crete meme du Bedeleu, nous constatons que la disposition zonaire allongee des diverses formations de l’axe des Monts Metalliferes imprime ă la zone son aspect de racine. Cette derniere hypothese ne tient toutefois pas compte des terminaisons periclinales de la zone du Bedeleu. Dans la region de Turda, l’extremite N de la pretendue zone de racine finit brusquement â la limite des depots tertiaires apres une ligne de faille. Au S de la region, la zone se detache du soubassement et flotte au-dessus du Flysch, ce qui nous autorise â passer â une autre hypothese tectonique. En ce qui concerne les relations des Monts Apuseni avec les Carpates orientales, M, Kober est d’accord avec Vadâsz pour admettre que la zone de Turda peut etre assimilee â la zone de Hallstatt du Hăghimaș, dont la zone de racine se trouve dans la region de Turda. M. Kober estime que la Nappe austro-alpine superieure des Carpates orientales occupe le Hăghimaș et le Rarău, ce qui est en desaccord avec l’opinion de M. I. P. Voitești, qui considere que la zone de Turda forme la racine de la Nappe bucovinienne (Uhlig) ou de la Nappe du conglomerat de Bucegi (Voitești). Selon M. Kober cette nappe representerait la nappe mediane et la nappe inferieure des Centralides. L’hypothese de I. P. Voitești. D’apres le prof. Voitești, les Monts Apuseni sont formes par deux grandes unites tectoniques : la Nappe tran- sylvaine et la Nappe bucovinienne (Uhlig). Les contours de ces deux unites se superposent avec les zones determinees par M. Kober. La Nappe bucovinienne comprend la bordure E des Monts du Gilău, dans l’espece la serie phyllitique analogue ă la serie de Tulgheș. La Nappe bucovinienne (Uhlig) ou la Nappe des conglomerats de Bucegi (Voitești) est caracterisee par le facies phylliteux des schistes cristallins (phyllites graphiteuses et calcaires cristallins; jurassiques?), par des greș quartzeux (liasiques ?), par des injections de roches basiques (diabases, porphyrites et porphyres), par le Trias du type Hallstatt, par des calcaires tithoniques et par le Cretace inferieur. La Nappe bucovinienne, nee de la pres- Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 437 sion de la Nappe transylvaine, a ete poussee jusqu’aux Carpates Orientales, jusqu’aux Perșani et jusqu’â la bordure des Carpates Meridionales. Selon l’auteur, la zone de racine se trouverait dans la crete du Bedeleu et serait caracterisee par la presence du Mesozoîque du type austro-alpin et par la frequence des injections de quartz et de diabase porphyrites (Monts du Trăscău, Monts du Zarand et Monts de Drocea). Dans la pârtie E et la pârtie SW des Monts Apuseni, l’auteur constate donc l’existence de la Nappe bucovinienne, qui englobe la bordure orientale des Monts du Gilău et le geosynclinal des Monts Apuseni (zone de Turda, Kober). Par le developpement du Mesozoîque du type austro-alpin et par les injections de porphyrites, la crete du Bedeleu represente la zone de racine de la Nappe bucovinienne. Si les unites tectoniques des Monts Apuseni, de meme que la zone de racine dans le sens que lui donne M. I. P. Voitești, correspondent dans la pârtie E des Monts Apuseni aux unites tectoniques considerees par M. Kober, dans les Carpates Orientales et â l’W des Monts Apuseni ces unites tectoniques ne peuvent plus se superposer. La Nappe transylvaine, consi- deree par M. Voitești dans les Monts du Bihor, de Pădurea Craiului et de Muma Codrului, correspond selon M. Kober ă la zone du Bihor avec les caracteres generaux des Interides (Zwischengebirge). Dans les Carpates Orientales, M. Voitești estime que les Nappes centralides inferieure et moyenne (Kober) enracinees dans la crete du Bedeleu appartiennent â la Nappe bucovinienne, tandis que M. Kober n’enracine â Turda que la nappe centralide superieure (Rarău, Hăgimaș, Perșani). Ainsi qu’il resulte de nos propres recherches, les Monts Metalliferes n’appartiennent pas aux nappes de schistes cristallins dans le sens que leur donne Uhlig, puisqu’on n’observe guere de lambeaux de schistes cristallins dans la zone du Flysch ; le Mesozoîque seul a joue un role dans la formation des nappes mesocretacees. Les Nappes centralides inferieure et moyenne (Kober) peuvent etre enracinees sous les depots de la Cuvette transylvaine. M. I. P. Voitești, qui a trăite les problemes tectoniques au point de vue general, n’a pas explique l’apparition de klippes dans les Monts Metalliferes. En ce qui touche la zone de racine de la crete de Turda et celle de la crete du Bedeleu, on peut affinner pour le moment qu’elles representent de tres anciens massifs plus ou moins disloques. La disposition zonaire des schistes cristallins et du Mesozoîque bien developpe des Monts du Trăscău pourrait faire croire â l’existence d’une zone de racine, mais si l’on tient compte de la terminaison perisynclinale de la crete du Bedeleu, telle que nous l’avons constatee, cette supposition semble inadmissible. Methode de travail. Les Monts du Trăscău ne sauraient guere etre rele- ves par de simples coupes transversales, puisqu’on obtiendrait dans ce cas Institutul Geological României 438 MIRCEA ILIE unc serie de zones dont il serait impossible de suivre les relations d’un bont â l’autre. La presente carte n’est pas l’effet d’interpolations executees â des distances plus ou moins grandes, mais bien le resultat de l’etude des limites sur toute leur longueur et du lever en detail des complications geologiques. Cette methode nous a ete imposee aussi bien par la morphologie du terrain depourvue d’une serie de vallees transversales— dans toute la region consi- deree il n’en existe qu’une seule, dans l’espece la Valea Mănăstirii — suscep- tibles de permettre le lever par interpolation, que par les complications d’ordre gcologique auxquelles nous nous heurtions ă chaque pas. Nos levers dans les Monts Metalliferes et dans les Monts du Trăscău ont ete effectues ă l’echelle de i : 25.000. Dans les Monts du Trăscău, particulierement dans le Cristallin de la crete du Trăscău, et dans la zone d’ecailles situee entre la Valea Inzelului et la Valea Uzii, nous avons execute nos levers ă l’echelle de 1 : 10.000. La carte tectonique des Monts Metal- liferes montrant les relations entre les unites tectoniques des Monts du Trăscău et celles des Monts Metalliferes serviră â l’orientation generale. A) STRUCTURE EN NAPPE DES MONTS METALLIFERES 1. COUPE DE LA VALEA GALDEI Examinons la coupe de la premiere vallee transversale au N des Monts Metalliferes, Valea Galdei (voir la planche â coupes'. Dans les gorges de la Valea Galdei, â l’E du village d’Intre Galde, ies cal- caires tithoniques affleurent sur une longueur d’environ 500111 sous forme de couches monoclinales. A la limite W des calcaires tithoniques on observe une tendance de leur part â se deverser sur les conglomerats aptiens. Sur le flanc E, les calcaires maintiennent leur pendage vers l’W, depuis le tal- iveg jusqu’â proximite de la courbe de 900 m, â partir d’ou ils modifient brusquement leur pendage pour devenir presque horizontaux. Sur la crete, le contour des calcaires tithoniques depasse la limite zonaire d’environ 2 km, tel qu’il resulterait uniquement des donnees touchant la coupe de la Valea Mânăstirei et la Valea Galdei. Les ophiolites de la base suivent pa- rallelement le contour des calcaires tithoniques. A l’E des gorges de la Gal- da, la Valea Galdei traverse le massif ophiolitique et la zone du Flysch. Quant ă la zone d’ecailles de la Valea Mânăstirei, elle disparaît sous la cou- verture du Cretace inferieur. Nous quitterons maintenant la coupe de la Valea Galdei, qui â partir d’ici coupe vers l’E les conglomerats et les greș aptiens, pour suivre la crete Gorunul—Piatra Cetei—Dealul Galdei, sur laquelle, immediate- ment â l’E de la ligne de charriage de calcaires tithoniques de Gorunul, affleurent les calcaires tithoniques de Piatra Cetei. Le contour ovale et les MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 439 pendages perisynclinaux de l’extremite S de ces calcaires indiquent l’exis- tence d’un synclinal situe au-dessus du Cretace inferieur. Une question qui se pose en liaison avec l’existence de ce synclinal de calcaires tithoniques au-dessus du Flysch est de savoir si les calcaires de Piatra Cetei ne seraient pas d’âge cretace. Or, comme on sait, Herbich a determine l’âge tithonique des calcaires sur la base d’une faune tres abon- dante cueillie dans la region de Cetea. En sus des conclusions tirees de la comparaison des calcaires jurassiques avec les calcaires cretaces (voir page 386), la presence des lames d’ophiolites, qui affleurent toujours â la base des calcaires tithoniques, plaide aussi en faveur de l’âge antecretace. Ces calcaires representent donc un synclinal jurassique supporte par les depots du Flysch cretace. Nous etudierons maintenant les relations entre ce synclinal et les calcaires de la crete du Bedeleu—Râmeți. II appert des contours sur la carte et des observations directes sur le terrain, maintes fois controlees, que le synclinal de Piatra Cetei se trouve en relations de continuite avec les calcaires tithoniques de Gorunul. Les calcaires de Piatra Cetei ne sont autre chose qu’un important lambeau de recouvrement. La surface de charriage entre le Jurassique et le Flysch s’est donc etendue â l’E de 4 km. Si l’on continue â suivre la coupe sur les cretes vers le SE, sur le ter- ritoire du village de Galda de Sus, on rencontre une serie de klippes qui presentent un certain interet en raison de leur position superieure par rap- port au Flysch et du fait de la presence des lames d’ophiolites, qui affleu- rent partout ă la base des calcaires ou isolement. L’âge jurassique indiscutable des calcaires et leur position tectonique nous incitent ă conclure que tous les affleurements de calcaires jurassiques (klippes) compris entre la pârtie axiale des Monts Metalliferes et la bordure de la Cuvette transylvaine ne representent que les lambeaux de recouvrement d’une nappe. La coupe de Valea Galdei et la terminaison perisynclinale de la zone de calcaires jurassiques sont deux faits concluants qui nous permettent d’affirmer l’existence d’une nappe de charriage dans les Monts Metalliferes. 2. TERMINAISON MERIDIONALE DE LA ZONE DU BEDELEU La zone de calcaires jurassiques de la crete du Bedeleu se retrecit pro- gressivement vers le Vârful Drogului. II sied de faire remarquer que la zone de calcaires jurassiques ne disparaît pas sous la couverture des conglomerats aptiens, mais qu’elle s’eleve en se maintenant sur les cotes les plus elevees. Nous trouvons sous ces calcaires les depots du Flysch cretace. En plus nous constatons, au S du Vârful Drogului, l’existence d’une serie de lambeaux qui ne sont autre chose que la continuation de la zone du Bedeleu. ’A Institutul Geologic al României 44° MIRCEA ILIE Parmi ces lambeaux, situes seulement sur les cotes elevees, nous citerons le lambeau de Vârful Curețului et le lambeau de Vârful Stenghii—Drogul. Le lambeau de Vârful Curețului, de forme allongee, appuie son flanc E sur des roches eruptives et le flanc W sur les conglomerats du Flysch. L’autre lambeau important, ă contour circulaire et aux relations tectoniques analo- gues ă celles du lambeau precedent, s’etend de Vârful Stenghii (cote 1261), en passant par Vârful Băiașului (cote 1200) et Vârful Lăcustei, jusqu’â . Grohota et Pragul. La zone du Bedeleu finit ă Pragul—Grohota par les deux lambeaux ci-haut. Les lambeaux terminaux de Vârful Curețului et Vârful Lăcustei se maintiennent sur les points morphologiques les plus eleves. Des que les calcaires tombent au-dessous du niveau d’erosion, les depots du Flysch affleurent du soubassement. Si l’on etudie les variations des rapports tectoniques de la zone du Bede- leu, on constate generalement une serie de phenomenes transitoires. Dans la crete du Bedeleu en particulier, la zone de calcaires tithoniques affecte la forme d’un synclinal normal. Plus au S, dans la region de Vânătara, son flanc W se d^compose, ce qui fait que la zone se retrecit au point de devenir un paquet de couches monoclinales aux contacts hesitants qui, dans Valea Cheii, finissent par prendre la position verticale. La coupe de Valea Galdei montre que la zone du Bedeleu a une tendance â revenir â la forme synclinale. Au S de la Valea Galdei nous assistons ă la surelevation axiale de la zone de calcaires, fait â la suite duquel les couches tendent vers la position horizontale. La disposition anormale du synclinal du Bedeleu, qui repose sur un substratum manquant d’uniformite, ayant son extremite septentrionale appuyee sur le massif cristallin du Trăscău et son extremite meridionale sur les depots du Flysch cretace, ainsi que l’elevation de son extremite S, sont des constatations qui viennent renforcer les conclusions tirees de l’inter- pretation de la coupe de la Valea Galdei. 3. LAMBEAUX DE LA REGION DE CIUMERNA Parallelement aux lambeaux terminaux de la nappe se developpent une serie de lambeaux satellites. Dealul Hulmurilor est occupe par un premier lambeau satellite, qui correspond â la largeur maximum du lambeau de Vârful Curețului. On rencontre â Poiana Ascunsă trois lambeaux ă con- tour circulaire, qui correspondent aux cotes les plus elevees (1162, 1157, 1178). Le lambeau de Bisericuța, qui est celui situe le plus â l’W, est lui aussi circulaire. Tous ces lambeauxreposent sur un soubassement de Flysch et ont une position subhorizontale, MONTS DU. TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 441 A partir de Bisericuța les lambeaux satellites sont orientes dans la direc- tion N—S. Les lambeaux de Grohot a—P r a g u 1, d’une etendue plus reduite et circulaires, occupent les cotes les plus elevees et disparaissent aux points ou l’erosion normale est accentuee. On les rencontre aux cotes 1210, 1x79, 1090 et entre les cotes 1236 (Pragul) et 1163. On peut egalement ranger dans la categorie des lambeaux de Ciumerna les lambeaux du Vârful Albii, qui different des lambeaux precedents par le soubassement d’ophiolites. Nous distinguons donc dans la region de Ciumerna une serie de lam- beaux qui flottent sur les depots du Flysch et une autre serie qui repose sur un soubassement eruptif. 4. LAMBEAUX DE GALDA DE SUS Cette zone se trouve dans le voisinage du village de Galda de Sus. On remarque sur les cretes au N et au S de la Valea Galdei une serie de klippes de calcaires tithoniques qui descendent par endroit dans le talweg de la vallee. Sur la colline Dealul Cetei, â la cote 669, existent deux lam- beaux, dont celui du N est situe dans la direction des lambeaux de la Valea Cetei et celui du S dans la direction du lambeau de Valea Galdei. A Daisa Ion (cote 674) on observe la presence de quelques blocs calcaires s’appuyant sur une bande d’ophiolites. Le lambeau de Vârful (740) occupe la plus grande superficie et pince une lame d’ophiolites sur son flanc W. Au-dessus du village de Galda de Sus se trouvent les lambeaux suivants : le lambeau de la cote 650 accompagne d’une lame d’ophiolites, le lam- beau de la cote 604 et le lambeau de la cote 452. Les lambeaux de Dealul Cetei sont generalement formes de calcaires tithoniques et d’ophiolites. Le lambeau de Vârful est consti- tue par une masse importante de calcaires, les ophiolites affleurant ă la base comme une simple lame. Le lambeau de Daisa Ion par contre est com- pose en majeure pârtie d’ophiolites au-dessus desquelles flottent de petits lambeaux de calcaires jurassiques. Au S de la Valea Galdei, les lambeaux sont moins nombreux, etant exclusivement formes de calcaires jurassiques. Le lambeau de Nicaia (857), de forme circulaire, est le mieux developpe de tous. Viennent ensuite les lambeaux de la cote 888, de Piatra Păpușii et de Piatra Muncelului. Dans la Valea Galdei nous avons le lambeau de Cheile Gal- dei, traverse par des lames ophiolitiques et representant la liaison entre le lambeau de Nicaia et le lambeau de la cote 669. Quelques auteurs ont attribue l’existence des lambeaux de calcaires Institutul Geologic al României MIRCEA ILIE dans le talweg des vallees â des phenomenes de diapirisme. La plasticite differente des calcaires et des greș aurait facilite le deracinement des cal- caires jurassiques sous la forme de klippes. Si l’on voulait expliquer la presence de tous les lambeaux de calcaires par la manifestation de phenomenes de diapirisme, on aboutirait â des con- clusions absurdes. Si l’on tient compte de l’aspect tabulaire des lambeaux, on devrait par exemple admettre, outre une action de percement produiie par les calcaires, aussi une action de deploiement horizontal des couches Var niței Va/ea Grisului Fig. 29. - Les lambeaux de recouvrement du Brădișor. 1, Tithonique; 2. Cr<$tac6 inferieur; 3, dboulemcnt; 4, fours â chaux. respective> au moment ou elles se sont soustraites aux forces tangentielles. Quant â considerer le diapirisme des calcaires comme un phenomene d’or- dre general, leur frequence devrait etre plus grande dans les vallees que sur les cretes. Or, il resulte de nos levers juste Ie contraire, car la majorite des lambeaux se trouvent sur les cretes. En plus de cela, les lambeaux n’etan pas seulement formes de calcaires tithoniques mais aussi de lames ophio- iitiques, les ophiolites devraient presenter les memes proprietes plastiques que les calcaires. A notre avis les affleurements de calcaires tithoniques dans le talweg des vallees representent des lambeaux ayant les memes caracteres que les Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 443 lambeaux des cretes. Ces affleurements correspondent â un maximum d’immersion axiale des plis. Les lambeaux du talweg ne sauraient non plus etre interpretes comme des apparitions de l’autochtone, vu la continuite existant entre les lambeaux de la crete et ceux du talweg. 5. ZONE DE LAMBEAUX FABIAN-DOSUL BLIDARULUI Parallelement â la nappe et â ses lambeaux terminaux se developpent plusieurs lambeaux externes, ranges tout le long d’une zone comprise entre Fabian et Dosul Blidarului. A Fabian (1064) se trouve un lambeau principal et une serie de lam- beaux secondaires dont la plupart sont associes aux ophiolites. Ces lam- beaux marquent non seulement les axes synclinaux de la nappe, mais aussi sa surface meme de charriage. Ainsi, au lieu de constatei' la presence d’un seul lambeau conservant une direction generale, on observe une serie de lambeaux qui jalonnent la surface de charriage (entre Fabian et Piatra Crai- vii). On remarque le meme fait â Dealul Pruni (954) et â Stâna (im). Les lambeaux compris entre Fabian et Stâna ne restent pas seulement sur les cretes en question, mais descendent aussi le long des flancs des vallees (Bucerdea, Țelna). On distingue ă Țelna deux series dc lambeaux : une serie W, qui occupe les cotes 970 et 952, et une serie E, qui comprend le lambeau principal de Stâna (872, 824). Les lambeaux de Piatra Măgurii et ceux de Piatra Grohotișului (1134) se ressemblent aussi bien comme forme que comme rapports tectoniques. Entre ces deux lambeaux affleure une serie de lambeaux secondaires, tout comme ă Fântânelele. Les calcaires jurassiques et les ophiolites entrent dans la constitution de ces lambeaux dans des proportions presque egales. A Cheile Ampoiței, les calcaires jurassiques constituent une lame asso- ciee aux ophiolites et plus au N elles forment un lambeau important. Les affleurements de calcaires et d’ophiolites d’ici se trouvent dans les memes conditions que les affleurements de Cheile Galdei, etant donne qu’ils representent un lambeau—temoin d’une immersion axiale maximum. A Cheile Ampoiței, les lambeaux indiquent un changement de direction de la zone entiere. Alors que les lambeaux decrits jusqu’â present sont orientes NE—SW, ceux qui suivent sont orientes E—W, tout comme les lambeaux terminaux de la nappe (Ciumerna). Le lambeau de la cote 969 est constitue par des calcaires jurassiques et des ophiolites en proportions egales ; il a la meme direction N—S que le lambeau de la cote 714. A Vârful Podișului, les calcaires jurassiques Institutul Geological României 444 MIRCEA ILIE l’emportent sur les ophiolites, qui apparaissent seulement sur le flanc S du lambeau. Sur la selle entre Vârful Podișului et la cote 933 on ne rencontre que des ophiolites. Le principal lambeau de cette zone se trouve ă Dosul Blidarului et mesure 1800 m de longueur. Ici les calcaires jurassiques presentent des lames ophiolitiques discontinues sur le flanc S. Quelques lambeaux secon- daires forment l’avant-garde du lambeau principal. La crete Dosul Bli- darului—Vârful Podișului est la premiere crete du S de la region de Ciu- merna depassant 1000 m d’altitude, fait qui determine la reapparition des lambeaux. Si l’on etudie l’aspect de ces lambeaux de l’W â l’E, on constate un rapport inverse entre les masses de calcaires et les roches eruptives. Ainsi, tandis qu’â l’W les calcaires prevalent et les ophiolites n’affleurent qu’en forme de lames sur la surface de charriage, â l’E ce sont les ophiolites qui l’emportent sur les calcaires. Quant au role des ophiolites dans la zone de lambeaux Fabian—Dosul Blidarului, nous observons les faits suivants : Entre Fabian et Piatra Craivii, les ophiolites affleurent sur le flanc W â Fabian et sur le flanc E â Piatra Craivii. Les ophiolites disparaissent â Stâna pour reapparaître sur le flanc W des lambeaux de Piatra Măgurii et Piatra Grohotișului. II resulte de l’examen des rapports entre les calcaires jurassiques et les ophiolites triasiques que les lambeaux de recouvrement de la nappe de cette zone peuvent etre formes exclusivement de calcaires, et dans ce cas le contact a lieu directement avec 1'autochtone, ou bien ils peuvent etre flanques par des ophiolites â l’E ou â l’W (respectivement au N et au S). La zone des lambeaux Fabian—Dosul Blidarului presente egalement des variations axiales. Generalement ce sont les cretes predominantes et les cotes les plus elevees qui constituent les points sur lesquels les lambeaux viennent s’installer, car elles sont les seuls endroits de la nappe qui aient echappe ă l’erosion. Les lambeaux de la Valea Țelnei et de la Valea Ampoiței indiquent deux immersions axiales. Les lambeaux de Dosul Blidarului ont un niveau plus bas que ceux du NE de la zone. En ce qui concerne le changement de direction des lambeaux, on observe que, tandis que les lambeaux de Fabian, Stâna et Piatra Grohotișului sont orientes NE—SW, les lambeaux de Vârful Podișului et Dosul Blidarului ont une direction E—W. Le lambeau de Cheile Ampoiței correspond au maximum de courbure des plissements au point oii les lambeaux changent de direction. Quant â ce qui se passe dans la zone des lambeaux de Fabian— Dosul Blidarului â l’W, il suffit de suivre sur la carte les lambeaux MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 445 de la Valea Fenesului—Dumbău et ceux de Brădisor, Vulcan et Strâmba (Fig. 29- 34). , Au resume, cette zone de lambeaux presente trois immersions axiales (Valea Țelnei, Valea Ampoiței et Valea Fenesului) et marque une grande courbure dans la region de l’Ampoița, accompagnant la pârtie E et la pârtie S de la nappe. 6. ZONE DE RABOTAGE DES OPHIOLITES D’IGHIU—AMPOIȚA Lorsque les calcaires jurassiques qui forment la nappe de charriage des Monts Metalliferes rencontrent le massif ophiolitique de l’axe de ces montagnes, ils le deracinent et entraî- nent une pârtie de la masse des ophiolites ă la base des lambeaux des zones considerees, tandis qu’ils refoulent la majeure pârtie des ophiolites dans la zo- ne d’Ighiu—Ampoița ■—Zlatna. Dans cet- te zone de rabotage, les ophiolites affleurent soit sous la forme de bandes importantes, plus epaisses sur les cretes et effilees dans le talweg des vallee», soit sous la forme de lames installees sur les cretes et plissees en meme temps que les schistes aptiens. Le Ti- thonique dans la zone de rabotage ne se trou- ve que sous forme de blocs isoles ou d’ele- ments dans la b r e- che myloniti- Fig, 30- ” Les lambeaux de recouvrement de la region de Vulcan 1, Tithonique; 2, Cfetacd inferieur; 3, dboulement; 4 fours a chaux. Institutul Geological României 446 MIRCEA ILIE que, sur les lignes de broyage (Valea Albinei, Feneș, Vuitori). A l’E de Piatra Craivii, les ophiolites affleurent entre les cotes 834 et 749, tandis qu’au N elles traversent la Valea Craivii et vont en s’ef- filant de plus en plus jusqu’â Piatra Păpușii, ou elles restent perchees sur les cretes. Vers le SW, elles occupent Vârful Dealurilor (839), dans Valea Țelnei elles se retrecissent legerement et sur la crete Dum- brăvile elles s’etendent sur les cotes 914 et 731. On rencontre â Dealul Văii (987) une nouvelle bande d’ophiolites, large de 500 m, ayant, elle aussi, la direction NE—SW. Elle occupe la crete SE Stâna, entre les cotes 1006 et 980, et se developpe dans la Valea Ighiului, â partir du Pârâul Gugurilor jusqu’â proximite de la cote 866. Sur la crete Piatra Măgurii, les ophiolites alternent avec les greș aptiens, formant trois lames de plus en plus minces de l’E â l’W. Les premieres deux lames restent â l’E de Piatra Grohotișului, tandis que la troisieme lame, qui est aussi la plus developpee, se prolonge jusqu’â Valea Ampoiței oii elle occupe les cotes 906, 945, 943 et 997 (Iscu Mărului). Les ophiolites situees â l’E de Piatra Grohotișului forment au N la base des lambeaux de Piatra Măgurii, tandis qu’au S elles affleurent en meme temps que les calcaires de Cheile Ampoiței. Dans le voisinage du village d’Ighielul existe une sdrie de lames ophio- litiques â Vârful Secării et dans la Valea Ighiului. A Vârful Pleașa, les roches eruptives forment une bande large d’environ 500 m, qui au SW s’etend sur le Vârful Popii (803), Dealul Bisericii (684) et Fruntea Ferului (519) et se ferme au S de la vallee de l’Ampoița (Vârful Râpii 458). A l’W de Dealul Bisericii existe une autre lame qui se ferme au S de la vallee de l’Ampoița. A l’W de Vârful Pleașa, apparaît une nouvelle bande d’ophio- lites qui s’etend vers le SW, traverse Pârâul Cocoșului et vient s’installer â Dealul Mărului (939), Dealul Osoi (875) et Vârful Repaosului (806, 905). Les ophiolites de Vârful Repaosului alternent avec les greș aptiens aussi bien dans la Valea Iscului que sur la crete du S. A l’W cette bande d’ophio- lites s’etend jusqu’â la region de Feneș et de Vuitori. La presence constante des ophiolites â la base des lambeaux de cal- caires et le caractere de continuite evidente que les lambeaux de Dosul Blidarului presentent avec les ophiolites de Dealul Osoi nous autorisent â admettre l’existence d’une zone de rabotage des ophiolites. 7. LAMBEAUX SATELLITES DE LA REGION DE METEȘ La coupe de Valea Ampoiului devient interessante des qu’elle tra- verse la limite du village de Meteș, en raison de l’abondance des blocs de calcaires tithoniques que l’on observe entre le bord de la route depar- tementale et la crete situee â la gauche de la vallee. Uhlig (ho) a publie Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 447 une photographie de ces lambeaux (klippes) prise sur la colline Dealul Morii. Au-dessus du lieu dit «Feredeul la Var» apparaissent deux grands blocs, orientes â peu preș dans la direction E—W. D’ici vers Dealul Osoiu- lui viennent s’aligner, le long et â droite du sentier partant de l’eglise, sept blocs de dimensions differentes qui, consideres sous un certain angle, don- nent l’impression d’une masse continue. Le lambeau le plus developpe est celui de la cote 523. Le dernier lambeau de cette serie se trouve a la cote 580. Font egalement pârtie de cette zone aussi les blocs des cotes 534, 394, 389 et 292. Les lambeaux de Piatra Peștera, de la cote 469 et de la Valea Albinei appartiennent â la meme zone des lambeaux satellites. Sur la route departementale reliant Alba lulia ă Zlatna, entre les villages de Poiana et de Priseaca Ampoiului, se trouve une nouvelle serie de blocs. Les lambeaux satellites s’etendent au S de la Valea Ampoiului ă travers les blocs de Galați, Piatra Corbului, Găureni et Piatra Varului. Les lambeaux satellites de la region de Meteș sont situes â l’exterieur de la zone de rabotage des ophiolites, et dans sa pârtie N ils sont en rela- tion avec la zone de lambeaux de Galda de Sus. Les lambeaux satellites sont ordinairement de grands blocs mesurant de quelques metres cubes â quelques centaines de metres cubes. L’absence des lames ou des lambeaux d'ophiolites ă la base des calcaires constitue un phenomene d’ordre gene- ral. Ces lambeaux n’occupent jamais de grandes superficies et leur posi- tion ne correspond pas aux cretes â hautes altitudes, comme c’est le cas des lambeaux des zones dont il a ete question plus haut. Les lambeaux satellites representent les points de base de la nappe, les jalons de la sur- face de charriage â caractere ondulant. Un fait qui ne laisse pas de sur- prendre est la position peu elevee de ces lambeaux dont la hauteur varie de 300 â 500 m. Aussi peut-on se demander quel fait a bien pu provoquer cette denivellation de la surface de charriage. Si l’on pousse ses investi- gations dans la region situee au S de la Valea Ampoiului, on constate que les altitudes les plus hautes (Vârful Cioranului, Vârful Colțului, Cetatea Tăuțului) sont occupees par les depots cretaces moyens et les depots cre- taces superieurs. Cela signifie que la zone enti^re du Flysch de la region de Meteș tend â s’en foncer. Sur la rive droite de la Valea Ampoiului, le Flysch cretace inferieur et les lambeaux de la nappe sont enfouis sous les depots du Cretace moyen. Dans la Valea Ampoiului, les lambeaux satellites representent par consequent les restes de la nappe meso-cretacee dans sa region de plongement maximum. Leur position exterieure par rapport ă la zone de rabotage des ophiolites nous conduit â expliquer l’absence des lames ophiolitiques de la base des lambeaux satellites. Institutul Geological României 448 MIRCEA ILIE Ayant termine la description detaillee des lambeaux d’avant-garde dans la region de Meteș, nous passerons maintenant â des considerations d’ordre general touchant la nappe meso-cretacee des Monts Metalliferes et des Monts du Trăscău. B) LES MONTS DU TRĂSCĂU CONSIDEltES AU POINT DE VUE DE LA STRUCTURE EN NAPPE DES MONTS METALLIFERES Pour dechiffrer la structure des Monts du Trăscău, nous nous servirons des conclusions tirees des faits constates dans les Monts Metalliferes, etant donne que ces deux massifs montagneux presentent entre eux des relations structurales etroites. La zone de calcaires tithoniques de la region de Bede- leu—Râmeți—Necrilești et la klippe de Pleașa Râmețului—Piatra Cetei sont deux elements constituants qui figurent avec les memes caracteres tecto- niques dans l’une comme dans l’autre de ces unites geographiques. . 1 i. LA NAPPE MESO-CRETACfiE DANS LA REGION DE BEDELEU-RAMETI Le contour amigdaloîde, allonge, de la zone de calcaire jurassique de la crete Bedeleu—Râmeți rappelle la structure en nappe. L’extremite N de la nappe prend contact avec le soubassement cristallin de la crete du Trăscău. Dans la pârtie E, le contact avec le massif intrusif ophiolitique est con- serve sur toute son etendue dans les Monts du Trăscău aussi bien que dans les Monts Metalliferes. Dans la pârtie W, la surface de chevauchement s’est ecartee de sa position primitive sous l’effet des mouvements poste- rieurs â la phase principale de charriage. Cette constatation peut nous faire aboutir ă des conclusions tout ă fait differentes. Dans la region de Brădești, les conglomerats du Flysch recouvrent les calcaires jurassiques normale- ment, d’oîi l’on pourrait tirer des deductions quant â l’existence d’une structure normale. Si l’on tient toutefois compte du fait que dans la region d'Intre Galde le plan de charriage revient â sa position inițiale, cette suppo- sition tombe d’elle-meme. Les contacts anormaux de la region de Vârfuiata—Lunca, tels qu’ils se presentent aujourd’hui, pourraient nous faire admettre la presence d’une nappe d’âge post-senonien formee de Cristallin et de son Mesozoîque, ce qui est absolument faux. Les phenomenes tectoniques plus recents compliquent par consequent l’interpretation et rendent la separation des grandes unites tectoniques plus difficile. Ce n’est qu’en faisant abstraction des donnees de la tectonique recente que nous avons pu aboutir aux conclusions ci- dessous. Dans les Monts du Trăscău on distingue les zones suivantes de lam- beaux de la nappe : Institutul Geologic al României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 449 2. ZONE DES LAMBEAUX EXTERNES Ici le probleme des lambeaux n’est pas simple, puisque les affleurements de calcaires tithoniques ne representent pas tous un lambeau de recouvrement. Aussi ne choisirons-nous du chapitre de l’analyse structurale detaillee (zone de klippes externes) que les klippes possedant un caractere tectonique specifique. Nous commencerons par la zone des lambeaux externes, qui se trouve en liaison directe avec les lambeaux des Monts Metalliferes. Les calcaires de Pleașa Râmețului representent l’extremite N du lam- beau de Piatra Cetei qui, comme nous l’avons vu, presente sur les cretes le maximum de largeur et affecte la forme de synclinal. Le lambeau de recouvrement de Pleașa Râmețului est le seul lambeau externe dans le voisinage immediat de la nappe. La plupart des affleurements de calcaires tithoniques decrits dans la zone de klippes externes ne sauraient etre con- sideres comme des affleurements formant des lambeaux de la nappe, puis- qu’ils appartiennent â l’autochtone. 3. ZONE DES LAMBEAUX MARGINAUX Les calcaires tithoniques de Buiagul et de Piatra Secuiului appartiennent au massif de Turda—Trăscău, que nous considerons comme faisant pârtie de l’autochtone. A Cheile Turdei, ils supportent normalement les Couches ă Aptychus. Selon L. Kober cette zone de calcaires jurassiques formerait la zone de racine de la Nappe austro-alpine superieure. Pour notre part nous n’en retiendrons que leur position sur place et les regarderons comme appar- tenant au soubassement de la region. Les calcaires tithoniques de Datele et de Cheile Aiudului, caracterises par des contours ovales et par leur position morphologique dominante, representent les lambeaux situes le plus ă l’E. Les affleurements de calcaires tithoniques de Poiana et de Geoagiu de Sus sont egalement des lambeaux de la nappe que les depots mediter- raneens ont partiellement ou totalement recouverts. 4. ZONE DES LAMBEAUX INTERNES Cette zone comprend la region â l’W de la crete du Bedeleu et se super- pose exactement ă la zone de klippes internes de Vânătara—Curuna— Petrușești. Quant â leurs relations avec l’autochtone, les lambeaux de cette zone flottent sur les depots du Flysch et presentent certaines complications qu’on ne rencontre pas â Ciumerna. C) DIFFERENCES STRUCTURALES ENTRE LES MONTS DU TRĂSCĂU ET LES MONTS M^TALLIFÎSRES Un examen de la carte geologique des Monts du Trăscău revele ă pre- miere vue l’aspect d’une structure en ecailles. Dans la zone principale de 29 HhL Institutul Geologic al României iGRy 45° MIRCEA ILIE Bedeleu—Râmeți, particulierement sur son flanc E, aussi bien que dans la zone du Flysch, le caractere de structure en ecailles s’avere evident et general pour toutes les formations. Les contours tres allonges ct frcquem- ment interrompus des diverses formations demontrent l’aspect imbrique des Monts du Trăscău. Que representent en somme ces ecailles et s’agit-il de simples lames deracinees des profondeurs ou d’unites tectoniques superposees au Flysch et elles-memes en ecailles ? La structure en ecailles est la formule qui conviendrait le mieux ă ia majeure pârtie des donnees recueillies sur le terrain, mais elle ne contribue pas ă resoudre les grands problemes tectoniques. Les Monts du Trăscău Clichd A. Codarcea Fig. 31.— Le lambeau de recouvrement de Vulcan. (Les calcaires tithoniques flottent sur le Cretace inferieur). presentent le caractere d’ecailles, mais ces ecailles ont des valeurs diffe- rentes. Ce sont des ecailles detachees de l’autochtone ou des ecailles pro- duites par le plissement de la nappe mesocretacee. Dans les Monts du Trăscău, la nappe a ete replissee par les plissements ulterieurs au charriage. fîtant profondement pinces, les lambeaux affectent l’aspect de lames detachees du soubassement. Les Monts Metalliferes se distinguent des Monts du Trăscău par leur structure en nappe deployee. Dans les Monts Metalliferes, nous nous trouvons sur la pârtie meridionale de la nappe avec ses zones de lambeaux, des lambeaux satellites et la zone de rabotage ophiolitique. Les contours des formations, circulaires ou d’un ovale allonge, frappent de prime abord meme l’oeil d’un geologue peu verse dans les problemes tectoniques. D’ou provient la difference de structure entre les Monts Metalliferes et les Monts du Trăscău? Si l’on examine la maniere dont les unites tecto- MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 451 niques se sont developpees du N au S, on remarque la disparition succes- sive des formations plus, anciennes. Ce fait est du ă l’erosion qui, dans la pârtie N, a decouvert plus profondement la structure geologique, attei- gnant le soubassement cristallin. Comme l’erosion a ete plus superficielle au S, elle n’y a erode que la surface de la nappe, laissant comme temoins les lambeaux qui occupent aujourd’hui les cretes et les cotes les plus elevees. Tel est le cas des Monts Metalliferes. Par suite de la difference d’erosion, nous avons, dans les Monts du Trăscău, une structure de soubassement de- couverte et imbriquee et quelques parties de la nappe mesocretacee et, dans les Monts Metalliferes, des lambeaux de nappe conserves dans les parties du terrain les plus elevees. D) CARACTERES gEnERAUX DE LA NAPPE MESOCRETACEE Dans la pârtie orientale des Monts Apuseni predomine le charriage E au-dessus du Flysch cretace, dans les Monts Metalliferes, et au-dessus des anciens massifs, dans les Monts du Trăscău. Ddlimitation de la nappe. II est assez malaise de delimiter la nappe, sur- tout dans les regions de lambeaux situes sur des massifs plus anciens. Ici nous ne pouvons savoir si le lambeau constitue un reste de la nappe ou un lambeau de l’autochtone epargne par l’erosion, â moins de trouver inter- mediairement des lames de schistes cretaces. La nappe prend fin au N de la crete du Bedeleu, oii elle repose sur une unite dont nous n’avons pas encore parle : l’ancien massif du Tră- scău. Les contours generaux de la nappe presentent une forme amigdaloîde, allongee. La limite septentrionale d’erosion de la nappe se trouve sur la ligne des villages de Lunca et de Rimetea. Dans la crete du Bedeleu, l’extremite N de la nappe s’appuie sur l’ancien massif du Trăscău, faisant â premiere vue l’impression d’une superposition normale. Vers son extremite meri- dionale, la nappe mesocretacee prend l’aspect d’un synclinal flottant au- dessus de la masse de Flysch cretace. On ne remarque nulle part des ter- minaisons perianticlinales des calcaires jurassiques. Si l’on regarde du haut de la crete du Bedeleu la maniere dont la zone de calcaires se retrecit gra- duellement, on peut tout d’abord etre porte â croire ă la disparition de la zone jurassique sous la couverture du Cretace inferieur. Cependant au S de la Valea Galdei, dans la crete de Necrilești, les calcaires tithoniques n’atteignent pas le fond des vallees mais s’installent sur les cretes, prenant l’apparence de synclinaux. A l’W des lambeaux de Ciumerna, qui cou- ronnent les hautes cretes, se trouvent les lambeaux terminaux (Brădișor, 9* 1 Institutul Geologic al României \j6Ry 452 MIRCEA ILIE Vulcan, Strâmba) de la nappe (Fig. 29—34). La serie chevauchante reste toujours sur les cretes. Outre la zone principale de la nappe, appartiennent egalement â la meme unite tectonique les zones de lambeaux, des plus internes aux plus peripheriques. Si la limite septentrionale provient de l’erosion, la limite orientale de la nappe est masquee par les depots mediterraneens de la Cuvette transyl- Fig. 32. —Les lambeaux de recouvrement du Strâmba. 1. calcaires cristallins; 2, Tithonique; 3, dboulements; 4. porphyrites â augite; 5, Cr6tac6 inferieur. vaine. Le probleme de la continuite des nappes au-dessous des depots ter- tiaires de la Cuvette a ete discute par les geologues, qui ont pour la plupart admis l’existence de relations entre les unites tectoniques des Monts Apu- seni et les unites tectoniques des Carpates orientales. Au S de la Valea Ampoiului, la disparition de la nappe se produit dans les memes conditions qu’â l’E des Monts Metalliferes. Les derniers lam- beaux disparaissent sous la couverture des conglomerats cretaces. Dans la region de Meteș, la surface de charriage reconstituee par les lambeaux satellites suit un plan incline vers le talweg de la Valea Ampoiului, dis- MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 453 paraissant apres la ligne transgressive du Cretace superieur, ligne orien- tee E—W. Constitution de la nappe. La nappe est formee d’ophiolites triasiques et de calcaires jurassiques. Les ophiolites se presentent sous la forme de lames ou de lambeaux plus ou moins developpes qui tantot supportent, tantot ne supportent pas les calcaires tithoniques. Dans la zone de rabo- tage d’Ighiu—Zlatna, les ophiolites sont refoules et broyees en meme temps que le Flysch. Les calcaires tithoniques affleurent sporadiquement dans cette zone. Les ophiolites de la base de la nappe et celles de la zone de rabotage appartiennent au massif de l’axe des Monts Metalliferes. Les lambeaux isoles de la nappe de son extremite meridionale S sont prives du support des ophiolites parce qu’ils depassent le massif ophiolitique intrusifs. Les calcaires tithoniques constituent l’element qui prevaut aussi bien dans la crete de Bedeleu—Necrilești que dans les zones de lambeaux. Dans la zone des lambeaux satellites seuls, les calcaires tithoniques forment les lambeaux. Grâce ă l’erosion, la surface de charriage s’est maintenue au-dessus du niveau visuel, de sorte que nous pouvons nous rendre compte de ses caracteres. Telle que se presente la serie chevauchante, toujours localisee sur les cretes, on remarque que la surface de charriage de la nappe n’est pas horizontale, comme cela a du etre le cas â l’epoque du paroxysme oro- genique, mais qu’elle presente une serie d’irregularites. La nappe et les lambeaux ont des contours circulaires ou amigdaloides et des pendages perisynclinaux. Les deformations orogeniques repetees ont provoque le replissement de la nappe. Les anticlinaux ont subi des erosions, mais les synclinaux se sont conserves. Les lambeaux forment des zones qui cor- respondent â l’axe des synclinaux. Ils sont allonges dans le sens du plisse- ment. L’allongement des lambeaux, parallele ă la direction generale, resulte du replissement des assises inferieures. Le soubassement a ete en effet sou- mis â des replissements dans des phases posterieures au phenomene de charriage. Une preuve de replissement post-cretace moyen nous est fournie par le chevauchement des schistes cristallins de Vârfuiata par-dessus le Cretace superieur. L’effondrement du Bassin transylvain a surement pro- voque des deformations supplementaires de la nappe. Les replissements ont egalement pu affecter les depots de la base de la nappe. C’est le cas pour la region de Rimetea, oii le Flysch forme une serie de plissements isoclinaux. Dans cette region, les depots cretaces sont pinces entre deux anciens massifs qui, leur ont imprime un aspect isoclinal. La nappe mesocretacee est une nappe de second ordre, depourvue de flanc inverse. Sa region de decollage semble etre le massif cristallin de 454 MIRCEA ILIE Muntele Mare. Les formations constituant la nappe, conjointement avec les formations de l’autochtone, ont subi des denaturations ulterieures. Les calcaires tithoniques ont acquis, grâce au charriage, une schistosite et une cristallinite (Dosul Blidarului, vallee du Feneș) qui les differencient du reste des calcaires ordinaires. Dans la crete du Bedeleu, les calcaires ti- thoniques deviennent eux aussi cristallins â la base, fait qui a determine J. Szâdeczky â considerer les calcaires cristallins comme etant de provenance jurassique. Les ophiolites triasiques agissent comme un materiei â grande Caprafbiul Vulcan Fig. 32. — Coupe dans la region de Vulcan. (Echelle 1:45.000). 1, Tithonique; 2, Cretactf inferieur. Fig. 33- — Coupe dans la region de Strâmba, (fichelle 1: 38.000). 1, schistes cristallins; 2, Tithonique; 3, Cretace inferieur. plasticite ; on ne constate pas de deformations interieures. Les greș aptiens des assises inferieures de la nappe affectent un aspect phylliteux (Dosul Blidarului, Vârful Măgurii, vallee du Feneș). L’âge de la nappe. La nappe est d’âge mesocretace. Les masses chevau- chees sont d’âge cretace inferieur, y compris l’Aptien. Au charriage a suc- cede la transgression cretacee superieure. L’âge du charriage est donc com- pris entre le dernier depot charrie et les premiers depots transgressifs sur la nappe. Dans le bassin de l’Arieș, les depots du Cretace superieur sont transgressifs sur le massif du Gilău. A cause des replissements postse- noniens, on n’observe pas le caractere de transgression du Cretace supe- rieur au contact entre le massif du Trăscău et la nappe. Dans les Monts Metallif&res, la transgression du Cretace moyen et du Cretace superieur est representee, au S de la Valea Ampoiului, par des conglomerats puis- șamment developpes. Dans la region de Meteș, le plan de charriage passe MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 455 au-dessous du niveau de 1'erosion actuelle et il est recouvert par ces conglo- merats. La mise en place de la nappe a eu lieu durant la phase austrique (Stille). Le fait que la nappe a ete recouverte par l’invasion de la mer du Gosau indique l’existence de cette phase austrique (ante-gosau). Dans les Monts Metalliferes, la transgression commence par le Cenomanien (BlanckenhoRN)- II n’est cependant guere possible de dire si le Flysch cre- tace inferieur se termine avec l’Aptien ou l’Albien. Par consequent il n’est pas non plus possible de preciser si la phase austrique est ante-albienne ou post-albienne (Stille). E) AOTOCHTONE Ancien massif du Trăscău. Nous devons considerer ce massif comme une unite inferieure â la nappe. II occupe toute la crete du Trăscău, se retrecit au S (crete du Bedeleu — Râmeți) et disparaît dans Valea Mânăstirei A la hauteur du village de Rimetea se trouvent deux anciens massifs : 1 e massif du Trăscă u—B edeleu et le massif de Turd a— T r ă s c ă u. Le massif de Trăscău—Bedeleu nous interesse davantage, parce qu’il fait le principal objet de nos levers et qu’il a joue au point de vue tectonique un role important. Nous considerons egalement les schistes cristallins de Podurile, Valea Ascunsă et Oncești comme des manifestations du massif du Trăscău. Le massif du Trăscău est compose de couches puissamment metamorphisees (schistes cristallins) et d’une couverture sedimentaire dis- cordante. Les schistes cristallins sont representes par une gamme de roches allant des phyllites aux paraschistes. La couverture sedimentaire est for- mee de calcaires â silex, conglomerats, greș (Callovien), calcaires conglo- meratiques et calcaires recifaux (Tithoniqu;), greș et marnes calcaires (Valanginien-Hauterivien), conglomerats et greș aptiens. On ne remarque nulle part une succession des termes intermediaires. Outre les sediments discordants, transgressifs, le massif du Trăscău supporte l’extremite N de la nappe meso-cretacee. L’etude detaillee de la bordure E du massif revHe un contact anormal par rapport au Flysch. Entre les villages de Rimetea et d’Izvoarele, le Flysch presente des pendages constants au-dessous des schistes cristallins. Les blocs de calcaires tithoniques et les lambeaux de Cretace inferieur jalonnent, sur toute la distance, le contact anormal qui separe le massif du Trăscău du Flysch. Dans la crete Bedeleu—Râmeți, le massif du Trăscău plonge gra- duellement, et au S de Valea Mânăstirei il est completement recouvert par les conglomerats du Flysch. Dans son mouvement, la nappe s’est heurtee au massif du Trăscău et Institutul Geologic al României 45$ MIRCEA ILIE l’a broye. La zone d’ecailles comprise entre Valea Mânăstirei et Valea Uzii represente precisement la bordure broyee de l’obstacle autochtone. Cette zone n’appartient pas â la nappe. La crete situee immediatement au S de Valea Mânăstirei est formee des depots du Flysch, qui recouvrent l’extremite S de la zone d’ecailles et supportent, â leur tour, les lambeaux de la nappe. La zone d’ecailles n’est pas uniquement composee de schistes cristallins, mais aussi de calcaires tithoniques auxquels viennent se joindre les depots les plus anciens du Cretace inferieur. Le complexe d’ecailles situe entre Valea Inzelului et Valea Uzii manifeste une dislocation tecto- nique importante au contact entre la serie autochtone de l’ancien massif et du Flysch. On observe donc, sur le flanc E du massif du Trăscău, un chevauchement simple au-dessus du Flysch sur la ligne Rimetea— Izvoarele—Sureni, sans que le charriage soit toutefois complet. La bordure W du massif du Trăscău s’etend, dans la region consideree, de Vârfuiata â Podurile (Lunca). On constate, tout le long de cette bordure, un chevauchement de la serie autochtone vers l’W. Le conflit entre les deux sens de charriage (E et W) est apparent, le chevauchement â l’W n'etant pas du aux mouvements orogeniques qui auraient pu changer de sens entre temps, mais bien aux appels vers l’avant-fosse de l’Arieș. Le chevauchement â l’W ne se produit pas seulement sur la bordure du massif du Trăscău (Vârfuiata—Lunca), mais il se repete aussi plus au S dans toutes les manifestations du soubassement (Podurile, Valea Ascunsă, Oncești). Les deux sens de chevauchement en question pourraient faire croire qu’on a affaire â une serie cristalline dans la nappe. La zone enti^re de schistes cristallins de la crete du Trăscău affecterait de la sorte la forme d’un syn- clinal flottant au-dessus du Cretace inferieur et du Cretace superieur. Les terminaisons perianticlinales des schistes cristallins nous font pencher en faveur de l’existence d’un massif en place. Au N, au dela des cadres de la region consideree, le massif du Trăscău est brusquement interrompu par les dislocations du Bassin transylvain, dont les depots mediterraneens couvrent son extremite N, tandis qu’au S les schistes cristallins de Geoagiul de Jos le relient fort probablement au massif de Poiana Ruscă. Les massifs ophiolitiques. Dans les Monts Metalliferes existent des ophio- lites, d’âge triasique, qui se presentent soit sous la forme de massifs intrusifs, soit sous la forme de bandes ou de lames tres frequentes, pri- ses entre les plissements cretacees. Elles sont accompagnees en divers en- droits (V. Albinii-V. Vuitorilor) de breches mylonitiques â elements de cal- caires tithoniques et de schistes cretacees. Les ophiolites forment le plus souvent, avec les calcaires tithoniques, des lambeaux de recouvrement. Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 457 Rapports de l’autochtone avec l’unite superieure. La nappe mesocretacee provoque, dans la serie chevauchee, une fragmentation en ecailles du Meso- zoîque sur la ligne Răgoaze—Colțești (Pe Răgoaze, Stârnina, Valea Munte- lui) et, conjointement avec son Mesozoique, une fragmentation en ecailles des schistes cristallins dans la region de Valea Inzelului. La nappe a egalement entraîne les ophiolites de sa base et ses lambeaux. La masse chevauchee s’appuie sur une unite inferieure : sur le massif du Trăscău, au N, et sur le Flysch, au S. Flysch cretace inferieur. Le complexe greseux-schisteux (Aptien), qui couvre des surfaces immenses ă l’E et au SW des Monts Apuseni, a supporte les masses charriees. Dans Ie bassin du Trăscău, le Flysch plonge Fig. 34. — Coupe dans la region du Brădișor. (Fchclle 1:25.000). 1, Tithonique; 2, Cretac6 inferieur. toujours sous l’ancien massif cristallin et affecte un aspect isoclinal du aux actions tangentielles qui ont broye les plis entre les deux anciens mas- sifs dont il a ete question plus haut. Le contact anormal entre le Flysch et la serie autochtone des anciens massifs subsiste aussi au S, dans la regi- on d’ecailles comprise entre la Valea Inzelului et la Valea Uzii. Dans le bassin de l’Arieș, le Flysch plonge â l’W, toujours sous le massif du Trăscău. Le refoulement, vers l’W, des plis dans la region W des Monts du Trăscău est un phenomene post-tectonique interessant le Cretace supe- rieur et a ete provoque par les appels dont le role dans le bassin de l’Arieș a ete important. Les phenomenes secondaires de la mise en place de la nappe ont donc provoque les deversements â l’W. Outre le charriage W, le Flysch presente encore un autre caractere general : il supporte la nappe mesocretacee et les lambeaux de celle-ci. La serie autochtone du Flysch a subi des replissements apres la mise en place de la serie chevauchante. Le charriage â l’W, le pincement de la nappe et plus particulierement- celui de ses lambeaux dans les plis du Flysch permettent Institutul Geological României 45« MIRCEA ILIE de tirer des deductions quant aux replissements. Dans les Monts du Trăscău, les lambeaux sont profondement coinces dans la masse du Flysch, ce qui fait que l’etude seule des lambeaux est insuffisante pour nous permettre de juger s’il s’agit de simples lames detachees du soubassement ou bien s’ils representent de veritables lambeaux de recouvrement. Le lambeau de Piatra Cetei, qui affecte une allure synclinale et un aspect de flottement sur la masse du Flysch, est profondement pince dans la Valea Mânăstirei. En somme, la zone du Flysch dans les Monts Apuseni a evolue de la maniere suivante : les forces tangentielles qui ont provoque le plissement des depots ont donne naissance aussi bien ă de simples chevauchements, qu’â la superposition de la nappe mesocretacee par-dessus la zone du Flysch. III. PHENOMENES TECTONIQUES TERTIAIRES Si la tectonique des Monts Apuseni au Mesozoîque est comparable â la tectonique des Carpates orientales, il n’en est pas du tout de meme en ce qui touche les phenomenes tectoniques tertiaires. II n’est guere possible de reconnaître dans la pârtie E des Monts Apuseni les phases de plissements tertiaires (valaques selon Stille) telles qu’on les rencontre dans les Car- pates orientales, aussi n’analyserons-nous que les phenomenes tectoniques produits par le plus important evenement tectonique du commencement du Miocene : la formation de la Cuvette transylvaine. i. FORMATION OE LA CUVETTE TRANSYLVAINE Relativement â la structure du Bassin transylvain, M. L. Mrazec (55) distingue, au point de vue des facies et de la tectonique, les trois zones suivantes : a) la zone de bordure non plissee des couches neogenes, b) la zone de couches diapirs, c) la zone de brachianticlinaux. II estime que la Cuvette transylvaine represente une depression interne tertiaire, post-tectonique par rapport au charriage cretace. Le contact des Monts Metalliferes avec le Bassin transylvain a lieu d’apres une ligne de faille orientee N—S et masquee par les depots neo- genes. Cette faille date du commencement du Miocene et a ete de plus en plus exageree vers la fin du Pliocene. Le rejit de la faille n’a pas la meme valeur sur toute sa longueur, mais elle se reduit graduellement du N au S, ou elle finit par s’effacer completement. Outre le rejet de la faille, il sied de mentionner encore les failles trans- versales, qui interrompent les chaînes mesozoîques, laissant envahir les depots de la cuvette (Turda). On constate en meme temps une serie de ruptures en formes de marches, paralleles â la direction de la faille prin- cipale (region d’Alba lulia). IG R.- Institutul Geological României MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 459 On ne voit plus, ă l’exterieur de la zone de Flysch des Monts Metalli- feres, se developper les deux zones de Paleogene et de Mio-pliocene qu’on rencontre dans les Carpates orientales, plissees et separees par d’impor- tantes lignes de dislocation. L’effondrement du Bassin transylvain sur l’em- placement des nappes meso-cretacees s’est produite au commencement du Tertiaire, ce phenomene representant une nouvelle phase d’equilibre apres l’accomplissement de l’orogenese alpine. Les depots neogenes, transgressifs sur le Flysch des Monts Apuseni, sont generalement subhorizontaux, avec un leger pendage vers le Bassin transylvain. Ces depots sont representes sous le facies recifal-littoral. Le Tortonien represente la transgression le plus avancee dans la zone du Flysch des Monts Metalliferes. Les calcaires â Lithothamnium sont les seuls depots de la Cuvette transylvaine qui couvrent la zone du Flysch. On ne rencontre pas de depots mio-pliocenes plus anciens ou plus recents sur la bordure E des Monts Apuseni. Le Sarmatien se developpe â l’E de la limite du Tortonien, contrairement ă ce qui se passe dans les Monts du Bihor, ou le Sarmatien couvre le Tortonien, le depasse et s’etend sous forme de lambeaux sur le soubassement montagneux ancien. L’effondrement dans la pârtie W de la Cuvette transylvaine a donne lieu â de nombreux phenomenes de diapirisme que l’on peut cons- tater tout le long de ladite ligne. L’enorme paquet de sediments a empeche la formation des plis diapirs â l’interieur. Les plis diapirs de la bordure du Bassin transylvain ont eu leur repercussion sur la formation des larges brachianticlinaux (plis majeurs, L. Mrazec). La force de tassement des sediments neogenes a empe.he le developpement des plis diapirs â l’inte- rieur du bassin. Si l’on compare les bassins mediterraneens de Vienne au Bassin tran- sylvain, on constate une analogie parfaite entre le bassin interne de Vienne et le Bassin transylvain. L’un et l’autre de ces bassins affectent une structure en domes. Le bassin externe de Vienne presente au contraire une serie de plissements tout comme on en rencontre dans la zone mio-pliocene des Subcarpates. 2. DEPRESSIONS INTERNES DES MONTS METALLIFERES Le second phenomene tectonique tertiaire important est la formation des depressions internes des Monts Metalliferes. Le Flysch, aussi bien que les massifs intrusifs ophiolitiques sont divises transversalement par quelques depressions dans lesquelles des depots neogenes se sont sedi- mentes. Ces depressions sont les suivantes : la depression de Săcărâmb— Brad, la depression de Zlatna—Glod, la depression de Roșia Montană. i. La depression de S ă c ă r â m b—B ă i ț a—B rad, comblee par des depots neogenes, est orientee NW—SE. Son soubassement est com- Institutul Geologic al României 460 MIRCEA IL1E pose d’ophiolites sur la majeure pârtie de son etendue. Sa pârtie mediane seule s’appuie sur les depots du Flysch cretace. 2. La depression de Zlatna — Trâmpoele — Glod est constituee et orientee de la meme maniere que la depression de Săcărâmb'— Brad, mais elle en differe par son etendue moindre et par une bifurcation qu’elle presente au SE. Le soubassement de cette depression est forme en majeure pârtie par le Flysch. Le bassin de Zlatna — Glod provient de l’u- nion de deux depressions qui se rencontrent â Trâmpoele. La depression de Zlatna s’etend le long de la Valea Ampoiului, entre Pătrânjeni et le N de Zlatna ; elle est entierement creusee dans la zone du Flysch. Le bassin de Glod, qui se developpe â l’W du premier bassin, a un sub- stratum compose d’ophiolites. Les depots neogenes commencent â l’A- quitanien, bien developpe dans le bassin de Zlatna, et se terminent au Tortonien (Glod). 3. La depression de Roșia Montană est composee de depots neogenes, qui occupent la position la plus avancee vers le N dans les Monts Metalliferes. L’âge de ces depressions transversales correspond â l’effondrement du Bassin transylvain. Les premiers depots qui ont envahi ces depressions appartiennent en effet au Aquitanien. Dans la region de Săcărâmb—Brad, l’emplacement de ces depressions est forme par l’autochtone, represente ici par des ophiolites et des depots de Flysch. Le substratum de cette depression n’interesse jamais la nappe mesocretacee. Les lignes de faille qui flanquent les depressions transversales des Monts Metalliferes correspondent au minimum de resistance structurale. Ainsi qu’il resulte de la carte geologique generale des Monts Apuseni, la zone de resistance minimum correspond ă la depression de Săcărâmb— Brad. Pour nous resumer, les depressions transversales des Monts Metalliferes, orientees NW—SE, sont formees de depots neogenes. Elles sont de plus en plus faiblement developpees de l’W ă l’E. Les depressions transversales correspondent, en tant qu’âge, ă l’effondrement du Bassin transylvain et sont situees sur les lignes de resistance structurale minimum. Le substratum de ces depressions est constitue par l’autochtone de la nappe mesocretacee. 3. ERUPTIONS VOLCANIQUES NEOGENES Les importantes manifestations d’eruptions volcaniques que nous cons- tatons dans les Monts Metalliferes sont une consequence des phenomenes tectoniques tertiaires aussi frequents qu’intenses qui s’y sont produits. Les zones de resistance minimum ont ete utilisees par les eruptions des ; \ Institutul Geological României \JGR/ MONTS DU TRĂSCĂU ET BASSIN DE L’ARIEȘ 461 andesites, dacites et rhyolites durant tout le Miocene. Les depressions inter- nes des Monts Metalliferes sont en effet les regions oîi ont eu lieu les erup- tions volcaniques les plus intenses. On rencontre la majeure pârtie des erup- tions dans la depression de Săcărâmb — Brad. A mesure qu’on va du SW au NE, les roches effusives daco-andesitiques sont de plus en plus faiblement developpees. Dans la depression de Zlatna — Glod, les andesites â pyroxene qui sont les roches les plus anciennes de la serie des eruptions tertiaires, se trouvent sur la faille de la Valea Ampoiului, dirigee NW — SE, et sur la faille de Valea Mare dont la direction est perpendiculaire â la premiere. Les lignes d’affleurement des daco-an- desites conservent generalement l’orientation NW—SE des depres- sions. Elles se tassent dans la region de Trâmpoele, au point de jonc- tion des failles formant la limite entre les bassins de Zlatna et de Glod. Dans la region d’Abrud, les lignes d’apparition des eruptions tertiaires, quoique plus frequentes, sont toutefois de moindre importance. Les ro- ches effusives affleurent dans la region du Flysch cretace (Roșia Mon- tană, Vulcoiu) et dans le massif cristallin du Gilău (Poienița—Piatra Ciorii). Toutes les regions dont nous avons decrit les eruptions tertiaires tra- versent l’autochtone des Monts Metalliferes. Dans les Monts du Trăscău, dans la region de developpement de la nappe mesocretacee, les daco-andesites affleurent sous forme de filons-couches et de temps â autre aussi sous celle de dykes. Les dacites de la vallee du Vidolm, de Valea Urdașului et de Boie- riștea affleurent dans la zone des schistes cristallins. Les dacites de Fruntea et de Peștera Dumii (Izvoarele) traversent les Couches â Aptychus, tandis que les dacites de Jidovina, Dealul Baciului et Vârfuiata se trouvent dans le Cretace superieur. II appert clairement de ce que nous venons de dire que les eruptions tertiaires des Monts du Trăscău ont utilise les lignes de dislocation d’im- portance differente, mais toutes orientees NE—SW, dans le sens gene- ral des plis. Si l’on considere la repartition des eruptions tertiaires dans les Monts Metalliferes au point de vue general, on distingue une serie d’eruptions importantes correspondant ă l’aire de developpement des depressions transversales sur l’autochtone de la nappe mesocretacee, et une autre serie qui apparaissent en liaison avec les lignes de dislocation plus ou moins im- portantes, situees dans la region de developpement de la nappe des Monts Metalliferes. Repu: Septembre T955. \ iGRy Institutul Geological României BIBLIOGRAPHIE i. ANDRUSSOV D., MATEJKA A. Aperșu de la geologie des Carpathes occidentale» de la Slovaquie centrale et des regions avoisinantes. Guide des excursions dans les Carpates occidentales. Praha, 1931. 2. ARGAND E. La tectonique de l’Asie. 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Erzgebirges in der Umgebung von Dealul Geoa- giului, Geoagiul de Sus und Aiud. Ibidem, f. 1901. 90. — Der Ostrand des siebenbiirg. Erzgebirges bei Csăklya (= Cetea) und das lăngs dem Mureș ostlich anschliessenden Gebiet. Ibidem, f. 1902. 91. SCHAFARZIK FR. Bericht iiber den von der ung. geol. Gesellsch. vom 2.-7. Juli 1899 im siebenbiirgischen Erzgebirge veranstalteten Ausflug. Foldt. Kozl. XXX, 1900. 92. SPENGLER E. Untersuchungen iiber die tektonische Stellung der Gosauschichten. Sitzungsb. d. k. Akad. d. Wiss. in Wien. Bd. I, 1912. 93. STEINMANN G. Einfiihrung in die Palaeontologie. Leipzig, 1907. 94. STILLE H. Grundfragen der vergleichenden Tektonik. Berlin, 1924. 95. STOR D. Bericht iiber die geologische Ubersichtsaufnahme des siidwestl. Sieben- biirgen. Jahresb. d. k. k. geol. R.-A. Bd. XIII, 1863. 96. SZÂDECZKY KARDOSS E. Die petrographischen Faziesgebiete des nordwestsieben- biirgischen Eozăns. Mitt. d. Berg- u. Hiitt.-Abt. d. ung. Hochschule fiir Berg- u. Forstwesen. Șopron, 1930. 30 Institutul Geological României 466 MIRCEA ILIE 97. SZÂDECZKY JULIUS. Asupra originei și vârstei șisturilor cristaline din ținutul Arie- șului (Munții Gilău). Dări de seamă ale șed. Inst. Geol. Rom. Voi. XI, 1923. 98. — Verdeckte Gebirge im NW-Teile des siebenbiirgischen Beckens. Fâldt. Kozl. Voi. LVIII, 1928). 99. SZENTPETERY S. Die petrographischen Verhăltnisse des Eruptivzuges Tur-Toroczkd. Orv. Term. Tud. £rt. XXVI, 1904. 100. — Petrographische Verhăltnisse des zwischen Bordv (= Buru) Vărfalva (= Moldovenești), Csegez (= Pietroasa) und Toroczkd (= Rimetea) lie- genden Teiles d. Tur-Toroczkdcr eruptiven Hohenzuges. Sitzungsb. d. med. nat. Sekt. d. siebenb. Museumver. Bd. XXVI, 1905. 101. — Physiographie der Gesteine der Toroczkder (= Rimetea) Eisenerzberg- werkes. Acta litt. sc. reg. univ. hung. Fr.-Jos. Secția Sc. nat. Tom. I, fasc. 5. 102. — Der Melaphyr und seine Rolle im siebenbiirgischen Erzgebirge. Foldt. Kozl. XLVI, 1916. 103. — The copper ores and diabases of Transylvania. Bcon. Geol. Voi. XXIX. 104. T^GLAS G. Knochenhohlen von Bedello und Petros. Foldt. Kozl. XV, 1887. 105. — Eine neue Knochenhohle bei Trăscău im Gebiet von Bedeleu. Magy. Tud. Akad. Math. es Term. Tud. K6zl. XVIII. 106. TOUCAS A. Istudes sur Ia classification et l’dvolution des Hippurites. Mim. de la Soc. Geol. de France No. 30. 107. — Synchronisme des ătajes turonien, senonien et danien dans le midi de l’Europe. Bull. Soc. Geol. de France. Sec. III, tome X, 1881—82. 108. TSCHERMAK. G. Die Porphyrgesteine Osterreichs aus der mittleren geologischen Epoche. Wien, 1869. 109. UHLIG V. Bau und Bild der Karpathen. Wien, 1903. 110. — Uber die Klippen der Karpathen. C. R. IX. Congr. geol. internat, de Vienne, 1903. iii. VADÂSZ E. Beitrage zur Geologie des Klippenzuges Torda-Ompolytal. Jahresb. d. k. ung. geol. A. f. 1914. 112. — Die mediterranen Echinodermen Ungarns. Geologica hungarica Tom. I, fasc. II. Bud., 1915. 113. VlENNOT P. Recherches structurales dans les Pyrenees occidentales franșaises. Bull. des serv, de la Carte geol. de la France. Paris, 1927. 114. VOITEȘTI I. P. Aperțu synth^tique sur la structure des regions carpatiques. Revista Muzeului de Geologie și Mineralogie din Cluj. Voi. III, Nr. 1, 1929. 115. VOLTZ W. Uber eine Korallenfauna aus dem Neokom der Bukowina. Beitrage zur Geol. Oster.-Ungarns. XV, 1903. 116. ZEKELI Fr. Die Gastropoden der Gosaugebilde. Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. Wien, 1852. 117. ZlTTEL K. Grundziige der Palaeontologie. Berlin, 1903. 118. ZlTTEL V. Die Bivalven der Gosaugebilde in den nordostl. Alpen. Denkschrift d. k. Akad. d. Wiss. Bd. 34, 1864. 119. WISNIOWSKI. Uber das Alter der Inoceramenschichten in den Karpathen. Anz. d. Akad. d. Wiss. Krakovia, 1905). Institutul Geological României PLANCHE I ■A Institutul Geological României igrZ PLANCHE I Fig. i. Plaque mince taillee dans un calcaire organogene. Callovien (X40). Spicules de Spongiaires, sections de Foraminiferes, Echinides et Bryozoaires. Fig. 2. Plaque mince taillde dans un calcaire oolithique. Tithonique (X40). Sections de Textulaires et Miliolides. Fig. 3. Plaque mince taillee dans un marno-calcaire (X40). Radiolaires et spicules de Spongiaires dans les mamo-calcaires des Cou- ches â Aptychus (Valanginien—Hauterivien). Institutul Geological României Mircea Ilie. Monts du Trăscău Planche I Fig- 1 Fig. 2 Fig. 3 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Clidi^s: N. Pctrulian Institutul Geological României PLANCHE II Institutul Geological României PLANCHE II Fig. 4. Rosalina linnei d’ORB. (X40). Section transversale. Cretace superieur, Bassin de l’Arieș. Fig. 5. Rosalina linnei d’ORB. (X40). Section perpendiculaire â l’axe d’enroulement. Crdtace superieur, Bassin de l’Arieș. Institutul Geological României Mircea Ilie. Monts du Trăscău Planche II Fig. 4 Fig- 5 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Clidi&: N. Petrulian igr/ Institutul Geological României PLANCHE III Institutul Geological României PLANCHE III Fig. 6. Lamellaptychus seranonis COQUAND(xz). Valanginien-Hauterivien. Valea Mare, Izvoarele. Fig. 7. Lamellaptychus mortilleti PlCTET et DE LORIOL (x 2). Valanginien-Hauterivien. Valea Drăgoiului, Vălișoara. Fig. 8. Lamellaptychus angulicostatus PlCTET et DE LORIOL (x 2) Valanginien-Hauterivien. Izvoarele. a) Surface triangulaire superieure. b) » » inferieure. Fig. 9 a et b. Sonneratia rejaudryi d’ORB. Cretace superieur Sălciua. Fig. 10. Hamulina subcylindrica d’ORB. Couches â Aptychus. Valea Mare, Izvoarele. Fig. 11. Pinus sp. Tortonien. Rachiș. Institutul Geological României Mircea Ilie. Monts du Trăscău Planche III Fig. 11 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Clidies: N. Petrulian Institutul Geological României MIRCEA ILIE HARTA GEOLOGICĂ a MUNȚILOR TRÂSCÂULUI CARTE GEOLOGIQUE DES MONTS TRÂSCÂULUI D.Pleșu .uncU 730 oi nu HARTA GEOLOGICA A REGIUNEICOLTEȘTI CARTE GEOLOGIQUE DE LA REGION DE COLȚEȘTI 77» Ocoli <>927 887 î897 jar /w 1029 dina la ^ff^O 770 Hudo bana unea de Jos 534 bdeni <>S78 1150 <^1185 era în Groși 1202 Dumbrava 0032 323 1118 '227 Piatra Calului Sălciua de Jos ^7 '030 După Copaci Datele șoara /Olanului 54» Valea Ascunsă DXa^rl ubeie Fântâna Rece [cului uru bfOM nW onci 530 lenilcr .Bol ovai Valea Largâț oiana Coltu Mutufai- BOniesti Vf Tulburei M i hăe'ața Colnîșa ❖52* DT&COyeK T-W. Balașcfa darului ❖*w> 'aiea Inzei.ufdi <>na '006 <>6W 360 O1096 D Su Hanului 4*059 41266 D.Chiri Iești Furaturilor Pădurea unchii orzoe GffSJ Valea Geoqelul ragan 41070 onoi W«i â^Mâcârâști Bozogani 4 1059 'anastrrea 4)95 Oncești M6 Tom ești Boci ot» La Benia 306 07» A.D.HAGIU IMPR.ATEL.INST. GEOLOGIC AL ROM ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOLXVH Cărbuni Charbons Amfibolite Amphibolites Turbărie Tourbibre Apțian Aptien Zona Vârfuiata Zone de Vârfuiata Iviri fosilifere Point fbssilif&re Calcare cristaline Calcaires cristallins Porfire cuarțifere Porphyres quartzifăres Gorunu Zona Trâscăului Zone de Trăscău Parașisturi, gneise de injecție Paraschistes, gneiss d'iqjection Porfirite feldspatice Porphyrites feldspatiquei Dacit Dacite Cariere Carnăres Pornituri Eboulements Terase Terrasses Zona Vidolm Lunca Zone de Vidolm-Lunca revase <>656 Tufuri dacitice Tufs dacitiques Lamprofire Lamprophyres urului Calovian Callovien Sârbul ❖563 Exploatări vechi de minereu de fer Exploitations âbandonnees Dealul Mare Râchiș * Cotonul Dealului D S tău in \ 4^72 D Munci? 4*350 ) \ v ’iatraCrâshiqu Groapa lui Je^emia- Gruiu Bradului 4696 'alea Bucurului VarfuyHot^relor Q.-frxdui ■ • O1OH V-'Gearnanului s____412!^ k y ), £opoșulut izâreștilor irful TarcăuluP'. • * bejlut Băia D.Muncelului . \ <>657 Șisturi cuarțitice cu muscovită,clorită și granat.Șisturi micacee cu granat. Schistes qiiartteux ă muscovite,chlorite et grenats. Schistes micacăs â grenats Bogdan D.Căpâtânii Chsilffl&sAiud MIRCEA ILIE’Recherchesgeologiques dans les Monts du Trâscâu et dans le bassin de l’Arieș / \ 0-809 Qdasîul Cuptoare de var h- Faur# â chaux 1 Conglomerate. 2.gresii, șisturi argiloase. 3.calcare. t. Conglomerats. z.gres, schistes argileux, 3,calcaires. Galerii părăsite Galenes abandonnees D Neaghi <>no6 idilârului 0W2 J Valea Rece LEG EN DA LEGENDE Vf r^ASului / ^859 Cicu Mare Pietricelele • ‘ ii SCARA (ECH ELLE) 500 m Conuri de dejecție x\ Cânes dedșjectton MESOZOIC(MESOZOÎQUE) CRETACIC (CRETACE) ““ Cretacic supenor(Turonian-S6nonian) _________ Cretacfe supeneurfTuronien-Senonien) PALEOZOIC (paleozoîque) Permian ___ a Permien ROCE ERUPTIVE (ROCHES ERUPTIVES) Oft olițe triasice __________ Ophiolites triasiques SEDIMENTAR (SEDIMENTAIRE) CUATERNAR (QUATERNAIRE) Aluviuni ________ Alluvions modernes SCARA(ECHELLE) 500m O 1 Citec^pufeștilor 'Butașii ( >/• / TeodpSf TERȚIAR (TERTIAIRE) MIOCEN (MIOCENE) --------- Calcare cu Lithothamnium Calcaires i lithothamnium ȘISTURI CRISTALINE (SCHISTES CRISTALLINS) Cuarțite negre,șisturi sericito-cloritoase Quartzites noirs, schistes sericito-chlontigues JURASIC (jurassique) Tithonic ________ Tithonique Institutul Geologic al României MIRCEA ILIE PROFILE GEOLOGICE PRIN MUNȚII TRASCAULUI COUPES GEOLOGIQUES PAR LES MONTS TRÂSCĂULUI MIRCEA ILIE- Recherches geologiques dans les Monts du Trăscău et dans le bassin del Aries. SCARA(ECHELLE) 500m ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOL.XVII IMPR ATEI. IN ST. GEOLOGIC AL ROM. L- Institutul Geologic al României HARTA GEOLOGICA A REGIUNEI VALEA INZELLLU1-VALEA UZII CARTE GEOLOGIOUE DE LA REGION VALE AINZELU LUI-VALEA UZII SCARA I _ _ ECHELLE • 120000 . ™r- a ... r-. Recherches geologiques dans MIRCEA ILIE • les MOrrs Trăscău O 200 MX) 600 800 WOO “ * ...................' ' 1 ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOL.XVII IMPR. ATEL INST. GEOLOGIC AL POM MIRCEA ILIE HARTA TECTONICA A M^TRASCAULU1 SI METALICI CARTE STRUCTURALE SCHEMATIQUE DES Mis DE TRASCAU ET DES MU METALLIFERES 1932 ECHELLE 1'. 150.000 MIRCEA ILIE: Recherches geologiques dans Ies Monts de Trăscău et dans le bassin de l’Arieș IMPR. ATEL INST. GEOLOGIC AL «OM. Institutul Geological României ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC ALROMANiEl .VOL.XV1I MIRCEA ILIE PROFILE GEOLOGICE PRIN MUNȚII METALICI COUPES GEOLOGI0UES PAR LES MONTS METALLIFERES SCARA ECHELLE 1:75.000 MIRCEA ILIE: Recherches geologiques dans les Monts deTrăscău etdans le bassin de l’Arieș. 0 12 3^5 । . >. l - * - । —-H Piatra Cetii Vârful Sfredelasul Măgărița Vf Bulzul D.Mârului Dosul Blidarului Bisericuța LEGENDA LE GEN DE Ofiolite triasice Ophiolites triasiques Flysch cretace inferieur Tortonian Tortonien Tithonic Tithonique Crefacic superior Crefaci superieur DES. ax agi u ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOL.XVII IMPR. ATEL.INST GEOLOGICAL ROM. IGR Institutul Geologic al României BERICHT UBER MORPHOLOGISCHE STUDIEN IN DEN OSTKARPATHENx) VON ROBERT MAYER (Graz) Harghita. Das jungvulkanische Hărghitagebirge trăgt heute im Grossen und Ganzen die Formen seines Aufbaues, Vulkankegel reiht sich an Vul- kankegel, die Ubergănge sind noch die zwischen den Aufbauformen geblie- benen Strukturhohlformen; sie sind zwar durch die junge Erosion ange- schnitten und auch ăltere Talrestformen liegen noch daruber, aber die Was- serscheiden sind noch dieselben, wie sie durch die Struktur gegeben waren, mit Ausnahme jener Wasserscheide, welche durch die Mureș unterhalb von Toplița durchsăgt ist. Einst lag sie in der Hbhe der alten Talform Raștolița in 150 m relativer Hohe (1, S. 236—262). Die Hbhen der von Sawicky fest- gestellten Terrassenhohen wurden von Wachner (2, S. 215—217) iiber- pruft. Die Kraterformen sind noch gut erhalten, aber durch junge Bar- rancos zerschnitten, aber nicht immer nach derselben Seite; auf der Ostseite hatte ich im Giurgeu den Eindruck stărkerer erosiver Zerschneidung als auf der Westseite, was auf jiingste Senkung in diesem Becken hindeutet. Becken von Giurgeu. Die pliozăne Seenfiillung des Giurgeubeckens ist noch im kleinen Seitenbecken erhalten, das an der Orotva liegt und Lig- nite birgt. Das Alter der Ablagerungen ist als jungpliozăn durch Fossilien bestimmt (3, S. 294—296; 4, S.33 ; 2, S. 218—219). DasKristallin desPiriske- gebirges, das darunter liegt, wird auch auf dem Westufer der Mureș sichtbar (2, S. 218—219), verschwindet aber siidlich davon unter den Auf- schiittungen des siidlichen Teiles des Beckens von Giurgeu, den quartăren Schotterkegeln der Mureș und ihrer Zubringer. Die alteren Schotterkegel ') Ehe ich meinen kurzen Bericht uber die Wanderungen in den Ostkarpathen im Sommer 1930 erstatte, ist es mir eine angenehme Pflicht, der Direktion des Geologischen Instituts von Rumănien fur ihr freundliches Entgegenkommen und fiir ihre freundliche Unterstiitzung bei der Vorbereitung meiner Reise in București meinen herzlichsten Dank auszusprechen. Ferner danke ich den vielen Kollegen, die in diesem Institut tâtig sind, fiir ihre freundlichen Ratschlăge, Literaturhinweise und vor aliem fiir ihre Begleitung auf manchen Exkursionen, durch die mir die Arbeit in der mir durchaus fremden Gebirgs- welt erst ermbglicht wurde. 468 ROBERT MAYER reichen, wahrend sie nur ein schmales Tal der Mureș freilassen, auch weit in die Tăier der ostlichen Gebirgsbegrenzung hinauf, die trotz der steilen Hăn- ge stark aufgeschiittete Talboden haben, also gleichsam im Schutt ertrunken sind. Gegen eine Senkung des westlichen Gebirgshanges spricht die betrăcht- liche Hohe, zu der die jungpliozănen Ablagerungen von Orotva hinauf- reichen, es miisste also auch hier wieder an eine Senkung des Beckens ge- dacht werden, das seit den vulkanischen Ausbriichen, welche das Becken vom Siebenbiirgischen Hauptsenkungsgebiet trennten, wie es scheint, sich immer tiefer einbog, wenn auch in geringen Betrăgen. Die Lava- und vul- kanischen Schuttmassen und die junge Einsenkung trennen die westlich von der Hărghita liegenden Flusschotter, die aus den Ostkarpathen stammen (5> S. 33—45; 6, S. 45; 2, S. 218). Diese Schotter gehoren zu einer hoheren als der heutigen Talsohle und wurden vor den vulkanischen Auswurf- massen von den Karpathenfliissen abgelagert. Die kristalline Grundflăche taucht im Norden bei 720/5 m unter, steigt im Siiden etwa bei 830 m wieder aus den Schotterkegeln auf und trăgt nahe der Mureșquelle noch einen Lappen Pliozăn, das also hier wieder hoher als das gegenwărtige Becken liegt. Wenn es eine Einsenkung des Beckens gab, muss sie jiinger sein als die Eruptionen. Die Schrăgstellung und Hohenlage des Pliozăns spricht jedenfalls fiir eine bedeutende Bodenunruhe in jiingster Zeit. Ist das Orotvatertiăr Dazian und Levantin, so ist die Tektonik jiinger. Becken von Borsec und Bilbor. Das Becken von Giurgeu diirfte aber auch noch mit anderen jungen Becken in Verbindung gestanden haben, denen von Borsec und Bilbor, deren kohlenfiihrende Fiillungen durch Fossilien- funde als jiingstes Terțiar erwiesen sind und bis in das Levantin reichen (7, S. 44 und 4, S. 33—34). Da keine der tertiăren Formationen, die in den Ablagerungen von Borsec vertreten sind, von krăftiger Abtragung zeugt, ist die Einsenkung des Beckens in das jiingste Pliozan zu steilen, wie zu ver- muten war. Auch die Ablagerungen von Bilbor sind ăhnlicher Art und ge- horen also zu den gleichen Vorgăngen. Die Hohen, welche das Becken von Borsec umgeben, gehoren ohne Zweifel einer Altlandschaft schwachen Re- liefs an, welche in der Umgebung eine noch grossere Verbreitung besitzt (s. die beiliegende morphologische Ubersichtsskizze 1). Sie wurde aber wăh- rend der Einsenkung auch noch von der jungen Erosion mehrfach zer- schnitten, was Ion Atanasiu (7, S. 52—53), feststellte. Darin gleicht das Becken auch dem sudlich benachbarten Westrande des Piriskc-Gebirges. Piriske-Gebirge. Der randlichen Abtragungsformen gibt es im Pi- riske-Gebirge recht viele, sie lassen sich aber gut in Gruppen zusammen- fassen, die sich iibereinander aufbauen. Sie sind sămtlich sowohl von dem heutigen wie auch von dem Gefălle der friihquartăren Schotterkegel unab- bericht Uber morphologische studien in den ostkarpathen 469 hăngig (heute: 700 bis 703 m, Schotterkegel: 780—73501). Unter den jiingsten Verebnungsflăchen kann man 5 Stufen unterscheiden, von denen aber nur Niveau 1, 3, 5 (von unten gezăhlt), durchgehends entwickelt sind (s. beiliegende Formenlibersicht). Man kann sie als die Stufen einer jiingsten, relativ aufsteigenden Entwicklung zusammenfassen. Die Stufe in ± 1030 m Hbhe (III) schneidet die Ablagerungen des Beckens von Orotva bstlich von Ditrău, mussalsojiinger sein als diese, die iibrigens nach Jekelius (dieser nach Roth, dessen Abhandlung mir nicht zugănglich ist, 4, S. 33) noch viei weiter aufwarts reichen sollen, wo ich sie nicht gesehen habe. In 1080—iioom Hbhe dehnt sich bei St. Anna, der Kapelle nbrdlich oberhalb Gheorghieni auch eine flachkuppige Landschaft aus, die von der Jungerosion liberali bereits erreicht und zerschnitten ist. Sie lăsst sich vom Gebirgsrande auch in das Innere weiter verfolgen (2, S. 213). Auch liber ihr folgen in einzelnen Talerii noch einige Ecken und Gehăngestufen in 1250 und 1350111 Hdhe (II). Bei der Uberlegung, welche Gelandeforni fiir die Verbindung mit den ostlichen hochgelegenen Flachlandschaften auszu- wăhlen wăre, entscheidet man sich wohl am besten fiir jene, welche hoher liegt als die hbchste Lage des Pliozăns von Orotva, die von Jekelius (nach Rotii, 4, S. 33) mit 1451 m angegeben wird. Und das ist die hbchste im Piriske-Gebirge erhaltene Altlandform (Vorzeitform). Sie liegt um den Piriske-Gipfel, ihre untere Grenze — diese ist in kristallinen Gebirgen we- gen der Rundung der Riicken immer schwierig anzugeben — mag bei 1480 in angenommen werden (I). Das Relief dieser Landschaft betrăgt also nicht mehr als 100 m. Diese Vorzeitform ist bis heute noch nirgends von der Erosion erreicht. Zur Landschaft liber Borsec, die liber dem Pliozăn liegt, gehbrt jedenfalls die Landschaft II im Piriske-Gebirge. Ostkarpathen. Diese 3 Formengruppen lassen sich gebirgseinwărts weiter verfolgen, erfahren aber dabei eine schwache Verschiebung ihrer Hbhen- lage. Landschaft I, liber dem Syenitstocke flach aufgewblbt, senkt sich nach E etwa auf 1400 m hinab, wird im Licaș gegen 1600 m hoch, liegt auf der Kalkinsel des Vithavas etwa in gleicher Hbhe, dort durch den Gesteinscha- rakter in grbsserer Hbhe bewahrt, wăhrend sie unmittelbar daneben im Kri- stallin nur 1450 m iiberschreitet. Sie ist eine flachkuppige Landschaft, wenn auch durch die Năhe der Erosionsbasis von N, W und S her (Putna, Bicaz und deren Zubringer) stark in der Ausdehnung reduziert. Sie sinkt im Vit- havas selbst noch weiter nach E und ist um die Bicazschlucht am niedrig- sten, wo die Landschaft II sich noch unter ihr, deutlich durch Steilabhănge abgesetzt, hinzieht. Siidlich vom Piriske-Gebirge steigt Landschaft I im Siposkb trotz der weit geringeren Widerstăndigkeit des Gesteines (Glimmerschiefer gegen Svenit) bis 1500 m, vom Gipfel noch in sanftem Schwunge iiberragt. Noch jA Institutul Geologic al României IGR/ 470 ROBERT MAYER hoher steigt sie im Hăghimaș-Gebirge, wo sie trotz der Nahe der Erosions- basis im W (Olt) liberali iiber 1700 m Hohe hat, selbst die beidseitig einge- kerbten Sattel iiberschreiten 1600 m. Auch nordlich vom Vithavas steigt sie noch zu langen gleichmăssig hohen Rucken an, bleibt im allgemeinen bei 1500 m und schwingt sich erst wieder nordlich von der Bistricioara im Grințieșul Mare und Muncel auf 1700 bis 1760 m auf. (Diese Hohenbe- stimmung nur nach der Spezialkarte I) Am tiefsten liegt sie um die Bicazschlucht, und zwar so, dass die ho- heren Aufbiegungen um sie annăhernd einen Halbkreis bilden, wofiir die beiliegende Karte der Gipfelflur (Karte I) einen sehr schonen Beleg nach- trăglich beibringt. Dadurch erklărt sich wohl auch die einigermassen zen- tripetale Entwăsserung nach dem Bicaz hin, die der Anordnung der Gewăs- serrichtungen in den Becken von Borsec und Bilbor ăhnlich ist, wahrend umgekehrt die Aufwolbungen des Piriske und Siposko die Băche in zentrifugaler Richtung entsenden. Im Aișa (ungar.: Ocsemhegy) endigt diese Landschaft I iiber der Kalk- decke, die nach E steil unter die Flyschgesteine einfăllt. Diese bilden den Westfliigel der Antiklinale (8, S. 737—738; 9, S. 806—809; 10> S. 157, f. 167—169), in welcher das weite Tal des Bicazul Mic die S-N-Richtung, tektonisch einhălt. Von dem Ostrande der kristallinischen und mesozoi- schen Decke an verschwindet die ălteste Formengruppe bis auf einige Reste, die um den Heghieș und auf dem Ceahlău auf dem gleichen Kreidekonglo- merate liegen, das auch auf dem Bucegi die Altlandschaft trăgt. Durch das Konglomerat, das nach N und W abgebogen ist (10), aber von der alten Flach- landsform gekappt wird, lăsst sich ein Alterstermin fiir diese Altformen ge- winnen. Vom Aptien an gibt es keine stark betonte Abtragung mit korre- later Sedimentation bis zum Altmiozan, zu denen etwa die Schotterabla- gerungen des Burdigalien in Siebenbiirgen oder die Konglomerate von Brebu oder in der Umgebung von Neamțu gehoren (Zusammenstellung in Macovei, ii, S. 82—114); das ist aber nur ein terminus post quem. Die Synklinale des Bicaztales reicht nach N nur bis zur Bistricioara und tritt erst wieder in der Bukowina vom Rarău an auf, von dem sie sich in das Tal der oberen Moldau fortsetzt (8, S. 730 f.; 12; 11, S. 61—63). Die jiingere Landschaft (II), die am Rande des Giurgeubeckens eine Hohe von 1250 (1350?) m hat, erleidet auch nur ganz flache Verbiegungen, steigt nach E zum Vithavas auf etwas iiber 1000 in herab (1000—1040) und das trotz der Kalkunterlage, hat aber auf der Ostseite des Kerekut und Hăghimaș wieder iiber 1300 in Hohe, die sie auch noch auf der Wasser- scheide gegen das 'Trotușgebiet beibehălt mit einem iiber ihr aufgebauten Relief von einer relativen Hohe bis zu 80 m. Vor dem Ceahlău steigt sie noch einmal auf iiber 1400 m, um ostlich von ihm in das allgemeine Niveau von 1300 in iiberzugehen, das die ganze Flyschzone kappt und nach E immer Institutul Geological României BERICHT Ober morphologische studien in den ostkarpathen 471 weiter sinkt (1200 m). Zu ihrer Altersbestimmung kommen zunăchst die Vergleiche mit den Becken von Borsec und Bilbor in Betracht. Dort queren die oberen Abtragungsformen nach I. Atanasiu (7) noch die vul- kanischen Schichten der westlichen Umgebung, die untere Gruppe der Niveaux auch noch das Jungtertiăr, das als Dazian und Levantin bestimmt ist. Alle diese Einsenkungen sind Korrelate zu den Ausbriichen des Hărghita- und Căliman-Gebirges. Die Auswurfmassen der Hărghita reichen nirgends mehr in den siidlichen Teii des Beckens hinein, daher ist das Becken jiinger als die letzten Ausbriiche der Vulkane, also nachpontisch, daher levantin oder jiinger. Die Taler des Hăghimaș-Gebirges sind gerade im Gebiete stărkster He- bung besonders steil eingeschnitten, aber am Rande gegen das Becken von Giurgeu unter dem quartăren Schutte erstickt. Sie halten sich teilweise an tektonische Linien (Olt, Bicaz). Dagegen sind die Tăier der Hărghita sanfter geformt, haben geringeres Gefălle und nur in den kraternahen Teilen des inneren Gebirges, wo die alte Kegeloberflăche selbst eingekerbt wird, steile Flanken. Sie miinden breit und mit sanftem Gefălle in die Hochebene hinaus. Die Erosion der Oberlăufe hat iiberall jiingste Formen. Die durch ihre Schonheit altberiihmte Bicazschlucht zeigt zwei Entwick- hingsstadien. In der ersten Anlage muss der Fluss liber den Surducpass ge- flossen sein, also am Ostrande der mesozoischen Decke. Das heutige Tal des Bicaz ist dann wohl epigenetisch zu verstehen. Nach der ersten Hebung entstand der obere Teii der Schlucht als echter Canon, der untere Teii ist sehr deutlich ein eingestiirzter Hohlengang; man kann noch sehr gut er- kennen, wo der Fluss in einem Wasserfall in das unterirdische Bett floss, dessen Hdhlendecke eingestiirzt ist. Căliman-Gebirge. Das Căliman-Gebirge ist ein jungvulkanisches Gebirge, entstanden durch Ausbriiche, die von der jiingeren Miozănzeit bis in das allerjiingste Tertiăr, wenn nicht noch lănger andauerten (13, S. 429—492). Eine wechselnde Lagerung von Laven und Auswurfmassen (Aschen und Lapillituffen) băut es durchaus auf; alle Schichten liegen horizontal, die Tuffschichten haben sanfte, die Andesite steile Boschungen. Die grossen Plattformen, welche das Gebirge trăgt, sind die Bauformen, wenn auch stellen- weise stark erniedrigt, wovon Turme und Pfeiler als Restformen zeugen. Die engen steilen Tăier sind jiingster Entstehung, denn die zerteilten Lava- strome liegen im W dem Pontikum auf. Den riesigen Auswurfmassen stehen rings um das Gebirge junge Einsenkungen gegeniiber. Auch die Becken von Borsec und Bilbor sind darin einzurechnen. Becken von Toplița. Siidlich von der Hauptmasse des Căliman-Gebirges liegt das Becken von Toplița, das von einem pliozănen See ausgefiillt war, Institutul Geological României 472 ROBERT MAYER bis der Durchbruch der Mureș es entleerte (i, S. 237—238 und 260—261; 2, S. 220). Im N grenzen 3 Beckenlandschaften an das Gebirge, das Becken von Colibița, das der oberen Dorna und das von Șarul Dornei. Becken von Colibița. Das Becken von Colibița lăsst sich seinem Alter nach nicht fest bestimmen. Nach N fuhrt ein Pass mit den Formen eines alten Tales in der Hohe von nicht ganz 900 m in das Tal von Bârgău (Valea Străjii) hinaus und iiberschneidet das Aquitanien und die Ablagerungen der II. Mediterranstufe, die hier in das Gebirge eingreifen, ist also jiinger wie diese, wohl pliozan und die Einsenkung des Beckens wieder jiinger also auch levantinisch. Gebirge von Bârgău und Dorna. Dieselbe alte Landschaftsform wie der Pass lăsst sich nach N unmittelbar iiber das eng eingeschnittene Bârgăutal hiniiber um das Heniul-Gebirge herum bis zum Someștal verfolgen, wo sie sich um etwa 100 m niedriger in 750—800 m Hohe um die Vulkankegel herumlegt. Sie wird im E von einer Landschaft geringen Reliefs in 1200 und mehr Meter Hohe iiberhbht (II), ihr gehort auch der Pass von Bârgău selbst an. Nach W sinkt sie aber ganz allmăhlich auf etwa 990 m westlich von Dorna Cândreni wie auch de Martonne (14, S. 182) im Fernblicke erkannte. Dort, gesperrt durch das Kristallin von Vatra Dornei, bricht es an einer Bruchlinic, die das Kristallin der Rodnaer Alpen und der Umge- bung von Dorna im Siiden abschneidet, plotzlich scharf ab. Das Erosionstal der Dorna oberhalb dieser Stadt trăgt die Spuren mehrerer Erosionsphasen (s. bciliegende Skizze), so dass wohl dieses Tal und die Taler seiner Zubringer wie auch das Tal der Bistrița als antezedente Tăier aufzufassen sind. Die Dorna tiefte ihr Tai oberhalb von Vatra Dornei in denjiingsten Zeiten der Reliefentwicklung ein, wahrend die Scholle des Bârgăupasses oberhalb davon sich in der Richtung nach E senkte und dorthin schrăg abwărts stellte. Die Einsenkung dauerte wahrend des Pliozăns an, die Sedimentationsmassen blieben nicht im Becken, sondern wurden durch elen Fluss nach E abgefiihrt. Die /ibsperrung durch das Kristallin staute das Grundwasser an und for- derte dadurch die Entstehung der Moore. Ob auch das Becken von Șarul Dornei soentstand, lăsst sich vorlăufig nicht sagen. Das Tal der Dorna ober- halb von Vatra Dornei ist wohl deswegen so breit, weil eine Storungslinic der Erosion zu Hilfe kam, wie die Săuerlinge von Vatra Dornei glauben machen. S. Athanasiu halt das Becken von Șarul Dornei fiir einen Rest der alten Beckenoberflăche Siebenbiirgens, wie sie vor dem Ausbruche des Căliman-Gebirges bestand, nur dass die Lavamassen nicht bis an das Bistri- țatal heranreichten. Er halt auch den Durchbruch der Bistrița fiir einen jungen Durchbruch und das Tal oberhalb von Vatra Dornei fiir das alte Bistrițatal; diese Losung ist nicht ganz abzulehnen, wiewohl eine anderc Institutul Geological României BERICHT Ober morphologische studien in den ostkarpathen 473 Lbsung den Tatsachen besser zu entsprechen scheint. Das Durchbruchstai der Bistrița diirfte seine Gestalt hauptsăchlich dem Umstande zu danken haben, dass gerade in der NW-SE-Achse des Bistrița-Gebirges eine junge He- bung das Gebirge emporwolbte, was den Fluss zu immer neuer, krăftiger Erosion zwang. Darauf deutet die krăftige Erhebung der Gipfelflur (s. Karte 2), die Erhaltung der hohen Niveaux (I und II), soweit sie sich jetzt noch finden lassen und der gânzliche Mangel von Schotterabiagerungen im Becken der Dorna. Auch Emm. de Martonne (14, S. 181—182) scheint der hier angedeuteten Erklărung zuzuneigen. Rodnaer Alpen. Von den ubrigen Ostkarpathen unterscheiden sich die Rodnaer Alpen durch eine gewisse Selbstăndigkeit der Entwicklung. Dort konnten, soweit das schlechte Wetter es zuliess, folgende Oberflăchenformen beobachtet werden: Da ist zunăchst die ălteste Landoberflăche, welche mit Hohenunterschieden bis zu 250 m, also mit Hiigellandrelief in etwa 2000 m Hbhe liegt. Sie breitet sich um den Ineu und die beiden Vrf. Roșu herum aus und erstreckt sich nach NW fast in horizontaler Lage auf mehrere km hin, in der Gegend des Pietrcsu sogar bis auf 4 km Luftlinie an das Tal von Vișeu-Borșa heran. Dort falit das Gebirge in schmalen steilen Stufen zum Tale dieses Flusses hinab. Eine scharfe geradlinige Bruchlinie schneidet dort das Kristallin der Rodnaer Alpen ab (15). Hier sinkt die Oberflâche zu einer Abtragungsfonn hinab, welche Kreide, Eozăn und Oligozăn iiber- schneidet und die diesen Unterlagen entsprechenden Formen bietet. Nach S fallen die Seitenriicken von etwa 1900 m bis 1600 m ziemlich steil, erst dort schliessen sich Rucken an, die sich a 11 m ă h 1 i c h nach S senken; noch vor dem Someștale haben sie 1500 m Hbhe und steigen dann stărker auf 1200 m herab. Von da fiihren schmale, kurze, steile Hangterrassen in das Engtal des Someș, das auch in seinem tiefsten Teile noch Grundstufen von 10, 20 und 100 m relativer Hbhe enthălt. Zwischen Rodna Veche und Rodna Nouă ist das Someștal Gesteinsgrenze und an die schon erwăhnte Bruch- linie gebunden. Oberhalb von Rodna Nouă durchbricht der Fluss das Kri- stallin in einer engen, steilen Kerbe, von einer kleinen Talweitung an der Vereinigung mehrerer Gewăsser unterbrochen. Auch der Rucken, der vom Ineu nach E zur Rotunda hinzieht, senkt sich unter einem Steilabfall von 1800 m bis zu 1200 m (Rotunda) in niedrigen hăufigen Stufen hinab, die sichtlich durch die von N und S her ruckschreitende Erosion der kleinen Băche eingeschnitten sind. Man befindet sich dann in Landschaft II, der auch der Prisloppass zwischen der Vișeu und der Bistrița angehbrt. Dieselbe Landschaft II liegt also nbrdlich vom Someș 1400—1500 m hoch, siidlich von diesem Flusse liegt aber eine breite, reife Formentwicklung schon in 1200 m (s. a. die Beobachtungen in 14, S. 171—173)- Die Landschaft I in den Rodnaer Alpen enthălt noch uralte Ziige in dem Institutul Geological României \ igr7 474 ROBERT MAYER NW-SE-Streichen ihrer zu Kămmen und Graten zugeschărften Hohen, die dem Streichen der kristallinen Schiefer folgen. Talstufen, die einzigen in dem ganzen besuchten Teile der Ostkarpathen, die nicht durch Gesteins- unterschiede bedingt sind, befinden sich nur in den einst vergletscherten Tălern auf der Nordseite des Gebirges, auch dort scheint nur eine einzige unzweifelhaft durch alle Tăier hindurch zu schneiden u. zw. die in 1600 m Hohe (16, S. 510—571). Diese Karboden gehen wohl auf vorglaziale Tal- boden zuriick, wăhrend die iibrigen den Eiszeiten und der Tătigkeit der Gletscher und der interglazialen Gewăsser mehr oder weniger zuzu- schreiben sind. Auffăllig ist besonders der Gegensatz zwischen den For- men des Flysches und denen der kristallinen Schiefer. Darnach ist also die tektonische und morphologische Stellung der Rod- naer Alpen deutlich gegeben. Die Landschaft I liegt in 2000 m Hohe fast horizontal mit einer leichten Erhebung im Pietrosu, fast parallel zu ihrer Anfangslage emporgeschaltet. Die Landschaft II ist von S nach N aufge- richtet, biegt sich nach E zur Rotunda hinab, nach W hălt sie sich auf viele km noch bis in die Umgebung von Sângeorz und Parva in gleicher Hohe und Schrăglage, auch im Kreide- und Tertiărflysch. Dort schneidet sie das ganze Alttertiăr und Altmiozan zugleich mit dem Kristallin ab und muss daher jiinger als diese, wenigstens jungmiozăn sein (II). Landschaft I ist also wahrscheinlich altmiozan. Die ganze Formenentwicklung unterhalb von 1200 m Hohe gehort also dem Pliozăn an. Als Korrelat fur eine dieser Formen bietet sich eine Schotterablagerung, die im Someștale liegt. Sud- lich von Ilva Mică findet man etwa 50 m iiber dem Talboden eine Schichte von grobem Konglomerat, das hauptsăchlich aus kristallinem Geroll besteht, aber in seinen oberen Lagen immer mehr gerollten Sandstein enthălt. Die- ses Konglomerat kann ebenso von N wie von E stammen, ist aber der erste Zeuge eines krăftigen Gebirgshubes im Untermiozăn, es wird von den Geologen zum Burdigalien gerechnet (Mundliche Mitteilung Dr. Krâutner’s). Die einzelstehenden Vulkankegel zwischen dem Someștale und Valea Bârgăului (Măgura Mare, Măgura Mică und Heniul) ragen aus der Landschaft II heraus, ohne sie wesentlich in Mitleidenschaft zu ziehen. Es sind zwar die Schichten des Aquitan ein wenig an den Flanken des Vul- kanes aufgebogen und stellenweise sogar gebrochen, aber es handelt sich dabei immer nur um kleinrăumige Storungen; so ist auch die Landober- flăche im Grossen und Ganzen ungestort geblieben. Ein schoner Barranco hat die Siidseite des Heniul durchschnitten (16), die Erosion ist auch auf der Nordseite bis hart an den Kraterrand herangekommen, so dass der An- desit dort einen scharfen, eines Kalkberges wiirdigen Grat bildet. Die Rodnaer Alpen wurden wahrscheinlich schon im Altmiozan aus der Um- gebung fast in Parallelschaltung herausgehoben, Dann folgte mit einer Bruch- Institutul Geological României BERICHT OBER MORPHOLOGISCHE STUDIEN IN DEN OSTKARPATHEN 475 linie gegen die Furche Vișeu-Bistrița eine Hebung mit Schrăgstellung nach N und endlich in pliozăner und jlingster Zeit weitere Hebungen, welche die stufenweise Entwicklung des Someștales bewirkten. Bistrița-Gebirge. Die Landschaft II ist ausserhalb der Rodnaer Alpen liberali in dem nordlichen Teile des untersuchten Gebirges fast gleich hoch. Waren schon im Hăghimaș-Gebirge die Wellen, in welche die Landschaft II gelegt wurde, schwach und flach, so ist hier noch weniger zu merken. Der Prisloppass fălit in diese Landschaft hinein, die sich zu beiden Seiten der Rotunda ebenfalls in 1400 m Hohe nach W, S und E ausdehnt. Wăh- rend sie sich aber nach E hin in annăhernd gleicher Hohe halt, senkt sie sich nach S und besonders SE auf 1200 m herab, biegt in die Landschaft um den Heniul ein und sinkt mit dieser unter das Becken der Dorna bis 1000 m hinab. Im E erheben sich einige Berge liber die gleichmăssig hori- zontale Rtickenflur dieser Landschaft II hinaus, besonders der Vârful Omului, der eine Altlandschaft in liber 1900 m Hohe mit schwachem Relief trăgt (I), dann der Suhardel bei lacobeni (W) bis 1700 m Hohe. Man mag ihn und einige andere Rucken, etwa den Suhard mit 1604, (Vrf. Caprii, 1562, und Vrf. Vilfii, 1591) hieher rechnen. Auch der Oușor (nordlich von Dorna Cândreni, 1639) kann dazu gehoren. Die ganze librige Rlickenlandschaft halt sich in 1250—1350 m Hohe und bietet dem Anblicke aus der Ferne etwa vom Heniul oder Vultur oder vom Bârgăupasse aus eine einzige gleich- măssig hohe, kaum gewellte Flur. Ostlich von der Bistrița bleibt die Landschaft II in beilăufig 1200 und mehr m Hohe, in sie ist der Mestecănești, der Semmering der Bukowina, ganz schwach eingesattelt. Dagegen hebt sich ostlich davon in breiterWdl- bung das Massiv des Giumalău und Rarău hoch liber das Landschaftsniveau II hinaus und bietet sowohl auf der Hohe des Giumalău wie auf dem Plă- teau des Rarău zwei typische Formen alter Landoberflăchen, die sich in 1600 m Hohe mit einer relativ schwachen Reliefenergie liber Kristallin und Kalk und Aptien hinweg erstreckt, also typische Einebnungslandschaft ist. Auch Niveau II steigt zu 1400 m Hohe an. Die Bistrița durchbricht diese sichtlich gehobene Landschaft in einem schonen Durchbruchstale mit steilen Wanden von Kristallinen Schiefern und Diabas in mehreren hundert Meter Tiefe nur in schmalen Absătzen eingetieft. Man kann in dieser Schlucht die alte Wasserscheide sehen (s. o.). Aber nach der Formengestalt des Durch- bruches und der liber ihn nach E ansteigenden alten Niveaux ist vielleicht eher anzunehmen, dass die Bistrița wenigstens seit der Pliozănzeit immer hier hinaus in das Vorlandfloss und das Gebirge emporgehoben wurde. Auch fehlt es an den Spuren eines westlichen Laufes der Bistrița. Vor dem Ein- bruche des Beckens der Dorna mag immerhin die Abtragung auch hier nach W gegangen sein. Dazu ist noch folgendes zu erwăgen: Das Tal der JĂr- Institutul Geologic al României IGR/ 476 ROBERT MAYER Bistrița ist das einzige, das in solcher Schluchtform die Ostkarpathen quert, nur einige benachbarte kleine Băche haben ăhnliche Talkerben. Dagegen sind alle ubrigen grossen Tăier der Ostkarpathen fast bis zur Wasserscheide zuriick mit breiten Talsohlen ausgestattet und haben mehrere Schotterter- rassen (17, S. 82). Flussystem des Someș. Die Beobachtungen in den Flussystemen des Someș und der westlichen Bistrița unterhalb des Kristallins und der Vul- > > kane ergeben einen merkwiirdigen Gegensatz zwischen einer ălteren und einer jungen Entwicklung. Die ăltere Entwăsserung muss eine mchr E-W- liche Richtung gehabt haben, die jiingere neigt zur NE-SW-Richtung und zu der dazu senkrechten NW-SE. Die letztere stimmt auffăllig mit der Richtung des Streichens der sarmatischen und miozănen Ablagerungen des nordlichen Teiles des transilvanischen Beckens iiberein. Das ist umso merkwiirdiger, als sie steilen weise bis in die Kleinformen hinein zu beobach- ten ist, besonders in der Umgebung von Năsăud. Die ăltere Entwăsserungs- richtung geht quer uber die heutigen Talformen hinweg meist abseits von den heutigen grossen Tălern der Bistrița und des Someș. Besonders auf- făllig ist die Richtung der Steilhănge in 600 m Hbhe nordlich von der Stadt Bistrița und siidlich Năsăud, weiter ostlich liegen diese Steilunterschnci- dungen der Hănge in Hohen bis zu 750 m (nahe dem Căliman- und Heniul- Gebirge). Nach W liegen sie noch unter 600 m. Das weist deutlich auf eine ehemalige Abtragung hin, deren Gefălle nach W nicht gcringer ist als das der heutigen Taler. Die Formengruppe an und fiir sich hat das Aussehen einer absteigenden Entwicklung, ohne dass auf ihr Schotter erhalten wăren. Diese miissen unter den Steilhăngen durch die moderne aufsteigende Ent- wicklung gănzlich beseitigt worden sein. Die Terrassen der Flusstăler zeigen dic gleichen Erscheinungen und Hohenabstănde wie sie Sawicky im siid- lichen und westlichen Teii Transilvaniens beobachtet hat (1). Hier im nord- lichen Teile Transilvaniens folgen die Fliisse meist zuerst dem Schicht- streichen nach SW und biegen erst weiter unterhalb zur Someș nach NW um. Becken von Orheiu und Budiș. Noch einer kleinen Beckenform mochte ich gedenken. Zwischen Orheiu und Budiș liegt eine Senkung von merk- wiirdiger Gestalt mit vermutlich diluvialer Aufschiittung, die seither wieder zerschnitten wurde. Man hat es wohl auch mit einer kleinen Senkung zu tun, die im Zusammenhange mit den jiingsten Eruptionen im Căliman- Gebirge entstanden ist. Vor dem Diluvium ging die Entwăsserung nach W zum Șieu und zum Someș. Als das Becken einsank, wurde es durch Fluss- schotter ausgefiillt und seitdem die Fiillung durch die Băche, aber jetzt in NW- Richtung, in Kerben zersăgt. \ Institutul Geologic al României BERICHT OBER MORPHOLOGISCHE STUD1EN IN DEN OSTKARPATHEN 477 ZUSAMMENFASSUNG i. Es gibt also in den Ostkarpathen, soweit sie beobachtet wurden, nam- lich siidlich von der Linie Prislop-Bistrița-Moldova, drei verschieden alte Formengruppen, zwei Rumpflandschaften (Vorzeitformen) in zwei Stock- werken liber einander und junge Hangterrassen, welche den heutigen Ab- tragungs- bzw. Aufschiittungsvorgang einleiten. Die ălteste Landschaft hat ein Relief von geringer Energie, in den Rod- naer Alpen bis 250 m, nur stellenweise etwas mehr. Die jiingere Altland- schaft liegt in den Rodnaer Alpen auf der Nordseite 400 m darunter, auf der Siidseite schrăg gestellt. Im Bistrița-Gebirge ist der Hohenunterschied geringer, um den Rarău betrăgt er nur 200 m. Das Alter dieser beiden Formengruppen wird sich auf folgende Weise bestimmen lassen. Im nordlichen Teilc der Ostkarpathen greift das Alttertiăr ohne Zweifel transgressiv zwischen die Gebirgsblocke ein und wird wenigstens von der jiingeren der beiden Alt- formen geschnitten. Dieselbe Landschaft II kappt aber siidlich vom Rod- naer Gebirge auch das ăltere Miozăn (Aquitanien und Burdigalien), sie muss also jiinger sein als dieses. Dagegen ist die jtingste Formengruppe um die Stadt Bistrița herum jiinger als pontisch, weil sie auch diese jungtertiăren Schichten schneidet. Im Hăghimaș-Gebirge und Piriske-Gebirge liegt die Landschaft II iiber postlevantinisch abgetragenen Hăngen. Die Landschaft II diirfte wohl in beiden beobachteten Gebirgsteilen dieselbe und gleichen Alters sein; das ist wohl anzunehmen, wenn gleich ein Verbindungsstiick der Beobachtung im siidlichen Bistrița-Gebirge noch fehlt. Die Altersbestim- mung muss also ergeben: Landschaft I friihestens altmiozan, vielleicht jung- miozăn, Landschaft II jungmiozăn, vielleicht sarmatisch, Formengruppe III jiingstpliozăn-postlevantinisch. De Martonne fand fiir die zentralen Karpathen (Munții Apuseni) zwei Altlandschaften, die er mit den von ihm entdeckten Altlandformen in den Sudkarpathen parallelisiert und jetzt in folgende Zeiten stellt: Bores- cuniveau: Eozăn, Niveau Riu Șes: mittelmiozăn (18, S. 145—202; 14, S. 107 f). SAWICKY (19) halt das Niveau Borescu mit guten Griinden fiir alt- miozăn, das Niveau Riu Șes fiir jungmiozăn (nach dem Befund auf der Po- iana Ruscă). In den nordlichen Ostkarpathen vermutet Sawicky (19, S. 92 ff.) gegen Rudnickyi (20), eine postmiozăne, vielleicht sarmatische Hebung. Diese miisste dann mit der Hebung der Landschaft II in den Rodnaer Alpen und dem Bistrițagebirge zusammengestellt werden. Es wird eine wichtige Auf- gabe sein, die Verbindung zwischen den Teilen der Karpathen und ihren Abtragungsformen herzustellen. 2. Der Karpathenbogen ist also seiner Entstehungszeit nach ebenso wenig wie die Alpen ein einheitliches Gebirge; zwischen den Westkar- Institutul Geological României 16 R/ 478 ROBERT MAYER pathen und Ostkarpathen und zwischen den Ostkarpathen und dem Bihor- Gebirge bestehen wesentliche Unterschiede. Aber jungtertiăre Hebungen haben an der heutigen Hohe und Gestalt des Gebirges einen ganz wesent- lichen Anteil. Es ist wohl zweifelhaft, ob man angesichts der geringfugigen Hohenunterschiede, welche in den Altlandschaften durch diese Hebungen hervorgerufen wurden, noch von einer Grossfaltung sprechen darf. Die Bewegungen, die hier im Altmiozăn, Jungmiozân, Pliozăn und wohl auch bis in die jungste geologische Vergangenheit vor sich gingen, waren He- bungen fast ohne Faltung. Einen grosseren Anteil an der Entstehung des heutigen Reliefs haben vulkanische Eruptionen und damit zusammenhăn- gende Schollenbewegungen, darunter die Einsenkungen um das Căliman- Gebirge. Durch die Hebungen erhielt der slidliche Teii des kristallinen Gebirges mehr eine leichte Neigung nach aussen (Osten), wahrend die Rod- naer Alpen eine Eigenscholle bilden und in jiingerer Zeit eine siidliche Nei- gung und einen Steilabfall nach Norden bekamen. Das Bistrița-Gebirge bildet zusammen mti dem Hăghimaș-Gebirge eine Faltenachse fiir den Bogen der Ostkarpathen, der (wohl epigenetisch) in der ganzen Zeit der jiingsttertiâren Entwicklung von mehreren Fliissen durch- brochen wurde. Wo die Hebung am stărksten war, sind auch die Tăier noch heute enge Durchbriiche. Ausser diesen Fliissen halten sich viele andere an tektonische Linien, wie iiberhaupt die Einfliisse der Gesteine auf die Formen ausserordentlich gross sind, so dass die Strukturformen stark hervortreten. Die Richtungen, in denen die kristalline und mesozoische Decke erodiert wurden, stimmen nicht ganz mit der heutigen Erosionsrichtung noch mit der Querrichtung der durchbrechenden Fliisse uberein. Die Talformen zeigen liberali ein nahezu ausgeglichenes Gefălle. Tal- stufen sind nur dort noch erhalten, wo sie in der Eiszeit durch Gletschcr versteilt worden sind. Das geringe Ausmass der jungtertiăren Faltung mag befremden, es hat aber seine Parallele in der Vergangenheit. Denn auch in der Kreidefaltung verhielt sich der innere Teii Transilvaniens gegeniiber den randlichen Be- wegungen und Anpressungen passiv. Wie durch einen ausseren Wall ge- schiitzt, blieb das Innere merkwiirdig ruhig (9). Die durch die Hebungen hervorgerufenen Hohenunterschiede sind nicht liberali gleich. Sie betragen zwischen dem Ineu und dem Someștale bei Rodna Veche ca 1500 m, zwi- schen dem Rarău und dem Becken der Dorna ca 750 m, zwischen dem Hăghimaș und dem Grunde des Beckens von Giurgeu beilăufig 1030 m. Diese Hohenunterschiede entstanden lăngs einer schon von E. Suess angenommenen Bruchlinie, die von Rodna Veche liber das Becken der Dorna zum Becken von Giurgeu verlâuft. Beobachtungen zur Glazialmorphologie wurden nicht gemacht. Im be- M Institutul Geological României 16 R/ bericht Uber morphologische studien in den ostkarpathen 479 suchten Teile der Ostkarpathen gibt es nur ein Gebirge, das glaziale Formen trăgt, die Rodnaer Alpen. In ihnen haben schon Sawicky (16) und neuer- dings KrâUTNER (21, S. 38—49) alles, was daruber zu sagen ist, ausfiihrlich beschrieben. Siidlich von den Rodnaer Alpen gibt es in den Ostkarpathen keine Vergletscherung, einst so wenig wie jetzt. BEMERKUNGEN ZU DEN KARTEN DER GIPFELFLUREN: (KARTEN 1 UND 2) Auf den Karten 1 und 2 sind Linien gleicher Gipfelhohen gezogen und zwar wur- den in diesem Falie nicht bloss die Gipfel der hochsten Rucken und Kămme einbczo- gen, sondern auch die der Seitenrippen. Die Karten sind auf der Grundlage der Gene- ralkarte :: 200.000 nach den Angaben der Spezialkarte 1: 75.000 gczeichnet, das hat den Vorteil, dass die Linien unabhăngig von den subjektiven Fehlern der Beobachtung blei- ben. Dafiir haftet ihnen natiirlich eine gewisse Willkiir der Zeichnung an, wie allen Iso- linien. Indessen zeigt ein Vergleich mit den Karten deutlich, dass auch dann, wenn die Linien anders gezeichnet wilrden, doch gewisse Erscheinungen sich in ihnen her- vorheben wurden. So ist auf beiden Karten die weite Verbreitung des 1300 m-Niveaus (II) auffăllig, die Schwankungen sind gering. Die eigentiimliche Gruppierung um die Bicazklamm herum ist deutlich und wurde bei jeder andern Anordnung der Linien eben- falls erscheinen. Auf Karte 2 sieht man die Zonen, welche liber das 1300 m-Niveau hinausragen, sehr gut gruppiert, wie sie der Beobachtung entsprechen und die pracht- volle alte Landoberflăche der Munții Rodnei konnte gar nicht deutlicher gemacht wer- den, wenn sie durch eine morphologische Signatur eingetragen wurde. Die Einsenkung in das Becken der Dorna tritt in Erscheinung ebchso wie die Erhebung der Munții Bistriței zu beiden Seiten des Durchbruches der Bistrița. In den Munții Rodnei fallen noch auf: der nordliche Steilabfall (Bruchlinie), das allmăhliche Absenken nach Siiden, die Zwischenstufe von 1600 m. Auf dem Siidabhang sind die Linien starker Willkiir ausgesetzt, weil sie hier nur Gipfel von Seitenriicken verbinden. Manuskript eigengangen: Mărz 1931. Institutul Geological României IGR VERZEICHNIS DER ANGEFUHRTEN SCHRIFTEN i. SAWICKY. Beitrăge zur Morphologie von Siebenbiirgen. Bulletin Internat, dc l’Academie des Sciences de Cracovie, math.-phys. CI. 1912. 2. H. WACHNER. Județ Ciuc samt Toplița und der Mureșenge. Lucrările Institutului de Geografie al Universității din Cluj, voi. III, 1926—1927. 3. F. Herbich. Das Szeklerland. 4. E. JEKELIUS. Zăcămintele de lignit din basinul pliocenic din valea superioară a Oltului. Studii Tehnice și Economice, voi. III, f. 2. 5. M. PÂLFY. Ober die geologischen und hydrologischen Verhaltnisse von BorszăkfiirdS und Gyergydbclbor. Foldt. Kozl. XXXV. 1905. 6. L. LOCZY. Foldt. Kozl. XXXV. 1905. 7. I. 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Die Spuren der Eiszeit in den Ost- und Siid-Karpathen. Verh. und Mitt. des SiebenbUrgischen Vereins fiir Naturutiss. zu Hermannstadt. Jahrg. 1929—1930. A Institutul Geologic al României IGR/ P. MayeP '- BerichtubermorphologischeStudien in den Ostkarpathen Tafel I. Institutul Geological României R MAYER Bericht uber morphologische Studien in den Ostkarpathen TafelH ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI.VOL.XVII IMPR. ATEL INST GEOLOGIC Al ROM. LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES PAR D. M. PREDA Lors de la cinquieme reunion de la Societe Roumaine de Geologie â Târgul-Ocna, en octobre 1934, M. Băncilă (i) et moi presentions une note pour demontrer que les Schistes noirs qui affleurent dans plusieurs endroits du bassin du Trotuș ne doivent pas etre attribues au Cretace inferieur (Bar- remien) (2), mais bien au Cretace superieur, en l’occurence au Senonien basal. Etant donne l’aspect petrographique identique qu’affectent ces depots le long de la zone du Flysch des Carpates orientales, depuis leur courbure jusqu’en Bucovine et en Galicie, nous avons condu en affirmant que toutes ces apparitions de Schistes noirs sont du meme âge que celles du bassin du Trotuș, c’est-â-dire qu’elles se rapportent au Senonien basal. Comme on nous a objecte x) â ce propos qu’en d’autres regions que le bassin du Trotuș, on rencontre des coupes geologiques ou les Schistes noirs s’intercalent en concordance entre les Couches de Sinaia (Hauterivien) et l’Aptien, en d’autres mots que ces schistes y sont d’âge indubitablement barremien, j’ai cherche pour ma part ă me documenter d’une fațon plus precise en parcourant quelques-unes de ces regions dans le but de resoudre le probleme touchant l’âge de ces depots. Les recherches entreprises dans cette direction dans la Valea Uzului, affluent du Trotuș, et dans le bassin de la Bistrița, ainsi que les investigationș de M. Ștefănescu en Bucovine et celles de M. Filipescu dans la zone de courbure des Carpates, ont confirme ulterieurement le point de vue exprime dans notre note preliminaire â Târgul-Ocna. Nous continuons par conse- quent ă nous en tenir â l’idee que les Schistes noirs des Carpates orientales de la Roumanie sont d’âge senonien. Ils representent un facies synchrone d’une part au facies «couches rouges » â Rosalines, developpe en Transyl- vanie, â l’W de l’île cristalline des Carpates orientales, et dans la zone du Flysch â l’E et au S du massif de la Leaota, de l’autre au facies « couches q Ces objections ont £te soulevees par M. G. MACOVEI. 31 Institutul Geologic al României 482 D. M. PREDA ă Inocerames » et â elements verts de l’avant-pays, developpe dans la zone de bordure du Flysch des Carpates orientales. D’apres les descriptions de plusieurs auteurs, les Schistes noirs repre- senteraient des depots terrigenes noirâtres, constitues par des schistes feuil- letes ardesiens, des marnes siliceuses noires â cassure conchoîdale, des sepa- rations de spherosiderite, des quartzites violets, vitreux, des marnes blanches, calcaires, â Fucoides, des greș siliceux â veines de calcite, des greș micaces et de frequentes intercalations de marnes rouges et vertes. Leur teinte noirâtre provient, en majeure pârtie, de la presence des oxydes de manganese. Selon M. Filipescu, ces Schistes noirs renferment de nombreux restes vegetaux et animaux: des Foraminiferes (Rotalia, Textularia, Lagena, Fissurina), des Radiolaires appartenant aux groupes Spumellaria et Nassellaria, des spicules de Spongiaires siliceux, des fragments d’Echinodermes, de Mollusques et de Brachiopodes, des Ostracodes etc. Ce qui predomine ici, ce sont surtout les organismes siliceux (Radiolaires et spicules de Spongiaires), lesquels ont subi le phenomene d’epigenese dans une tres large mesure. A en juger d’apres leur caractere petrographique, c’est-â-dire d’apres le caractere detritique do- minant, les Schistes noirs ont du se deposer dans une mer de faible pro- fondeur, ce qui s’accorde du reste avec la presence de fortes quantites d’oxydes de manganese, dont la formation est favorisee par de pareilles condi- tions 1). La litterature geologique mentionne les Schistes noirs sous la denomi- nation de Couches d’Audia (3), de Couches de Șipote (4) et, recemment, aussi sous celle de Schistes noirs (5). On les a d’abord attribues au Paleogene (3) et plus tard au Barremien (6), dans le sens qu’ils representeraient un facies oriental (externe) de la Zone interne du Flysch, synchrone â un autre facies greseux-conglomeratique qui se trouve dans l’aile interne de la meme zone. Les deux facies se trouveraient dans la meme position stratigraphique, intercales en concordance entre le Hauterivien et l’Aptien (2). On a propose de donner au facies greseux-conglomeratique du Barremien Je nom de Couches de Bistra, d’apres le ruisseau Bistra du bassin du Bicaz, oii ce facies, dit aussi ouest-interne, atteint son developpement le plus ca- racteristique (2). Les caracteres de ce Barremien (ouest-interne) ont ete definis par M. G. Macovei dans les Monts du Baraolt, aux environs de la viile de Sfântul Gheorghe, ainsi que dans les vallees du Bicaz et de la Bistricioara. Sur le versant ouest du Ceahlău, le Barremien se presente sous forme de bancs de conglomerats, dans une serie greseuse, avec des elements de Cristallin et des Couches de Sinaia (6). *) M. FILIPESCU: Renseignement oral. Institutul Geological României LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 483 Selon M. I. Atanasiu le Barremien ouest-interne de la valUe du Bicaz serait constitue par des schistes marneux gris ou noirâtres, finement micaces, alternant avec des greș micaces finement schisteux, parfois curbi- corticaux et recouverts d’hieroglyphes sur les surfaces de separation avec les schistes. A la pârtie superieure de la serie schisteuse succedent des greș micaces en bancs de plus de 100 m d’epaisseur. Dans l’horizon greseux s’in- tercalent, localement, des conglomerats formant des lentilles bien develop- pees (conglomerats de Chisirig et de Piatra Sură) (7). A une autre occasion nous tâcherons de demontrer que cette serie ouest- interne ne peut, elle non plus, etre attribuee entierement au Barremien, tout comme on ne peut non plus rapporter tous les depots de la Zone interne du Flysch uniquement au Cretace inferieur. La serie schisteuse noire devel- loppee â l’embouchure du ruisseau Giumalău, sur la rive gauche de la Bis- tricioara pourrait appartenir au Barremien, car j’y ai observe des aspects petrographiques qui rapprochent cette serie aux Couches de Comarnic (Bar- remien-Aptien), l’une comme l’autre renfermant des restes d’Aptychus diday. Ces derniers se trouvent d’ailleurs aussi dans les etages inferieurs du Cretace inferieur, mais surtout dans les Couches de Comarnic. Pour ce qui est du Barremien, il sied de le chercher surtout dans la zone des Couches de Sinaia, dans leur pârtie superieure, comme Pont demontre, en se fondant sur la pre- sence de fossiles, Vadâsz (8), dans la region de Sfântul Gheorghe, et M.O. Protescu (9), dans la vallee de la Prahova, aux environs de Sinaia. Dans toutes les observations relevees, le Barremien et les Couches de Sinaia couvrent le Cristallin getique. A mon avis, pourtant, les conglomerats de Chisirig et de Piatra Sură, ainsi que toute la serie marno-greseuse qui s’etend jusqu’â la bordure E de la Zone interne, appartiennent plutot au Cretace moyen et superieur, Vra- connien-Turonien. Les conglomerats de Ceahlău et de Zăganul ne sauraient dans aucun cas etre attribues â l’Aptien. II faut les rapporter au Cenomanien et peut-etre, en ce qui concerne tout au moins leur base, aussi au Vrancon- nien. Dans les limites de la Zone interne du Flysch, ces conglomerats et les klippes de Jurassique de leur base reposent en nappe de charriage au-dessus du Cretace superieur. Les nappes de Ceahlău et de Zăganu ont fort proba- blement ete decollees de la zone cristalline. Si l’attribution de ce complexe ouest-interne au Barremien est discutable jusqu’â un certain point, elle est encore bien plus discutable en ce qui con- cerne les Schistes noirs, aucun argument d’ordre stratigraphique ni paleon- tologique n’etant venu jusqu’â present corroborer cette hypothese. Ces Schistes noirs appartiennent neanmoins, sans aucun doute, au Cre- tace, â en juger d’apres la presence de restes d’Ammonites, qui n’ont pu etre determines ni au point de vue du genre, ni au point de vue de I’espece. L’un de ces restes a ete trouve par M. C. Olteanu dans la Valea Doamnei, 31» Institutul Geologic al României 484 D. M. PREDA affluent de la Bistrița, l’autre par M. D. Ștefănescu en Bucovine, au fond du ruisseau Sălătrucul, affluent de la Moldova. Quant â la position stratigraphique de ces Schistes noirs entre l’Aptien et le Hauterivien, qu’on a precisement invoquee pour les rapporter au Bar- remien, elle est d’autant plus sujette â caution que l’attribution de ces com- plexes â l’Hauterivien et â l’Aptien ne se base sur aucun argument paleon- tologique. POSITION STRATIGRAPHIQUE DES SCHISTES NOIRS Avant de proceder â un examen plus general des rapports existant entre les diverses formations geologiques comprises dans le Flysch des Carpates orientales, nous examinerons prealablement le mode d’apparition des Schistes noirs dans le domaine de cette Zone du Flysch. Les recherches gdologiques entreprises jusqu’â present ont mis en evi- dence, dans la region du Flysch des Carpates orientales, deux grandes unites stratigraphiques et tectoniques. L’une, situee ă l’W, — la Zone interne — est constituee par le Cretace inferieur jusqu’â l’Aptien inclusivement. Son aile exterieure renfermerait les Schistes noirs, intercales entre le Hauterivien et l’Aptien. L’autre, situee â l’exterieur, a ete denommee Zone marginale du Flysch. On y a decrit des schistes noirs, des depots senoniens, paleogenes et miocenes. La Zone interne chevaucherait la Zone marginale, y compris les depots de la formation aquitanienne â massifs de sel. Cette image qu’on se fait de la structure du Flysch persiste depuis long- temps dans les divisions du Flysch carpatique, mais rien ne la justifie, comme nous le verrons plus loin. Meme si l’on devait continuer â distinguer deux zones dans le Flysch des Carpates orientales, il faudrait s’appuyer sur d’autres criteriums que ceux â l’aide desquels on a cree la Zone interne et la Zone marginale. Mais voyons d’abord ou et comment affleurent les Schistes noirs par rapport â ces zones, telles que la litterature geologique les a definies. Jusqu’â present on a admis pour les Schistes noirs deux sortes d’appa- ritions, â savoir: Une premiere serie, qui se presente sous la forme d’îlots interrompus, le long de la ligne separant la Zone interne de la Zone marginale du Flysch. Ces apparitions feraient corps avec la Zone interne â la base de l’Aptien, auquel elles passeraient graduellement. Les Schistes noirs affleurant dans de pareilles conditions appartiendraient donc au Barremien. Font pârtie de cette categorie les affleurements de Schistes noirs du ruisseau Crasna, ceux du fond du ruisseau Zăbala, ceux de Covasna, une puissante apparition qui s’etend de Târgul-Secuesc jusqu’â la vallee de la Sulta, ceux du ruisseau Șanțul, au N de Palanca, ceux de la vallee du Institutul Geologic al României LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 485 Bicaz, de Hâmzoaia et de la vallee du Secul, ainsi que les larges bandes de Schistes noirs de la Bucovine. Une seconde serie de Schistes noirs affleurc dans la Zone marginale du Flysch, ou ils sont dissemines sur une surface beaucoup plus vaste. Nous mentionnerons, dans ce groupe, les affleurements de la Valea Cheșcheșului et de la Valea Pufului, dans le bassin de Slănic-Bacău, ceux de Dofteana, sur la Valea Negrului, affluent de la Valea Uzului, ceux de Poiana Uzului, une puissante apparition dans la vallee du Trotuș, entre Agaș et Brusturoasa, ainsi que ceux de Stejarul, Straja, Poiana Cârnului, Potoci etc., dans la vallee de la Bistrța. Les Schistes noirs de la Valea Cuejdului, de la Valea Sărata et de la Valea Doamnei1), dans le voisinage de la viile de Piatra Neamț, appar- tiennent eux aussi â cette meme zone. Nous examinerons maintenant la maniere dont les schistes affleurent dans divers endroits, en procedant par ordre d’importance. AFFLEUREMENTS DE SCHISTES NOIRS DANS LA ZONE DITE « INTERNE » DU FLYSCH Valea Sulța. L’une des coupes geologiques dont on a tire des conclu- sions en faveur de l’âge barremien des Schistes noirs est celle que MM. Preda et I. Atanasiu ont etudiee aux sources de la Valea Sulța, affluent du Trotuș (10). L’analyse de la coupe geologique relevee par ces auteurs demontre que les Schistes noirs affleurent dans cette region sur la ligne de dislocation situee entre la Zone interne et la Zone marginale du Flysch. Les Schistes noirs passent graduellement â l’Aptien de la Zone interne et chevauchent vers l’E l’Eocene facies de Tarcău, dont une puissante ligne de dislocation les separerait. Cette ligne separerait tcctoniquement Ies deux zones du Flysch, telles que la litterature geologique les a definies. Ayant revise ensemble la geologie de la coupe ci-dessus, M. Băncilă et moi (1) avons constate que les rapports stratigraphiques figures par MM. Preda et I. Atanasiu ne correspondent pas â la realite. Non seulement on n’observe aucune concordance ni continuite stratigraphiques entre les Schistes noirs et l’Aptien 2), mais on constate en outre qu’ils presentent une discor- ') Cette derniere apparition de schistes noirs a etc trouvee par M. C. OLTEANU. 2) L’âge aptien des depots considdr^s comme appartcnant â ce terme, notamment de ceux en contact avec les Schistes noirs, n’a d’ailleurs pas etc ctabli au moyen d’argu- ments indiscutables. Dans beaucoup de regions - vallee de la Prahova (11), vallee du Te- leajen (12)—une pârtie des depots du mSme genre sont attribues au Vraconnien. Quant â vouloir rapporter ces couches ă l’Aptien, nombre de faits s’y opposent. Elles appar- tiennent fort probablement â une epoque bien plus recente que l’Aptien, dans l’espbce au Cretace moyen ou superieur. îf ,;A Institutul Geologic al României \JGR/ 486 D. M. PREDA dance tectonique tres nette du fait que leurs directions se croisent sous un angle de 40 degres. II existe en echange une concordance parfaite de direction et de pendage entre les Schistes noirs et l’Eocene (fig. 1). Comme a u c u n e autre scrie stratigraphique susceptible d ’ e t r e attribuee au Senonien ne s’interpose entre ces deux formations, il s’en ensuit que les Schistes noirs situes en concordance â la base du greș de 1 a r c ă u d’âge e 0- cene, ne peuvent etre attribues qu’au Senonien. Les Schistes noirs du fond de la Valea Uzului, qui prolongent du reste ceux de Sulta decrits plus hauts, presentent une meme position stratigraphique. On observe ici egalement une concordance entre les Schistes noirs et le greș de Tarcău, qui se revele dans la direction et le pendage des couches. La presence d’intercalations de Schistes noirs â la base du greș de Tarcău Fig. 1. — Coupe le long de la Valea Sulța (afflucnt du Trotuș). 1, Cretace superieur (Aptien des auteurs); 2, Senonien (Schistes noirs); 3, Jioccne: sdrie marno-grtfseuse (3a) et grds de Tarcău (3b). qu’on constate dans cette localite, plaide evidemment en faveur d’une continuite stratigraphique. D’autre part, dans la masse des Schistes noirs, on observe des interca- lations de greș calcaires ă veines de calcite, des bancs de greș micaces et des marnes blanches, siliceuses, â Fucoides, absolument identique â celles qu’on trouve dans le Senonien de la zone de bordure du Flysch marginal. La position concordante du greș de Tarcău par rapport aux Schistes noirs et les intercalations, dans ces derniers, de roches identiques â celles du Senonien â Inocerames de la Zone marginale du Flysch, de meme que la coexistence des deux facies synchrones, permettent d’attribuer les Schis- tes noirs, au moins en pârtie, au Senonien. Hâmzoaia. Les rapports qu’on observe ici entre les Schistes noirs, les depots de la zone du Flysch interne et le greș de Tarcău (censec se trouver dans la Zone marginale du Flysch) sont fort interessants et m i 1 i t e n t exclusivement en faveur de 1’attribution des Schistes noirs au Senonien. Voici ce qu’on peut constater dans une coupe sur le versant gauche de la valide du Bicaz (fig. 2). LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 487 A la base du greș massif de Tarcău (3 b), qui presente un pendage de 60 degres vers l’E, existe, en concordance, une serie inarno-greseuse (3 a) dans le prolongement de laquelle j’ai trouve, en allant vers le N, de nombreux Nummulites. Apres avoir parcouru une zone large d’environ 150 metres, qui correspond ă cette serie masquee par un eboulis de roches, on tombe sur des couches constituees par des greș calcaires â veines de calcite alternant avec des greș siliceux, de quelques centimetres d’epaisseur seulement, des marnes blanches, siliceuses, ă Fucoîdes et des intercalations de schistes feuilletes noirs, c’est-ă-dire des roches â tout point semblables ă quel- ques-unes de celles comprises dans le Senonien de la bordure exterieure de la zone du Flysch, le tout envahi par des roches communes aux Schistes noirs. Vers la base, cette serie devient de plus en plus sili- ceuse. Outre les schis- tes feuilletes noirs qui predominent, on obser- ve des schistes satines, des schistes ardesiens et ensuite, de verita- P Hâmzoaia o 100 zoom Fig. 2. — Coupe sur la rive gauche du Bicaz, ă Hâmzoaia. 1, Cretace superieur (Aptien des auteurs); 2, Senonien (Schistes noirs); 3, fîocdne: seric marno-greseuse (3a) et grds de Tarcău (3b). bles silex de la serie des Schistes noirs (2). Les couches presentent des pendages hesitants, quoique indiscutables, vers l’E, c’est-ă-dire plongeants sous le greș de Tarcău. Des eboulis masquent la base des Schistes noirs sur 150 ă 200 metres de longueur, mais, un peu plus au N, dans le prolon- gement de la zone, se trouvent les Schistes noirs de la base, qui accusent un pendage net vers l’E. A l’entree du village de Hâmzoaia on voit apparaître, au-dessous de la serie des Schistes noirs, une serie marneuse (l) formee de schistes greseux, marneux, micaces, â hieroglyphes en forme de tetes de clous, et de schistes argileux satines, qui accusent un pendage de 30 degres vers l’E. Bien qu’on attribue cette serie ă l’Aptien, il sied, comme on l’ă vu plus haut, de la rap- porter â une epoque plus recente. En admettant toutefois que cette serie appartienne ă l’Aptien, dans ce cas sa formation remonterait â une epoque anterieure â celle des Schistes noirs car, si l’on tient compte de la situation locale, il ne peut s’agir ici de rapports inverses, c’est-ă-dire d’un chevauche- ment des Schistes noirs vers l’W, une pareille anomalie tectonique semblant inadmissible dans cette region ă disposition monoclinale. On peut evidemment objecter que la coupe figuree plus haut contient quelques lacunes, d’ailleurs extremement reduites, ou les rapports strati- graphiques ne sont pas suffișamment clairs, tout comme on peut supposer 488 D. M. PREDA Fig. 3. — Coupe aux sources du Pârâul Hâmzoaia, affluent du Bicaz. (Approx. 300 m). r, Crătacă superieur (Aptien des auteurs); 2, Seno- nien (Schistes noirs); 3, Eocene: serie marno-grăseuse (3a) et greș de Tarcău (3b). que des bouleversements tectoniques ont pouse les Schistes noirs par-dessus le pretendu Aptien, mais ce doute disparaît entierement sitot qu’on poursuit l’etude de la coupe un peu plus au N, dans le prolongement des memes zones figurees dans la coupe du Bicaz. Au fond de la Valea Hâmzoaia, â son confluent avec la Valea Livezilor, on rencontre une belle coupe (fig. 3), oii les rapports entre le pretendu Aptien, le greș de Tarcău et les Schistes noirs sont de telle nature que la posi- tion de ces derniers ne peut faire l’objet d’aucune contestation. Par consequent, si l’on tient ici egalement compte des rapports entre les formations decrites plus haut et de la presence de roches identiques â celles du Senonien du facies « cou- ches â Inocerames» dans les Schistes noirs, ondoitforcement r a n- ger ceux-ci au Senonien. L’etude des rapports entre les trois formations decrites dans les coupes ci-dessus, depuis le fond de la Valea Hâmzoaia, vers le N, jusqu’â la Valea Secu, revele des phenomenes tectoniques extreme- ment interessants (fig. 4). La masse des depots aptiens des auteurs est fortement chevauchee vers l’E par-dessus les Schistes noirs et l’Eocene qu’elle retrousse en serie inverse. Cela fait que la grande zone de greș de Tarcău, que l’on suit depuis le S jusqu’â Ia Valea Secu, s’interrompt brusquement, chevauchee par la serie schisteuse eocene, strati- graphiquement plus ancienne que le greș massif de Tarcău. A cette serie succedent les Schistes noirs senoniens, auxquels se superpose la serie dite aptienne. Les Schistes noirs sortant de sous le pretendu Aptien ne doivent donc pas etre consi- deres comme formant une voute anticlinale, car ils sont un terme de la serie renversee. En Bucovine, selon M. Ștefănescu, on obser- ve, entre les Schistes noirs et le greș de Tarcău, les memes rapports que dans Ies localites decrites plus haut, sans que des depots senoniens s’interposent entre eux. De meme, on n’y constate aucun passage du Hauterivien aux Schistes noirs, ni des Schistes noirs â l’Aptien 1). Fig. 4. — Coupe schema- tique ă Secu (bassin de la Bistrița). 1, Cretace superieur (Aptien des auteurs); 2, Senonien (Schistes noirs); 3, Eocene: serie marno- greseuse (3a) et greș dc Tar- cău (3b). q Renseignement oral. Institutul Geologic al României LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 489 Dans la vallee de la Moldova, â Prisaca-Câmpulung, le complexe des Schistes noirs chevauche ă l’E les Couches de Krosno (oligocenes-aquita- niennes) et supporte des conglomerats et des greș de Tarcău (fig. 5). II resulte de toutes ces des- criptions stratigraphiques que, sur la ligne de dislocation entre la Zone interne du Flysch et la Zone marginale, les Schistes noirs supportent toujours en concordance l’Eocene du facies Tarcău, sans qu’entre ces deux RuncuPrisacei o 1 2 km Fig. 5, — Coupe dans la Valea Moldovei (d’apres D. STEFĂNESCU). formations l on constate l exis** 2, Schistes noirs (selon D. PREDA Senonien de la province tence d’autres depots qui puis- carPat,que); 3b> Eocine: gris de Tarcău; 4, Oligoc4ne (Kros- A , r. no); 5 Senonien (selon D. PREDA facies ă Inocdrames de sent etre attnbues au Senonien. FAvant-pays). On n’observe nulle part un pas- sage des Schistes noirs â l’Aptien ni â l’Hauterivien. Partout la serie des Schistes noirs est intercalee entre le greș de Tarcău et une serie mar- neuse qu’on peut, comme il a ete deja dit, attribuer au Cretace moyen ou superieur. AFFLEUREMENTS DE SCHISTES NOIRS DANS LA ZONE DITE « MARGINALE» DU FLYSCH A l’E de la zone precedente, notamment dans la Zone marginale du Flysch, on observe de nombreux affleurements de Schistes noirs qui apparaissent toujours â la base et en concordance avec le greș eocene de Tarcău. Bassin du Trotuș. On peut mentionner dans cette categorie les affleure- ments de Schistes noirs de la Valea Cheșcheșului et de la Valea Pufului, affluents du Slănic-Bacău, ceux du fond de la vallee de la Doftana, ceux de Ciunget, ceux de Pârâul Negru et ceux de Poiana Uzului, dans le bassin du Trotuș. Dans cette derniere localite, les Schistes noirs, qui accusent un fort pendage vers l’W, supportent en concordance, sur ce flanc, l’Eocene de Tarcău, tandis qu’â l’E ils se trouvent en contact avec le Senonien du type avant-pays (c’est-â-dire du Senonien â Inocerames et â elements verts) dont les separe une ligne de fracture. Le plus interessant affleurement de Schistes noirs dans cette zone du Flysch, est celui de la region d’Agaș-Brusturoasa (vallee du Trotuș). Les Schistes noirs forment dans cette region une bande puissante qu’on peut suivre des yeux, sans interruption, depuis la Valea Sulța, au dela de la vallee du Trotuș (entre Agaș et Brusturoasa) jusque dans la Valea Șanțul. Dans la Valea Sulța et la vallee du Trotuș, les Schistes noirs affleurent 49° D. M. PREDA au milieu meme du greș de Tarcău et, â mesure qu’ils avancent vers le N, ils se rapprochent de la zone dite interne, prenant contact avec celle-ci â la Valea Șanțul de la maniere suivante: sur un flanc, celui de l’W, avec les depots attribues â l’Aptien, tandis que sur l’autre flanc, celui de l’E, ils supportent le greș eocene de Tarcău. La maniere dont les Schistes noirs se developpent dans cette region demontre que les Schistes noirs de la Zone marginale sont du meme âge que ceux situes sur la ligne de dislocation â l’E de la Zone interne du Flysch et qu’ils appartiennent toujours au Senonien. Vallee de la Bistrița. Les affleurements de Schistes noirs qu’on observe dans la vallee de la Bistrița, â savoir â Straja, Poiana Cârnului, Potoci etc., en pleine Zone marginale du Flysch, sont des plus interessants. Dans cette derniere localite, les Schistes noirs, avec leurs caracteres les plus typiques, s’interstratifient avec les depots typiques senoniens â elements verts, c’est- â-dire avec des greș micaces, des greș calcaires â veines de calcite et des marnes sombres et blanchcs â Fucoides. Nous avons affaire ici ă une jonction des Schistes noirs avec le facies du Senonien situe plus â l’E, dans l’espece le Senonien â elements verts d’avant-pays et â debris d’Inocerames. Des affleurements isoles, et d’une importance d’ailleurs tout â fait secon- daire, existent preș de la bordure du Flysch, dans la Valea Cuejdului, dans la Valea Sărata et preș de Valea Doamnei, aux alentours de la viile de Piatra Neamț. Comme dans la Valea Sărata, aussi bien que dans la Valea Doamnei, oii M. Olteanu a decouvert une Ammonite qui n’a pu etre determinee, ces Schistes noirs, d’une composition petrographique identique â celle de tous les Schistes noirs des Carpates orientales, sont intercales dans des depots senoniens, il en resulte qu’ils appartiennent indiscutablement au Senonien. M. Macovei ’) estime que les Schistes noirs dc la Valea Cuejdului, au N de Piatra Neamț, qui affleurent dans les memes eonditions que les Schistes noirs de la Valea Doamnei et du Pârâul Sărat, doivent egalement etre attri- bues au Senonien. En guise de conclusion, nous devons bien admettre que tous les Schistes noirs des Carpates orientales de Roumanie appartiennent, au moins leur pârtie superieure, au Senonien. On aboutit â la meme conclusion lorsqu’on etudie de preș les rapports faciaux du Senonien. LES FACIES DU SENONIEN DANS LES CARPATES ORIENTALES Dans le complexe des depots senoniens des Carpates orientales, les Schistes noirs doivent etre consideres comme representant un facies de ce complexe, synchrone d’une part avec les couches rouges â Roșalines, de l’autre avec x) Renseignement oral. LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 491 les couches â Inocerames, qui, dans le Flysch des Carpates orientales, occupent une situation plus exterieure. Cette affirmation necessite une explication plus ample. Dans les diverses regions reliees aux Carpates orientales, le Senonien se presente sous les trois facies suivants: le facies «couches rouges» â Ro- salines (occidental), le facies «schistes noirs » (median), le facies «couches â Inocerames» â elements verts d’avant-pays (oriental) (fig. 6). 1. Le facies « couches rouges » a Rosalines. Prenant comme point de depart la presence de restes de fossiles, Popovici-Hatzeg a ete le premier â rap- porter au Senonien le complexe stratigraphique de la region situee â l’W de la vallee de la Prahova et se prolongeant jusque dans le departement de Dâmbovița, region oii predominent les marnes rouges et vertes (13) dans lesquelles M. Andrussow et Koutek (14) ont determine plus tard Rosa- lina Linnei. C’est cependant â M. Murgeanu que revient le merite d’avoir signale l’importance des Rosalines pour determiner l’âge de ces complexes en Rou- manie et les separer d’autres couches rouges intercales dans l’Albien du Flysch des Carpates du departement de Prahova (11) Les recherches effectuees, il y a quelques annees, par M. Murgeanu (ii) et M. Filipescu (12) dans le departement de Prahova, ainsi que les investi- gations plus recentes de M. Filipescu dans l’E du departement de Prahova et dans le departement de Buzău (15 et 16) et celles de M. Krautner (17) dans le N des Carpates ont delimite l’aire de repartition du facies « couches rouges » â Rosalines dans la region des Carpates orientales. Dans une note synthetique, M. Murgeanu aboutit â la conclusion que les «Couches de Puchov », dans la zone des klippes internes, les « marnes rouges senoniennes », en Mountenie orientale, et les « Couches de Vetrila », dans les Balkans, sont des termes synonymes du « facies â Rosalines » et que celui-ci, localise dans l’interieur du massif cristallin des Carpates orientales, penetre en Moun- tenie ă l’E du massif cristallin des Carpates meridionales (Leaota), d’ou on peut le poursuivre jusque dans la vallee de la Dâmbovița. D’ici il se joint fort probablement au Senonien â Rosalines du massif central des Balkans, par-dessous la Depression getique (18). Le complexe du Senonien « couches rouges», entre la Ialomița et le Buzău, comprend, outre des marnes rouges et des marnes verdâtres tirant sur le blanc, des sables et des greș micaces en plaquettes, et un greș â feldspath rouge (19), c’est-ă-dire les memes elements que ceux que l’on rencontre dans les conglomerats rouges mentionnes auparavant par Preda, â Slonu (depar- tement de Prahova), dans le meme type de Senonien (20). Selon M. Co- darcea (21), nous avons affaire ici â des granodiorites et â des porphyres granodioritiques. 492 D. M. PREDA r‘g- 6. Institutul Geological României LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 493 Plus tard, MM. Murgeanu, Filipescu et Protescu ont rencontre ces conglomerats â elements eruptifs rouges dans de nombreuses localites entre Bărbulețu (departement de Dâmbovița) et l’E de la vallee du Buzău, c’est-â- dire sur une centaine de kilometres de longueur (19). L’extrâme point â l’E ou l’on mentionne encore la presence de ces conglomerats se trouve â Co- vasna (16). M. Murgeanu estime que les elements de ces roches dans le Senonien proviennent d’une cordillere, localisee â l’exterieur de la depres- sion du Slănic, qu’il denomme Cordillere coumane (19). Un fait qui merite d’etre releve dans le complexe de ce Senonien occi- dental, c’est la frequence du manganese (20, 19), soit sous forme de concre- tions et de croutes manganiferes, soit parfois sous forme de ciment de cer- tains greș. M. Murgeanu insiste beaucoup sur Ia presence de ce mineral aupres des oxydes de fer et des minerais de cuivre et cherche â en expliquer la provenance. Nous nous bornerons pour le moment ă mentionner ce fait, nous proposant d’y revenir plus tard. Quand on examine la constitution petrographique et le developpement du Senonien â facies «couches rouges» dans les departements de Prahova et de Buzău, on observe qu’â partir de la valide du Teleajen, vers l’E, il com- mence â etre envahi par un autre facies, en l’occurence par des Schistes noirs identiques â ceux de la Moldavie. C’est â Suzana, dans la vallee du Teleajen, qu’on remarque les premiers affleurements de ces Schistes noirs (15, 16). Ayant etudie la constitution et le developpement du Senonien â facies « couches rouges » dans la region E des departements de Prahova et de Buzău, M. Filipescu constate que les Schistes noirs, du type de ceux qu’on ren- contre dans Ies Carpates orientales de la Moldavie, se font sentir depuis la vallee du Teleajen, parmi les depots senoniens. Faiblement representes dans la vallee du Teleajen, â Suzana, Ies Schistes noirs deviennent plus nom- breux dans la vallee du Siriu et finissent par predominer preș du ruisseau Bota Mare, dans la vallee du Buzău, et â Covasna, tandis que le facies «couches rouges» s’y trouve represente sous forme de faibles intercalations. Dans toutes ces localites, la masse des Schistes noirs et des couches rouges renferme toujours, outre des conglomerats rouges, qu’on peut considerer comme des roches etablissant d’une fașon certaine l’âge senonien des couches qui les englobent, aussi des intercalations de greș dans lesquelles M. Filipescu mentionne la presence constante des Rosalines (16). Dans ces eonditions, on peut bien admettre que la zone de courbure de l’Arc carpatique presente un passage du Senonien facies «couches rouges» au Senonien facies « Schistes noirs», et ce fait, que la presence des conglomerats rouges et des Rosalines dans les Schistes noirs jusqu’â Covasna vient renforcer, ne nous laisse guere d’autre possibilite que de rapporter les Schistes noirs au Seno- nien. On peut, d’une fațon generale, attribuer tous ces schistes des Carpates orientales au Senonien, puisqu’ils ont tous le meme âge que ceux de Covasna, Institutul Geologic al României 494 D. M. PREDA 2. Le facies « Schistes noirs ». Dans les Carpates orientales, le Senonien occupe, sous forme de Schistes noirs, une bande orientee presque N — S et situee â l’exterieur de l’île cristalline. II est plus malaise de preciser la limite paleogeographique E des Schis- tes noirs, parce que la masse des depots du greș de Tarcău les recouvre et les masque. Nous la situerons, d’une fațon assez approximative, â l’E de la limite des Schistes noirs qui affleurent dans Ia Valea Pufului, Cheșche- șului, Ciungetului et Negrului, â Poiana Uzului, Poiana Cârnului et res- sortent en Bucovine â Prisaca-Câmpulung. Pour etre plus precis, nous dirons que cette ligne s’etend â l’E jusqu’â la zone de Senonien â roches vertes, c’est-â-dire â elements d’avant-pays. Au S, les Schistes noirs passent longitudinalement au facies «couches rouges», alors qu’au N ils passent, par la vallee du Ceremuș, de Bucovine en Galicie, ou on les mentionne jusque dans les Carpates du N1). La ligne passant â l’E des Schistes noirs, telle que nous l’avons definie plus haut, correspond en realite â la ligne entre les Carpates et l’avant-pays. Elle separe deux provinces paleogeographiques de sedimentation, l’une â W, la province carpatique, l’autre â l’E, la pro vi n ce d’ a- vant-pays. Si nous pouvons maintenir les denominations de Zone in- terne et de Zone marginale du Flysch, la limite qui les separe doit forcement passer par cette ligne. Les sediments formes dans la province carpatique, en commenșant par le Cretace inferieur et en finissant par l’Eocene «facies Tarcău», contiennent exclusivement des elements carpatiques remanies, tout comme les sediments deposes dans la province d’avant-pays ne renferment que des elements provenant de celle-ci. Le greș de Tarcău constitue la seule exception â cette regie, car bien qu’il se soit forme au detriment des elements stratigraphiques de la province car- patique, il se trouve aussi dans la zone d’avant-pays. Comme nous ne dis- posons pas encore d’etudes suffisantes â ce sujet, nous ne pouvons guâre nous prononcer s’il s’agit d’un decollement du greș de Tarcău et de son chevauchement par-dessus la zone d’avant-pays, ou bien si sa sedimentation s’est produite sur les deux soubassements. *) Aujourd’hui encore les geologues different d’avis quant â l’âge des Schistes noirs des Carpates polonaises. Selon les uns, ils appartiendraient â l’Oligocene. NOVAK (22) les attribue â la pârtie supdrieure du Cretacd superieur jusqu’â l’Eocene inferieur, sauf pour ce qui est des Schistes noirs de Spass, qu’il continue de ranger au Cretace inferieur, alors que SWIDINSKY (23) les attribue en bloc au Cretace inferieur. Ainsi qu’il fesulte de quelques coupes publiees par des geologues polonais, les Schistes noirs affleurent, dans les Carpates polonaises, exactement comme ils le font dans Ies Carpates orientales de Rou- manie, de sorte qu’en ce qui nous concerne, tout comme NOVAK, nous les attribuons au Sănonien. LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 495 On peut cependant remarquer qu’â l’epoque meme du depot du Senonien se sont formees des roches similaires, sinon identiques, qu’on rencontre dans ses deux facies, c’est-â-dire aussi bien dans les Schistes noirs sedimentes dans la province carpatique, que dans le Senonien ă Inocerames depose dans l’avant-pays. Ce sont les grâs â veines de calcite et surtout les marnes blanches et grises ă Fucoîdes. Nous avons donc affaire â un passage, du facies Schistes noirs au facies « couches ă Inocerames ». Les affleurements de Schistes noirs de Poiana Cârnului, de Hâmzoia, de Fundul Uzului, etc., sont classiques â cet egard. La teinte noirâtre des Schistes noirs provient en grande pârtie de la pre- sence des oxydes de manganâse diffuses dans la masse des Schistes noirs. Le fait que ces derniers, de meme que les accidents siliceux, abondent aussi bien dans le Senonien ă facies « couches rouges » que dans les Schistes noirs, nous permet de tirer des conclusions relatives aux parentes entre ces deux facies au point de vue des conditions dans lesquelles la sedimentation s’est accomplie. Selon M. Filipescu, le caractere siliceux des Schistes noirs proviendrait en grande pârtie de Ia presence de la silice organique. L’abondance des or- ganismes siliceux dans le complexe des Schistes noirs denote que la mer dans laquelle ils se deposaient offrait de vastes possibilites pour la recherche de la silice colloîdale. Ceci concorde parfaitement avec les phenomenes de decomposition des silicates de manganese, dont on peut degager l’oxyde de manganâse qui a impregne les Schistes noirs et la silice necessaire â la for- mation du squelette des organismes siliceux qui ont determine la silicification de ce complexe ]). Les silicates de manganese tirent leur origine du Cristallin des Carpates orientales, qui recele certaines quantites de pareils silicates. 3. Le facies «couches ă Inocerames », â elements verts d’avant-pays. Connu en Pologne sous le nom de « couches â Inocerames », ce facies est developp^ dans la pârtie exterieure du Flysch carpatique. Ce qui imprime â ce facies son caractere essentiel, c’est qu’il renferme des roches vertes remaniees de l’avant-pays. Dans certaines regions, ce facies comprend aussi de frequents accidents siliceux (couches de Tisaru) et dans quelques localites aussi des intercalations de Schistes noirs. Ceux-ci n’affleurent que fortuitement, leur developpe- ment etant subordonne au facies typique d’avant-pays. De pareils affleure- ments existent dans la vallee de la Bistrița, preș de Piatra Neamț, dans la Valea Doamnei, Sărata et Cuejdul, mais ils suffisent pour permettre de pa- ralleliser les deux facies. ’) Renseignement oral. Institutul Geological României 496 D. M. PREDA CONCLUSIONS i. D’apres leur position stratigraphique, les Schistes noirs des Carpates orientales doivent etre rapportes au Senonien, au moins en ce qui concerne leur pârtie superieure. 2. Le Senonien des Carpates orientales se presente sous les trois facies suivants: le facies « couches rouges » â Rosalines, le facies « Schistes noirs » et le facies « couches â Inocerames » et â elements verts d’avant-pays. 3. Les differences de facies sont deterininees par l’emplacement oii la s^dimentation s’est accomplie. Dans l’espece, le facies «couches rouges» et le facies « Schistes noirs» se sont deposes sur la province carpatique, tandis que le facies â elements verts s’est depose sur l’avant-pays. 4. La region de courbure des Carpates presente un passage entre le facies « couches rouges » et le facies « Schistes noirs », du fait de leur interstratification entre la vallee du Teleajen et Covasna. La presence des Rosalines et des con- glomerats ă elements eruptifs rouges dans les Schistes noirs de cette zone, ainsi que les accidents siliceux et la presence du manganese dans les deux facies, demontrent le synchronisme des deux facies et constituent une preuve decisive pour l’attribution au Senonien des Schistes noirs des Car- pates orientales. On observe egalement l’existence de pareils passages petrographiques entre le facies « Schistes noirs » et le facies du Senonien â elements verts — « couches â Inocerames ». Des intercalations de Schistes noirs affleurent sporadique- ment dans le Senonien d’avant-pays. Des marnes grises et des marnes blanches â Fucoîdes identiques sont interstratifiees dans les deux facies. 5. La separation du Flysch des Carpates orientales en deux zones, une zone interne et une zone marginale, telles qu’on les a definies, ne peut plus etre maintenue. Mais si l’on voulait quand meme conserver ces divisions, il faudrait modifier leur definition dans le sens qu’il s’agit de deux zones de Flysch, â sedimentă differents formes dans des provinces paleogeographiques distinctes, ă savoir une province carpatique et une province d’avant-pays. Dans ce cas, il faudrait deplacer leur ligne de separation beaucoup plus â l’E de la limite actuelle et la fixer â la bordure W du Senonien â elements verts. En Mountenie, elle se prolongerait â peu preș jusqu’au S de l’Eperon de Homorâciu et se confondrait avec la ligne de Breaza, au S de la Cuvette de Slănic J). ’) MM. MRAZEC et I. P. VOITEȘTI (24) considerent le Cretac« inferieur de la Zone interne du Flysch comme l’autochtone de Ia Nappe des conglomerats de Bucegi, dans la composition de laquelle entre aussi le Cristallin de la Leaota. Comme nous l’avons deja dit, ce Cr«tac6 inferieur de Ia zone du Flysch s’est d6pos6 sur le Cristallin et son M6so- zo'ique ancien; ainsi le d6montre d’une part la presence du Cristallin de la Leaota sous les Couches de Sinaia, â Bușteni (21), de l’autre le fait que le Cretace inferieur se trouvant devant le cristallin des Carpates orientales se relie â celui situe en arriere (25, 26). . Institutul Geologic al României MOR/ LE PROBLEME DES SCHISTES NOIRS DANS LES CARPATES ORIENTALES 497 6. Dans la province carpatique, le Cretace superieur s’est depose sur le Cretace inferieur. Le Cretace superieur debute par le Cenomanien ou peut- etre par le Vraconnien, comme M. Murgeanu l’admet pour la Mountenie orientale. Les depots marneux et greseux de la Zone interne du Flysch, con- sideres jusqu’â present comme aptiens, appartiendraient â un terme plus recent, â savoir au Vraconnien et au Cretace superieur, etant couverts par le Senonien «Schistes noirs» en Moldavie et par le Senonien «couches rouges », en Mountenie. Si l’on a observe quelque part, en Moldavie, une transition entre ces depots et les Schistes noirs (cette transition doit se faire ă la base des Schistes noirs car, â leur pârtie superieure, ceux-ci supportent le greș de Tarcău), ce fait ne peut pas militer en faveur de l’attribution des Schistes noirs au Barremien, mais bien en faveur de l’idee que les schistes consideres comme aptiens sont plus recents. En continuation stratigraphique, sur cette province se sont deposes le greș de Tarcău, l’Oligocene et le Mediterraneen (Cuvette de Slănic). 7. Les conglomerats de Ceahlău et de Zăganu, â klippes de calcaires jurassiques â leur base, qui affleurent dans cette zone carpatique, doivent etre consideres comme les debris d’une ou de plusieurs nappes de charriage, decollees de sur le Cristallin de l’W et poussees sur le Cretace superieur de la zone du Flysch. 8. Dans la province d’avant-pays, les depots les plus anciens que l’on connaisse dans la zone du Flysch sont les « couches ă Inocerames» et â ele- ments verts. Ne connaissant pas leur base, nous ne pouvons affirmer s’ils comprennent aussi d’autres etages du Cretace superieur. L’Eocene, l’Oli- gocene, l’Aquitanien et le Miocene, qu’on rencontre constamment dans cette province, renferment toujours des elements verts, remanies de l’avant-pays. 9. Tout comme les depots senoniens, le Paleogene et le Neogene des deux provinces de sedimentation sont differents, mais presentent des pas- sages de l’un ă l’autre. 10. On a observe, dans la zone du Flysch des Carpates orientales, une Les chevauchements du Cristallin des Carpates orientales par-dessus le Cretacă in- ferieur et ceux du Crislallin de 1a Leaota par-dessus le Cretaci inferieur de 1a valtae de ta Prahova doivent etre consideres comme une serie de digitations de 1a pârtie frontale de ce Cristallin. Esquisses des le Mdsocretac^, dans 1a couverture du Cristallin, ces che- vauchements ont efe repris dans le Tertiaire, lorsque le Cretace inferieur des diverses di- gitations a 6te pinc£ dans des synclinaux assez profonds au-dessous des lames de Cristallin. Ce Critacd inferieur ne peut cependant pas etre celui qui constitue l’autochtone general des nappes du Cristallin. S’il existe un pareil autochtone g&feral — Crâtacd inferieur — sous le Cristallin de 1a Leaota et celui des Carpates orientales, et nous devons bien en admettre l’existence, cet autochtone doit s’engager au-dessous, ă partir de 1a limite entre 1a province carpatique et l’avant-pays, telle que nous l’avons d^jâ d6finie, c’est-â-dire sur 1a ligne passant par Breaza, sud Homorâciu, Poiana Uzului et Prisaca — Câmpulung. 32 Institutul Geological României 498 D. M. PREDA serie de nappes ddversees de l’interieur ă l’exterieur. II n’y a pas lieu de nous en occuper ici, vu que les levers geologiques de detail n’ont pas encore ete completement effectues. II ne fait aucun doute que toutes les lignes de sepa- ra tion de ces unites sont d’âge tertiaire recent, tout comme la ligne de che- vauchement de la bordure du Cristallin par-dessus la zone du Flysch. Une seule ligne pourrait appartenir au Mesocretace, dans l’espece, la ligne qui separe ja province carpatique de l’avant-pays et que les depots du Flysch masquent aujourd’hui. Si le Cristallin des Carpates orientales et de la Leaota reposent sur un autochtone general forme de Cretace inferieur, chose fort admissible d’ailleurs, celui-ci n’aurait pu s’engager sous le Cristallin que sur cette ligne. ii. La ligne de dislocation qui separe les anciennes zones du Flysch — Zone interne et Zone marginale — et le long de laquelle s’echelonne un chapelet de Schistes noirs ne presente, au point de vue tectonique, qu’une importance secondaire. Le long de cette ligne, les pendages des formations geologiques sont hesitants. Ainsi, â Zagon et ă Hâmzoaia, le Cretace superieur (Aptien des auteurs) plonge vers l’E, etant couvert en serie normale par les Schistes noirs et par l’Eocene. Dans d’autres endroits il chevauche plus ou moins profondement les Schistes noirs qui â leur tour, renversent l’Eocene. Ce caractere hesitant des pendages explique fort bien pourquoi les Schistes noirs ne forment pas une bande continue le long de cette ligne mais se manifestent sous forme de chapelets. 12. A partir de la bordure du Cristallin, on rencontre, dans la zone du Flysch, des depots de plus en plus recents â mesure qu’on se deplace vers l’exterieur, c’est-ă-dire vers l’E. Si l’on tient compte aussi de ces conside- rations d’ordre geometrique, les Schistes noirs ne peuvent etre ranges au Barr^mien, puisqu’ils ont une position stratigraphique normale sous le greș de Tarcău et surmontent des depots marno-greseux consideres comme aptiens, mais qu’il sied d’attribuer au Cretace moyen et superieur. Rețu: avril 1936 Institutul Geologic al României 16 R/ BIBLIOGRAPHIE i. D. M. PREDA și I. BĂNCILĂ. Vârsta șisturilor negre din basinul Trotușului. 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Les experiences ont ete faites dans les laboratoires de l’Ecole Polytechnique de Bucarest et Timișoara, de l’Academie des Mines de Freiberg et celui de la Societe des Tramways de Timișoara. * * * Une etude sur les caracteristiques physico-mecaniques du sei gemme roumaine, n’a pas encore ete entreprise jusqu’â ce jour. De meme dans d’autres pays, les experiences executees et les publications parues, se rap- portent ă des cas particuliers, notamment â la determination de la resistance â la compression du sei gemme et des sels de potassium. La plupart des expe- rimentateurs se sont occupes d’ailleurs, seulement avec l’etude des cristaux, qui ont tout-â-fait d’autres proprietes—surtout mecaniques—que les agregats de cristaux. Or, au point de vue technique, ce qui nous interesse, ce sont surtout les proprietes du sei gemme, considere comme un agregat de cristaux. Parmi Ies recherches sur la resistance du sei gemme, connues par nous, jusqu’â ce jour, nous rappelons celles de Voigt (i), Milchs (2), Rinne (3), Geller (4), Rodatz (5) et Wohlbier (6). En ce qui concerne le mode d’execution des experiences, nous nous sommes conduits d’apres les normes allemandes actuellement en vigueur pour les essais du beton, et aussi d’apres les indications trouvees dans les ouvrages de Rinne (7), Kick (8) et Preclik (9). Institutul Geological României \IGR/ 502 M. STAMATIU Comme les proprietes physiques et mecaniques du sel gemme sont tres variables, non seulement d’un gisement â l’autre, mais aussi dans le meme gisement d’une couche â l’autre, et en fonction de differents fac- teurs, que nous examinerons dans ce qui suit, nous avons porte beau- coup d’attention â la prise d'echantillons dans la mine et â la confection des eprouvettes respectives. Les blocs de sel (environ i m3), ont ete detaches du gisement, â l’aide du marteau et des coins en fer, dans des differentes parties de l’exploitation. Nous avons evite d’utiliser des explosifs, afin que les echantillons ne subis- sent pas des modifications eventuelles dans leur structure, â cause des explo- Fig. i a. — Sel blanc. sifs, modifications qui auraient pu in- fluencer les resultats des experiences. Dans ces blocs ont ete ensuite tail- lees â la scie, les eprouvettes pour les essais, dans les dimensions necessaires. Pour etablir l’influence de la qua- lite du sel sur sa resistance,nous avons choisi les blocs de maniere â obtenir des echantillons de trois sortes de sel : blanc, bariole et gris. Nous nous sommes fixes seulement sur ces trois categories de sel, parce qu’elles sont caracteristiques pour le gisement de Slănic. Elles different non seulement par la couleur, mais aussi par a composition chimique et la structure Sur ces deux facteurs nous reviendrons par la suite. petrographique. La composition ch i m i q u e moyenne du sel gemme de Slănic d’apres une analyse recente du laboratoire de chimie C.A.M., est donnee dans le tableau I. TABLEAU I Composition chimique moyenne du sel gemme de Slănic Composants chimiques Sel blanc Sel bariole Sel gris NaCJ 99,6612 99,0036 98.5498 Na2SO4 — — 0.5658 MgCl2 0,0966 0,0800 — MgSO4 — — 0,1031 CaCl2 0,0114 0,0978 ■—. CaSO4 0,0177 0,6327 0,7212 H2O 0,2924 0,1768 0,0460 0,0835 Substances insolubles . 0,0080 0,0520 Total . . . 100,0873 100,0369 100,0754 Institutul Geological României QUELQUES PROPRlETES PHYSICO-MfiCANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 503 II resulte de ce tableau que le pourcentage de chlorure de sodium varie tres peu d’une sorte de sel â l’autre, que le sel blanc est depourvu de sulfate de sodium et sulfate de magnesium, que le sel bariole ne contient non plus ces composes et que le sel gris possede un pourcentage important de sulfate de sodium et sulfate de calcium, il lui manque en echange le chlorure de magnesium et le chlorure de calcium, tandis que le pourcentage des substances insolubles est plus eleve. Dans tous les essais executes, nousn’avons pas pu constater une influence quelconque des composants chimiques sur la resistance du sel. La structure petrographique est un facteur, dont depend, en grande mesure, la resistance du sel. Examine ă l’oeil nu ou â la loupe, le Fig. 1 b. — Scl gris. Fig. ic. — Sel bariole. sel gemme de Slănic se presente comme un agregat de cristaux, plus grands ou plus petits, soudes ou reunis par une masse de cristaux tres fins. Dans le sel blanc, predominent les cristaux grands et transparents, de dimensions qui atteigncnt io—20 mm, facile â identifier dans une section polie ou sur la surface de rupture des echantillons. Dans la figure 1 (a, b et c) nous donnons la photographie de trois echantillons polis de sel : blanc (1 a), gris (1 b) et bariole (1 c) dans lesquels on distingue clairement lastruc- cture petrographique. Le sel gris est forme d’un agregat de cristaux, en general plus petits que ceux du sel blanc, et separes souvent par des intercalations de poussiere argileuse tres fine ou de l’anhydrite. La couleur gris-terreuse est due ă ces intercalations, ou ă une intercalation d’argile fine impregnee de bitume. La difference entre la resistance du sel blanc et celle du sel gris s’ex- plique precisement par cette difference de structure petrographique. Ainsi Institutul Geologic al României 5°4 M. STAMATIU le sel gris etant compose par de petits cristaux et etant aussi plus homo- gene, a une resistance plus grande. Le sel b a r i o 1 e constitue une transition entre les deux premieres especes de sel, etant forme d’une succession de bandes de sel blanc, â grands cristaux transparents, et de bandes de sel gris, a petits cristaux de couleur foncee. Soumis a des efforts de compression, le sel blanc transparent, acquiert — meme â des efforts de io—15 kg/cm2— un aspect saccharoîde. Fig. 2 «. — Cubes de sel genune de Slănic, avant la rupture. Fig. 2 b. — Cubes de sel gemme de Slănic apres la rupture. An A2, A,=cubes de sel blanc; Nn N2, N3=cubes de sel gris. Cet instant correspond au commencement de la desagregation des cristaux, qui se continue jusqu’â la rupture complete des eprouvettes. Le sel gris subit le meme processus de desagregation, avec la seule difference que la couleur blanche saccharoîde est moins pronnoncee, et les bandes de sel gris, gardent une couleur plus foncee. Dans la cassure, le sel de Slănic presente un aspect irregulier, les cristaux apparaissant avec des arretes et aigues des orientations differentes. ■A Institutul Geologic al României iGRy QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 505 Le mode de rupture des cubes de sel aux essais de compression, ressemble beaucoup â celui du beton; les parties laterales tombent, et du cube il reste deux pyramides opposees par le sommet, avec les faces inclinees d’environ 45° (fig- 2b\ Dans la figure 2 a, on voit quelques cubes de sel blanc et de sel gris de Slănic avant leurs essais â la compression jusqu’â la rupture. On observe bien dans le sel gris les bandes de sel de couleur foncee, de meme que leur mode de rupture. La durete moyenne du sel de Slănic est de 2,5 dans l’echelle de Mohs, et la densite d’environ 2,2 t/m3. Une autre caracteristique du gisement de Slănic, qui influence la resi- stance du sel, est le clivage. Ce phenomene du aux grandes pressions sup- portees par la masse de sel dans sa marche as- cendente, consiste dans la formation â l’interieur du massif d’une scrie de sui- faces de resistance mini- ma, tout-ă-fait indepen- dantes de la forme, et de la direction du plissement, connues aussi sous le nom de fausses surfaces de stratification. Dans le cas du gisement de Slănic, les plissements sont presque Fig- 3- — Section longitudinale par la chambre principale d’exploitation de l’ancienne mine de Slănic. orthogonaux, de direc- tion N—S et E—W, avec l’inclinaison des couches de sel jusqu’â 900, tandis que le clivage est presque horizontal. Dans la fig. 3, nous indiquons schematiquement une section â travers la chambre principale de l’ancienne mine de Slănic, dans laquelle on voit l’allure et la direction des plissements, aussi bien que la direction des sur- faces de clivage. Le clivage a une tres grande importance au point de vue pratique, parce qu’il facilite l’abatage du sel. Autrefois, lorsqu’on travaillait â Slănic avec le coin et le marteau, on pouvait observer assez bien les surfaces horizontales avec des legeres ondulations, produites par le phenomene du clivage. Mais, au point de vue de la surete dans la mine, les surfaces de clivage constituent un grand danger pour les parements des chambres d’exploitation et pour les piliers de securite. Comme les surfaces de clivage ne sont pas visibles — telle par exemple M. STAMATIU 506 la stratification — nous n’avons pas pu etablir avec precision quelle est l’influence de ce phenomene sur la resistance du sei. Dans les experiences faites avec des eprouvettes taillees dans les blocs de sei, dont la direction probable du clivage etait marquee â l’avance, nous n’avons pas constate de trop grandes differences de resistance. Neanmoins cette difference existe, etant mise en evidence par la facilite avec laquelle se separent dans le gisement, les blocs de sei, dans la direction horizontale. Pour reduire au minimum l’influence du clivage sur Ia resistance du sei et pour obtenir des resultats comparables, dans les essais suivants, nous avons eu soin de noter sur chaque bloc de sei, la direction de la surface probable du clivage, de sorte que, en tant que possible, la force de la machine â essayer actionne perpendiculairement sur cette surface. Enfin, un autre facteur qui caracterise le sei gemme de Slănic, sont les gaz inclus entre les cristaux. Sur la nature et la dispersion des gaz dans le massif de Slănic, C. I. Istrati (10) et M. N. Costăchescu (11), ont fait d’importantes recherches. Le dernier est arrive â la conclusion qu’on ne peut donner aucune regie precise sur la dispersion des gaz dans la masse du gisement, parce que la quantite de gaz contenue dans le sei, differe non seulement d’une variete â l’autre, mais aussi pour la meme variete, d’un endroit â l’autre. Dans nos experiences, nous n’avons pas pu constater l’in- fluence des gaz sur la resistance du sei. Neanmoins nous pouvons affirmer, bases sur les observations pratiques, que le sei qui contient une trop forte quantite de gaz est moins resistant, devient friable et les cristaux se desagregent souvent par la seule force d’expansion des gaz, constatation faite depuis longtemps, pour le sei «claquant» rencontre specialement dans l’ancienne mine de Slănic. LES RESULTATS DES ESSAIS 1. LA DfiTERMINATION DE LA COURBE CARACTfiRISTIQUE DES DEEORMATIONS Cette determination a ete faite par deux procedcs : a) le procede gra- phique par enregistrement automatique ; b) le procede du relevement par points. a) Procede graphique par enregistrement automatique. Pour le relevement de la courbe des deformations du sei gemme de Slănic, nous avons utilise le dispositif d'enregistrement automatique de la machine â essayer « Mohr, u. Federhaff» de 50 t. de l’Tcole Polytechnique de Timișoara. Nous avons soumis â la compression jusqu’â la rupture, 2 cubes de sei blanc, 1 cube de sei bariole et 1 cube de sei gris, avec leș areteș de 10 cm. Institutul Geological României QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MfiCANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 507 Les courbes caracteristiques relevees par enrcgistrement automatique, sont montrees dans la fig. 4. La resistance et la compression specifique â la rupture, deduites de ces diagrammes, sont les suivantes : Cube 1 (sel blanc) Pr Resistance â la rupture ....................or = = 340,4 kg/cm2 Compression specifique â la rupture . er = x 100 =3,53% Cube 2 (sel blanc) Pr Resistance ă la rupture ....................or = - =383 kg/cm2 Fig. 4. — Courbes caracteristiques du sel gemme de Slănic, relevees par enregistrement automatique. Cube 3 (sel bariole) Pr Resistance â la rupture ..................or = -y— = 392 kg/cm2 ■ 6 Compression specifique â la rupture . er = ? x 100 =4,96% Cube 4 (sel gris) Resistance â la rupture .........................or — = 390 kg/cm2 , . , .... , , 4,10 . ression specifique a la rupture er = ---------------------------x 100 = 4,0 % b) Procedă du relevement par points. Le relevement de la courbe carac- teristique des deformations a ete fait seulement pour le sel blanc et le Institutul Geological României 508 M. STAMATIU sel gris. Dans ce but on a soumis ă l’essai pour chaque sorte de sel un cube de 20 cm d’arete. Les essais ont ete faits â l’aide de la machine de la Societe des Tramways de Timișoara. Les resultats obtenus sont indiques dans les tableaux II et III, et graphiquement dans la fig. 5. Cube Surfaces des bases : Surface minima : . . Hauteur :............. (sel blanc) I Di = 402 cm2 I Q2 — 402 cm2 • ... Q = 402 cm2 • • • • 1 = 20,1 cm. Fig. 5. — Courbes caractăristiques du scl gemme de Slănic, relcvees par points. TABLEAU II Charge Răsistance Dăformations longitudinales P 0 ZU Al e= ~r kg kg /cms io”3 cm IO"' 0 0 0 0 (17) 13-500 37-20 45,1 22,4 19.800 54-56 52,3 26,1 30.000 82.70 76,0 37,8 40.000 110,25 101,8 50,6 50.000 i37-8o 127,4 63,4 60.000 165-35 I54,o 76,6 70.000 192,90 184,0 9i,5 80.000 220,45 220,0 109,4 90.000 248,00 249,0 124,0 100.000 275.55 298,0 148,2 I 10.000 303,10 347,0 172,8 120.000 330,65 420,0 209,0 125.000 344,43 470,0 234,0 130.000 358,21 540,0 269,0 i35-ooo 372,00 630,0 314,0 Institutul Geological României QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 509 Cube 2 (sel gris) Surfaces des bases : .........I ^°2 Cm,2 1122 = 400 cm2 Surface minima :..................Q — 400 cm2 Hauteur du cube : ..............I = 20,2 cm TABLEAU HI Charge R6sistance D6formations longitudinales P 0 Al Al s= — kg. kg/ cm2 io'3 cm IO"4 0 0 0 0 10.000 28,6 27,2 13,5 20.000 57,2 52,5 26,0 30.000 85,8 76,0 37,6 40.000 II4-4 94.o 46,5 50.000 143.0 116,0 57,4 60.000 171.6 I43,o 70,8 70.000 200,2 228,8 168,0 83,1 80.000 203,0 100,4 90.000 257,4 231,0 114,3 100.000 286,0 280,0 138,5 100.000 314,6 330,0 164,8 120.000 343,2 400,0 197,9 130.000 371.8 510,0 252,3 133.000 380,4 650,0 321,6 En dehors des essais spe- cifies au point b, nous avons aussi releve les courbes ca- racteristiques du sel gemme de Slănic d’une autre fațon, ă savoir par essais succesifs, le premier allant jusqu’â la moitie de la charge totale de rupture et en revenant apres â l’effort nul, et le deuxieme allant jusqu’â la rupture com- plete de l’eprouvette. Ces relevements ont ete faits avec deux cubes d’aretes egales â 20 cm, un de sel blanc et Fig. 6. — Courbes caracteristiques du sel gemme de Slănic, soumis â des efforts successifs. l’autre de sel gris. Nous indiquons graphiquement les resultats dans la fig. 6. Examinant l’allure de la courbe de deformation du sel, on voit que ce materiei n’obeit pas â la loi de Hooke (s = a . o) et ni â la loi Institutul Geological României 510 M. STAMATIU exponentielle de Bach-Schule (e — a .o”). Pour les applications prati- ques les ecarts sont de faible importance, de sorte qu’on peut utiliser la loi de Hooke, sans grande erreur. La courbe caracteristique du sei pre- sente sa concavite vers l’axe des e-positifs, sans indiquer une limite d’ecou- lement visible, comme pour les metaux. Quelques petits ecarts dans la continuite de la courbe s’observe : a) A son commencement, ou les lectures donnent des valeurs trop grandes pour e en comparaison avec o, probablement â cause des imperfec- tions dans l’execution des cubes. L’ecart a ete corrige en prenant un allon- gement specifique inițial probable, de maniere â ce que le module d’elasti- cite E decroisse continuellement, â partir de la valeur maxima ; J Dans la pârtie de la courbe comprise entre o = 100 kg/cm2 et o = 200 kg/cm2, oii l’on observe quelques oscillations dans les valeurs de E, ecarts provoques dans une certaine mesure, par la difference de structure petrographique du sei utilise. 2. RESISTANCE DE RUPTURE Â LA COMPRESSION a) Influence de la qualite du sei. Cette influence a ete determinee par l’essai de 18 cubes de sei blanc et gris, dont les dimensions etaient de io et 20 cm. La resistance â la compression a ete calculee â l’aide de la formule bien connue : P °c = ~Q~ = Rc dans laquelle : P = charge de rupture, en kgs. £? = surface minima sur laquelle actionnait la force de la machine â essayer, en cm2. w Les resultats obtenus sont donnes dans le tableau IV. La resistance moyenne ă la compression, resultant de ces essais, est de 367 kg/cm2 pour le sei blanc, 370 kg/cm2 pour le sei bariole et 378 kg/cm2 pour le sei gris. Dans les calculs on peut prendre pour la resistance ă la compression du sei de Slănic, la valeur moyenne de 370 kg/cm2. De ces valeurs, specifiees plus haut, on voit que le sei gris possâde la plus grande resistance â la compression tandis que le sei blanc, la plus petite. En ce qui concerne la difference de resistance entre ces trois categories de sei, elle est due — comme nous l’avons _montre precedemment — ă la difference de structure petrographique. Cette observation est confirmee d’ailleurs aussi par les resultats des essais qui suivent. Pour les applications pratiques, la difference de resistance entre le sei blanc, bariole ou gris est trop petite pour etre prise en consideration. Institutul Geologic al României QUELQUES PROPRiETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 511 TABLEAU IV Resistance de rupture â la compression du sel gemme de Slănic, en fonction de sa qualite Resistance de rupture Sel blanc Cubes de 20 cm Cubes de 10 cm I 2 3 4 5 6 kg/cm2 372 351 367 34° 383 392 Moyenne 363 kg/cm2 372 kg/cm2 Resistance de rupture Sel b a r i 0 1 e Cubes de 20 cm Cubes de io cm 7 8 9 IO 11 12 kg/cm2 37° 35° 39° 348 378 387 Moyenne 370 kg/cm2 370 kg/cm2 Resistance de rupture Sel gris Cubes de 20 cm Cubes de io cm 13 14 15 16 17 18 kg/cm2 ' 380 375 373 361 391 39° Moyenne 376 kg/cm2 381 kg/cm2 b) Influence de la stratification. Nous avons execute une serie d’essais sur 9 cubes de sel blanc, bariole et gris, avec les aretes de 95 mm. La stratification des cubes etait parallele, perpendiculaire ou oblique sur le plan horizontal. La force de la machine actionnait perpendiculairement, parallelement et obliquement, sur la stratification du sel. Les essais ont ete executes avec la machine « Martens » de 200 t., de l’fîcole Polytechnique de Bucarest. Le calcul de la resistance â la compression a ete fait ă l’aide de la formule : P Rc = ac =~ kg/cm2 Les resultats obtenus sont donnes dans le tableau V. Institutul Geologic al României 512 M. STAMATTU TABLEAU V Resistance de rupture â la compression du sel gemme de Slănic en fonction de sa stratification Le sens dans lequel Sel blanc Sel bariole Sel gris actionnait la force de la machine ă essayer P kg £2 cm2 °c kg/cm2 P kg Q cm2 «c kg/cm2 P kg 0 cm2 kg/cm2 Parallelement ă la stratification . . . Obliquement ă la stratification . . . Perpendiculairement â la stratification . . 29.867 31.080 29.233 90.25 90,25 90,25 33i 344 324 34-075 34.898 31.468 90,25 90,25 90,25 378 387 348 31 400 42-512 27.600 90,25 90,25 90,25 348 47i 306 Resistance moyenne • 333 kg/ci n2 37i kg/cm2 375 kg/c m2 Nous constatons, â l’aide du tableau ci-dessus, que l’influence de la stra- tification sur la resistance du sel est de faible importance. Ainsi, pour le sel blanc, la difference entre la plus grande et la plus Fig. 7. — Cubes de sel (gris et bariole) de Slănic. petite valeur obtenue est de 20 kg/cm2 soit environ 6%, pour le sel bariole 39 kg/cm2, soit environ 12%, et pour le sel gris, 165 kg/cm2, soit environ 55%. Pour le sel gris la difference de resistance est un peu plus grande, proba- blement â cause de la diffe- rence de structure petro- graphique des eprouvettes soumises â l’essai. c) Influence des dimensions des cubes. Pour etablir l’influence des dimen- sions des echantillons sur la resistance ă la compression, nous avons complete les experiences ci-dessus, par une serie d’essais avec des cubes de sel gris et bariole (fig. 7). Les resultats obtenus sont reunis dans le tableau VI et indiques graphiquement dans la fig. 8. Du tableau VI et la fig. 8 il resulte que, dans les essais effectues, la resi- stance du sel augmentait avec l’accroissement des dimensions du cube, jusqu’â un maximum correspondant â l’arete de 12 cm et decroît ensuite jusqu’â la resistance de 450 kg/cm2, correspondant â l’arete de 20 cm. Institutul Geological României QUELQUES PROPRlETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 513 TABLEAU VI Variation de la resistance de rupture ă la compression du sel gemme de Slănic, en fonction des dimensions des cubes Ar Ete du cube en cm 5 8 IO 12 ■5 20 Moyenne Resistance â la compression kg/cm2 352 406 425 483 460 450 43° La resistance moyenne de tous ces essais a ete de 430 kg/cm2. Cette difference de resistance, en fonction s’explique en pârtie par les defauts d’execu- tion des echantillons (non parallelisme des faces), et aussi par la difference de la struc- ture petrographique du sel. d) Influence de la hauteur des echantillons. Pour completer les experiences precedentes, nous avons fait une serie d’essais pour deter- miner la resistance â la compression du sel en fonction de la hauteur des echantillons. Dans ce but, nous avons soumis â l’essai des echantillons de sel blanc, bar io le Fig. 8. — Variation de la resistance de rupture â la compression du sel gemme de Slănic, en fonction des et gris, de forme prismatique, ayant les dimensions â la base de 10 x 10 cm, et les hauteurs de 5, 10, 15, 20 et 30 cm. Les valeurs de la resistance â la com- dimensions des cubes. pression ont ete calculees pour tous les P echantillons, avec la formule oc = -^-=RC, parce que leur hauteur n’etant pas plus grande de 30 cm, c’est-â-dire trois fois la longueur du cote de la base, nous n’etions pas dans le cas d’un phenomene de flambage. D’ailleurs, pour etre place dans ce cas lâ, il aurait fallu —en tenant compte de ce que nous trouvons dans Hutte 1), relativement aux pierres prismatiques et aux prescriptions allemandes (1916) pour les barres prismatiques en beton et aussi du fait que la resistance â la com- pression du sel gemme est tres rapprochee de celle de ces materiaux — que la hauteur limite des echantillons — â partir de laquelle on doit appliquer la formule du flambage —doit etre au moins egale â l0 = 15 b (oii b est le cote du carre de base), c’est-â-dire au moins 150 cm. Or, dans nos expe- x) Ed. fr. voi. I, page 651. 33 Institutul Geologic al României IGR/ 5’4 M. STAMATIU riences nous avons eu l0 = 30 cm, donc de beaucoup au-dessous de cette limite. Les resultats obtenus, sont indiques dans le tableau VII et graphique- ment dans la fig. 9. TABLEAU VII Variation de la resistance de rupture ă la compression du sel gemme de Slănic, en fonction de la hauteur de l'echantillon Nature du sel Hauteur de l’echantillon en cm 5 IO 15 20 3° Blanc .... Bariole . . . Gris .... 607 kg/cm2 640 » 717 » 365 kg/cm2 39° » 425 » 325 kg/cm2 355 » 395 kg/cm2 370 kg/cm2 Fig. 9. — Variation de ]a rdsis- tance de rupture â la compression du sel gemme de Slănic, en fonc- tion de Ia hauteur de l’echantillon. 3. RESISTANCE DE RUPTURE A LA TRACTION Pour determiner la resistance de rupture â la traction du sel gemme de Slănic, nous avons effectue une serie de 54 essais,avec des echantillons de sel blanc, bariole et gris, en forme de 8. Ces eprouvettes ont ete executees avec les memes dimensions que les eprou- vettes de mortier de ciment, imposees par les normes allemandes en vigueur. Ltant donne que les dimensions des eprou- vettes sont petites (longueur = 8 cm, lar- geur = 2,5 cm, epaisseur =2 cm; la sur- face sur laquelle actionnait la machine â essayer = 5 cm2), nous avons mis beaucoup d’attention â leur confection. Dans ce but, nous avons taille dans les blocs de sel, des plaques d’une epaisseur de 2 cm et dans ces plaques ont ete taillees ensuite les eprouvettes, avec une petite scie. Les essais ont ete faits dans le laboratoire de l’Academie des mines de Freiberg avec la machine « Fruhling-Michăelis ». QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GE,MME DE SLĂNIC 515 La resistance de rupture â la traction a ete calculee ă l’aide de la formule : Rt = kg/cm2 Les resultats obtenus sont groupes dans le tableau VIII. TABLEAU VIII Resistance de rupture ă la traction du sei gemme de Slănic Sei blanc Sei bariole Sei gris □ So Charge de rupture Surface de traction Rasist, â la traction Charge de rupture Surface de traction Resist. ă la traction Charge de rupture Surface de traction Rasist, ă la traction 1 2 3 4 5 6 7 8 9 IO 11 12 13 14 15 16 17 18 50,00 25,00 44,5° 55,65 54,4° 55,65 22,50 47,50 23,50 59,40 63,75 55,oo 48,20 58,50 25,00 42,50 44,00 65,20 4,73 4,62 5,04 4,73 5,25 4>83 4,41 5,04 4,62 5,25 4,62 5,25 5,67 5,25 4,94 4,62 4.73 5,88 10,5 5,4 8,8 ii,7 io,3 ti,5 5,i 9.4 5U ii,3 13,8 io,4 8,5 ii.r 5,0 9,2 9,3 11,1 67,00 83,00 92,90 88,75 H4,25 57,65 72,50 89,00 93,75 76,40 79,oo 78,25 131,25 97,75 74,85 82,40 84,40 89,55 6,3° 5,88 4,83 4,73 5,67 6,3° 4,41 4,62 6,51 4,62 4,83 4,83 5,67 4,94 5,67 4>83 5,88 5,46 10,6 I4,i 19,2 18,6 20,1 9,r 16,4 19,2 14,4 16,5 16,3 16,2 23,1 19,7 13,2 17,0 14,3 16,4 137,35 116,50 i43,io 133,75 i37,6o u8,75 I33,oo 118,75 132,50 168,20 128,25 89,65 i84,75 168,65 130-35 132,85 136,70 130,50 4,83 4,73 4,62 4,62 4,62 5,25 4,4i 4,52 4,52 4,83 5,67 4,83 4,52 5,25 4.41 4,73 4,73 6,3° 28,4 24,6 30,9 28,9 29,8 22,6 30,2 26,2 29,3 34,8 22,6 18,5 40,8 32,1 29,5 28,1 28,9 20,7 Moyenne 9,4 Moyenne 16,2 Moyenne 28,5 Les eprouvettes de sei blanc No. 2, 7, 9 et 15 ont eu des resistances aussi petites (environ 5 kg/cm2), ă cause des defauts d’execution et de leur struc- ture petrographique. . Les resultats de ces experiences nous ont montre que dans le cas de la traction aussi, la plus petite resistance est celle du sei blanc, suivi par le sei bariole et puis par le sei gris. Dans le tableau IX, nous indiquons les valeurs du rapport de la resistance ă la traction et la resistance â la compression des differentes sortes de sei gemme de Slănic. 33» Institutul Geologic al României M. STAMATIU TABLEAU IX Nature du sel: Sel blanc Sel bariole Sel gris Rt/Rc 1: 36 1: 23 1: *3,4 4. RESISTANCE DE RUPTURE Â LA FLEXION. La resistance de rupture â la flexion a ete determinee par l’essai de 6 plaques de sel blanc, b a r i o 1 e et gris, avec les dimensions suivantes : longueur 30 cm, largeur 20 cm, hauteur 5 cm. Les echantillons ont ete places sur 2 appuis situes â une distance de 20 cm, et soumis â un effort actionnant au milieu de l’ouverture des deux appuis (fig. 10). Les experiences ont ete executees dans le laboratoire de l’Iicole Poly- Fig. 10. — Schema d’un essai de rupture & la flexion. technique de Bucarest, avec la machine spe- ciale pour la flexion « Amsler Laffon & Sohn », de 2 tonnes. La resistance ă la flexion, a ete calculee â l’aide de la formule : Rf = “T ’ W kg/cm°“ dans laquelle : P = charge de rupture (force de flexion ă la rupture lue sur l’indicateur de la machine ă essais), en kgs. I = distance entre appuis = 20 cm. b = largeur de la plaque = 20 cm. h = hauteur de la plaque = 5 cm. Les resultats obtenus sont indiques dans le tableau X. TABLEAU X Resistance â la rupture par flexion du sel gemme de Slănic Nature du sel P. 1 Rf—3lz. b kg/cm2 Blanc 29 kg/cm2 Bariol6 26 kg/cm2 Gris 54 kg/cm2 Dans le cas de la flexion, la plus grande resistance est celle du sel gris. Dans le tableau XI, nous indiquons les valeurs du rapport de la resi- stance de rupture â la flexion et la resistance de rupture par compression, des differentes categories de sel gemme de Slănic. QUELQUES PROPRlETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 517 TABLEAU XI Nature du sel Sel blanc Sel bariole Sel gris Rf/Rc 1: 11,S 1: 14,4 1: 6,9 5. RESISTANCE DE RUPTURE AU CISAILLEMENT Pour determiner la resistance de rupture au cisaillement nous avons soumis â l’essai une serie de 12 eprouvettes prismatiques â section rectan- gulaire, confectionnees dans le sel blanc, bariole et gris. Les experiences ont ete faites dans le laboratoire de l’Iicole Polytechnique de Bucarest, avec le dispositif special de la machine «Werder». Pour le calcul de la resistance de rupture au cisaillement nous avons applique la formule : Rcs — ~ kg/cm2 dans laquelle : P = charge de rupture (force de cisaillement lue au manometre de la machine â essayer â l’instant de la rupture). D = Section sur laquelle actionnait la force de la machine â essayer, en cm2. Les resultats obtenus par ces experiences sont compris dans le ta- bleau XII : TABLEAU XII Nature du sel Resistance au cisaillement Blanc 23 kg/cm2 Bariole 18 kg/cm2 Gris 23 kg/cm2 La plus grande resistance est encore celle du sel gris. Dans le tableau XIII, nous indiquons lesvaleurs du rapport de la resi- stance de rupture au cisaillement et la resistance de rupture par compres- sion, des differentes categories de sel gemme dc Slănic. TABLEAU XIII Nature du sel: Sel blanc Sel bariole Sel gris Rcs/Rc 1: 14,4 1: 21 1: 15 518 M. STAMATIU 6. RESISTANCE aux chocs En dehors des experiences rappelees plus haut, nous avons effectue quelques essais avec des echantillons de sel, soumis â des efforts de chocs. Le but de ces experiences a ete non pas de determiner les facteurs, qui peuvent influencer sur cette resistance, mais, de voir la fațon dont se com- porte le sel â ces efforts. Les essais executes nous ont conduit ă la constatation tres importante que le sel ne resiste g u e r e aux chocs. Au commencement on observe dans la masse des eprouvettes une desagregation des cristaux, mar- quee par la couleur saccharoîde acquise, pour qu’â la fin, les eprouvettes se rompent, en des nombreux cristaux. Dans le cas des chocs aussi, le sel blanc a eu une resistance plus petite que celle du sel gris. Ce fait s’expli- que aisement par la difference de structure petrographique entre les deux especes de sel. L’observation resultee de ces experiences est d’une grande importance pour l’application des explosifs dans les mines de sel, specialement dans les mines, qui ont des chambres d’exploitation de grandes ouvertures et ou l’abus d’explosifs peut donner lieu â des accidents graves dans les pare- ments des chambres ou dans les piliers de securite. 7. COMPRESSION SPECIFIQUE Ă LA RUPTURE Par compression specifique de rupture on comprend la valeur er = ~ , Al etant la compression totale de l’eprouvette â l’instant de la rupture, et l etant la hauteur inițiale de l’eprouvette. Nous avons determine cette valeur par l’essai de 6 cubes de sel blanc et gris, avec les aretes de 10 et 20 cm. Les deformations subies par les cubes, ont ete lues avec un appareil « Zeiss-Leiner », qui permettait des lectures avec une aprpoximation de 1/100 mm. Les resultats obtenus sont compris dans le tableau qui suit : TABLEAU XIV Compression specifique â la rupture Sel blanc Sel gris Cubes de 10 cm Cubes de 20 cm Moyenne Cubes de 10 cm Cubes de 20 cm Moyenne 3.65 4.15 3>9° 3>92 4,36 434 En utilisant les chiffres compriș dans le tableau XIV, on peut tirer les conclusions suivanteș ; Institutul Geological României QUELQUES PROPRlETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 519 a) Lc sel gris, a une compression specifique de rupture plus grande que celle du sel blanc; Les grands cubes, ont une compression specifique de rup- ture plus grande que les petits cubes. Les differences de compression specifique entre le sel blanc et le sel gris sont petites, de sorte que pour les applications pratiques elles ne seront pas prises en consideration. 8. LE MODULE D’ELASTICITE Le module d’elasticite a ete etabli par l'essai de deux cubes de sel blanc et de sel gris, ayant les aretes de 20 cm. Le calcul de la valeur du module a ete fait â l’aide de la formule connue : E = dans lauuellc do est l’accroissement de la resistance de compres- de sion, et de est l’accroissement de la compression specifique. Les resultats obtenus par ces experiences sont groupes, en valeurs arrondies, dans le tableau qui suit : TABLEAU XV Le module d’elasticite du sel gemme de Slănic, ă des efforts variables Charge de compression 5° 100 150 200 250 300 350 Rdsistance de rupture â la com- pression Sel blanc 47.000 22.500 21 .OOO 18.300 16.900 I 1.200 5-500 372 Sel gris 36.000 32.500 26.000 21.300 16.000 I 1.000 8.000 380 Moyenne . . 41.500 27-500 23-500 19.800 16.450 I I .IOO 6-750 376 II resulte des chiffres compris dans le tableau XV, que le module d’elas- ticite du sel est variable avec la pression d’essai des eprouvettes et la qualite du sel, â savoir, qu’il est plus grand pour le sel gris que pour le sel blanc, et pour la meme espece de sel, il decroît avec l’accroissement de la pression â l’essai. Dans les calculs pratiques, on peut prendre pour le module d’elasticite du sel blanc de Slănic, la valeur moyenne de 20.000 kg/cm2, et pour Ic sel gris, la valeur moyenne de 21.500 kg/cm2. Institutul Geological României 520 M. STAMATIU 9. LA LIMITE D’ELASTICITIi ET LA LIMITE INFERIEURE DES GRANDES DEFORMATIONS PLASTIQUES Par la limite d’elasticite on comprend, theoriquement, la charge de com- pression jusqu’â laquelle la deformation permanente de l’eprouvette est nulle, c’est-ă-dire jusqu’â laquelle l’eprouvette se comporte tout-â-fait elastiquement. Comme, en pratique, il n’existe pas des corps qui satisfassent de fațon absolue â cette condition, parmi lesquels figure aussi le sel, nous allons denommer de fa?on completement conventionnelle comme limite d’elas- ticite, la charge pour laquelle la deformation permanente de l’eprouvette est au plus egale â 0,03% de la hauteur inițiale. De meme, nous appellerons de fașon conventionnelle, limite inferieure des grandes deformations plas- tiques, l’effort de compression qui produit une deformation permanente de l’eprouvette au moins egale â 0,3% de l’hauteur inițiale. Pour la determination de ces limites, nous avons soumis â l’essai un cube de sel gris, de Slănic, avec l’arete de 9,1 cm, en le soumettant â des efforts croissants et decroissants de compression. Les resultats obtenus sont indiques dans le tableau XVI. En conformite, avec ce que nous avons montre plus haut, la limite d’elas- ticite du sel gris de Slănic, correspondrait â l’effort de 23 kg/cm2 et la limite inferieure des grandes deformations plastiques, â la resistance de 71 kg/cm2. De lâ, on deduit la conclusion que le sel gemme n’est pas un materiei elastique, meme pour des petits efforts de compression. 10. LE COEFFICIENT DE POISSON Par coefficient de Poisson, on comprend la valeur £ m = ----- £ț dans laquelle £ est la compression longitudinale et la dilatation transversale. Pour determiner la valeur de m, nous a\ons soumis â l’essai un cube blanc, avec les aretes de 88 mm. Les resultats obtenus sont groupes dans le tableau XVII. En examinant les chiffres du tableau XVII, on constate que la valeur du coefficient de Poisson est variable avec l’effort auquel est soumise l’eprou- vette, etant comprise entre 2,12 et 4,72. Dans les applications pratiques on peut prendre pour le cojfficient de Poisson, dans le cas du sel gemme de Slănic, la valeur moyenne de m =3. M Institutul Geologic al României QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 521 TABLEAU XVI Limite d’elasticite et limite inferieure des grandes deformations plastiques du sei gris de Slănic Charge de compression kg Resistance ă la com- pression kg/cm2 Deformations longitudinales Al 1 o'3cm Al e = — X 100 0/ Io 658 8,6 0 — 813 10,6 0,6 0,0022 658 8,6 0,2 — 97° 12,7 0,9 0,0022 658 8,6 0,2 — 1.125 14,7 1,7 0,0066 658 8,6 0,6 — 1.282 16,8 2,8 0,0099 658 8,6 0,9 — 1-437 18,8 4,2 0,022 658 8,6 2,0 — 1-593 20,8 6,5 0,026 658 8,6 2,4 — 1-748 22,9 7,9 0,029 658 8,6 2,7 — i-9°5 24,9 9,4 0,041 658 8,6 3,8 — 2.217 29,0 13,6 0,055 658 8,6 5,o — 2.528 33>° 18,0 0,077 658 8,6 7,o — 2.848 37.2 22,0 O.IOI 658 8,6 9,2 — 3.167 4i.4 26,2 0,1 14 658 8,6 10,4 — 3-486 45.6 30.5 0,142 658 8,6 12,9 — 3-798 49.7 34,0 0,177 658 8,6 16,0 — 4.421 57,8 42>O 0,217 658 8,6 19,5 — 5.060 66,2 49,5 0,263 658 8,6 23,7 — 5-380 70,4 53,o 0,300 658 8,6 27,0 — 5-697 75.5 55,0 0,327 658 8,6 29,5 — , 7.299 95.4 66,0 0,394 658 8,6 35,5 — 8.871 116,0 76,0 0,455 658 8,6 41,0 — 13-514 176,7 1 15,0 0,815 658 8,6 73,4 — 18.367 240,2 158,0 1,175 658 8,6 105,8 — 23.229 303.8 230,0 1,977 658 8,6 178,0 — 28.193 368,7 330,0 3>ioo 658 8,6 279,0 — 29.867 399,6 387,0 4,260 Institutul Geological României 522 M. STĂM ATI U TABLEAU XVII Le coefficient de Poisson du sel gemme de Slănic (l = 87,9 mm; 1' = 88,4 mm) Charge de compression P kg Resistance de compression Rc ■ kg/cm2 Deforma tions longitudinales Deformations transversales fi ăl io-3 cm Al e ~ ~T~ Ai io-3 cm Ai eq - f 658 8,5 0 — — — — 6.014 78,0 47,0 53,4 IO ii>3 4,72 658 8,5 — — — — — 6.014 78,0 31,0 35,2 IO 11,3 3,12 658 8,5 — — — — — 6.014 78,0 31,0 35,2 IO ii,3 3,12 658 8,5 — — — — — 6.014 78,0 3°>° 34,1 IO 11,3 3 >02 658 8,5 — — — — — 6.014 78,0 30,0 34,1 IO 11,31 3,°2 658 8,5 — — — — — 6.014 78,0 30,0 34>i IO i',3 3>O2 658 8,5 — — — — — 11.915 i54,o 74,0 84,1 20 22,5 3,74 658 8,5 — — — — — 11-915 i54,o 51,0 58,0 15 16,9 3.43 658 8,5 — — — — — 11-915 i54,o 50,0 56,8 15 16,9 3,36 658 8,5 — — — — — 18,041 233,5 101,0 114,9 40 44,7 2,57 658 8,5 — — — — — 18.041 233,5 67,0 76,2 20 22,3 3,42 658 8,5 — — — — — 18.041 233,5 65,0 73,8 20 22,3 3,31 658 8,5 — — — — — 24.036 311,0 125,0 142,0 50 55,3 2,57 658 8,5 — — — — — 24036 311,0 76,0 86,4 20 22,1 3,91 658 8,5 — — — — — 24.036 311,0 74,0 84,1 25 27,5 3,06 658 8,5 — — — — — 25-514 33o,o 78,0 88,6 40 43,9 2,02 658 8,5 — — — — — 27-354 354,o 106,0 120,6 45 49,2 2,45 658 8,5 — — — — — 29.028 378,0 113,0 128,5 50 54,3 2,36 658 8,5 — — — — — 29-615 383,0 232,0 264,0 110 124,0 2,12 QUELQUES PROPRIETES PHYSICO-MECANIQUES DU SEL GEMME DE SLĂNIC 523 CONCLUSIONS Les experiences, dont nous indiquons les resultats dans l’etude pre- sente, ont eu pour but de determiner les caracteristiques physico-meca- niques du sel gemme de Slănic (Prahova), considere comme un materiei de construction, en vue de I’etablissement des dimensions et du profil optimum des chambres d’exploitation dans les mines de sel de Roumanie. Ces experiences nous ont conduit aux conclusions suivantes : 1. Le sel gemme de Slănic est un materiei d’une resistance appreciable tres proche de celle d’un bon beton. Nous donnons les valeurs de cette resistance dans le tableau centralisateur (tableau XVIII) : TABLEAU XVIII Resistance du sel gemme de Slănic Nature de la resistance Sel blanc Sel barioie Sel gris kg/cm2 kg/cm2 kg/cm2 Compression 333,0 37i,o 375,0 Traction 9,3 16,3 28,1 Flexion 28,8 25,7 54,4 Cisaillement 23,1 17,7 25,0 Les valeurs des rapports entre les differentes resistances sont indiquees dans le tableau XIX. TABLEAU XIX Nature du sel Sel blanc Sel barioie Sel gris Rt/Rc 1: 36,0 1: 23,0 1: i3,4 Rf/Rc 1: n,5 1: i4,4 1 ■ 6,9 Rcs/Rc 1: 14,4 1: 21,0 1: 15,0 Rt/Rf 1: 3,i 1: 1,6 1: i,9 RtjRcs 1: 2,5 1: 1,1 1: 0,8 Rcs/Rf 1: 1,2 1: i,5 1: 2,2 En comparaison avec d’autres roches, le rapport de la resistance dc rupture ă la traction, â la flexion et au cisaillement du sel gemme de Slănic, ă la resistance de rupture par compression, est donne dans le tableau XX, qui constitue un completement du tableau de Hirschwald *). l) REDLICH, TERZAGHI, KAMPE, Ingenieurgeologie, 1929. Institutul Geological României 524 M. STAMATIU TABLEAU XX Espbce de la roche Rt: Rc Rf: Rc Rcs: Rc Granițe 1: 35,4 1: 14,4 1: i4,3 Porphyre 1: 3°>° 1: 9,5 1: 15,6 Grăs 1: 34,3 1: 10,6 1: 12,9 Calcaire 1: 16,9 11 8,4 1: 12,1 Sel 1: 20,0 1: io,o 1: 16,4 Nous donnons aussi, dans le tableau XXI, les valeurs de la resistance du sel gemme aux differents efforts en comparaison avec la resistance d’autres roches, en completant ainsi le tableau de Kogler 1). TABLEAU XXI Roches naturelles Poids specifique t/m1 Rdsistancc moyenne Efforts admissibles â la compression kg/cm2 Rc kg/cm2 Rt kg/cm2- Rf kg/cm2 Granițe, sydnite, porphyre . . 2,2—3,0 1.600 3° 140 20—60 Diorites, diabases 2,8—3,0 2.000 5° — — Trachyte, ande- site 2,2—2,7 700 — 100 — Basalte .... 2,7—3,3 2.000 — 200 30—65 Gneiss .... 2,4—2,9 1.600 — — — Dolomite . . . 2,9 1.300 10—30 60—180 — Calcaire .... i>5—2,7 200— 1.500 — — 20—30 Schiste .... 2,6—2,8 750 180 350 — Gr6s 2,0—2,6 200 — I .OOO — — IO—20 Grauwacke . . 2,5—2,8 I .OOO — — Sel 2,0—2,2 333—375 9—28 25—54 20—30 2. Le sel gemme de Slănic est un materiei tres peu elastique. Sa limite d’elasticite correspond â l’effort de 23 kg/cm2, 3. La courbe des deformations ne correspond pas ni â la loi de Hooke (e — a . a), ni â la loi exponentielle de Bach-Schule (e = a . on). 4. Le module d’elasticite a une valeur moyenne aux environs de 20,000 kg/cm2. 5. Le coefficient de Poisson a une valeur moyenne de 3, Rețu: septembre, 1934. x) KOGLER, Taschenbuch f. Berg- und Huttenleute, 1929, S. 701. Institutul Geologic al României BIBLIOGRAPHIE i. VOIGT, cită par F. KLOCKMANN. Lehrbuch der Mineralogie, 7. Auflage (1922), page 154. 2. L. MlLCHS. Plastische Umformung von Steinsalz und Sylvin unter allseitigem Druck. Neues Jahrbuch fur Mineralogie. Bând I, 1904, pag. 118. 3. F. RlNNE. Plastische Umformung von Steinsalz und Sylvin unter allseitigem Druck. Jahrbuch fiir Mineralogie, 1904, pag. 1x4. 4. A. GELLER. Uber das Verhalten verschiedener Minerale der Salzlager bei hohen Drucken und wechselnden Temperaturen. Ztschr. f. Kristallographie, Bd. 60, Heft 5 et 6. 5. RODATZ. Die Frage des Spiilversatzes fiir Kalibergwerke, Kali 1914, pag. 92. 6. WOlILBIER. Untersuchungen an Gesteinen der Zechsteinformation zur Klărung von Ge- birgsdruckfragen im Mansfelder Kupferschieferbergbau und im Kalibergbau. Thăse, Breslau, 1931. 7. PRANDTL et RlNNE. Referat iiber durchgefiihrte vergleichende Untersuchungen iiber die Methoden zur Bestimmung der Druckfestigkeit von Gesteinen. Neues Jahrbuch fiir Mineralogie, 1907, Bd. I, pag. 45. 8. KlCK. Die Prinzipien der mechanischen Technologie und die Festigkeitslehre. V. d. I, 1892, pag. 919. 9. K. PRECLIK. Technische Gesteinsuntersuchung. Ingenieurgeologie. 1929, pag. 128. 10. C. I. ISTRATI. Compoziția chimică și câteva observațiuni speciale relative la sarea gemă din cele patru mine ale României. București, 1899. (La composition chimique et quelques observations spăciales relatives au sel gemme des quatre mines de Roumanie. Buletinul Societății Politecnice, 1889, pag. 256 — 305. București, 1889. it. N. COSTĂCHESCU. Gazurile cuprinse în sarea și vulcanii de glod din România (Teză). (Les gaz contenus dans le sel gemme et dans les volcans de boue de la Roumanie, (Thăse) Ann. Scient. Univ. lassy. I. IV. fasc. 1, pag. 3 — 59. Iași 1906. Institutul Geological României Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ET PALEONTOLOGIQUES DANS LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS BUCEGI PAR O. PROTESCU Les recherches geologiques entreprises par C. M. Paul, V. Popovici- Hatzeg (i), W. Teisseyre, L. Mrazec, I. Popescu-Voitești et G. Ma- covei (2) etc. dans Ia Valea Prahovei et par Hauer, Toula, Herbich, Je- kelius (3) dans les environs de Brașov, dans la zone du massif montag- neux de Bucegi, nous montrent qu’au point de vue stratigraphique nous pouvons separer dans cette region une serie de formations distinctes qui different entre elles tant au point de vue petrographique que faunique. Chacune de ces formations a sa faune caracteristique. En 1911, MM. Mrazec et I. P.-Voitești (4) mentionnent pour la pre- miere fois l’existence, dans les Bucegi, d’une nappe de charriage denominee «Nappe des conglomerats de Bucegi». E. Jekelius (5) constate un peu plus tard que cette nappe est divisee, dans sa pârtie frontale vers le NE, en une serie d’ecailles marginales. Selon M. Jekelius, des depots cristallins accompagnes de calcaires jurassiques, couches de Sinaia et conglomerats de Bucegi (toute la serie mesozoîque de Brașov) apparaissent â Bușteni, dans la Valea Cerbului, flottant comme des ecailles au-dessus du Flysch neo- comien. Dans la Valea Sgarburei (Sinaia) on observe une structure analogue, depourvue cependant de depots cristallins. Quelques recherches que j’ai personnellement entreprises en ete 1933, dans la region de Sinaia (district de Prahova), sur une portion de terrain comprise entre la Valea Izvorului et la Valea Urlătoarea-Bușteni, me per- mettent d’etablir les faits suivants d’ordre stratigraphique et paleontologique: 1. SCHISTES CRISTALLINS En suivant le profil geologique de la Valea Sgarburei, on voit apparaître au fond du vallon, non loin de l’endroit oii l’on exploite dans cette vallee le calcaire rouge jurassique, — un paragneiss chloritique du type de Leaota. Cette roche nous rappelle l’affleurement cristallin de Ia Valea Cerbului, signale M Institutul Geologic al României 16 R/ 528 O. PROTESCU par E. Jekelius (3) â la base des conglomerats de Bucegi, ainsi que le cristallin de la Valea Zamurei de Bușteni, dans la couverture des couches de Sinaia, mentionne par G. Murgeanu et N. Gherasi (6). Dans la Valea Sgarburei, le cristallin apparaît triture et lamine sous les calcaires rouges jurassiques. 2. SfiRIE MIiSOZOlQUE Les depots mesozoîques apparaissent dans la Valea Prahovei sous deux aspects: un facies alpin calcaire et un fa- cies de Flysch. Les unites stratigraphi- ques suivantes entrent dans la compo- sition de la serie mesozoîque dans cette region: Fig. 1. — Coupe dans la Valea Sgarburei 1, schistes cristallins: 2, calcaires siliceux, rou- a) Callovien - Oxfordien. Popovici- Hatzeg a ete le premier â indiquer dans la Valea Sgarburei l’existence des calcaires rouge fonce, qui ressemblent au point de vue petrographique aux cal- caires de la Valea Lupului (bassin de la Dâmbovicioara), consideres comme base de l’Oxfordien inferieur, ă la limite des couches calloviennes terminales â Cardioceras Lamberti (7). Selon Simi- onescu, les calcaires de la Valea Lupului ne representeraient que le Callovien (8). Dans la Valea Sgarburei le calcaire rouge est bien developpe mais brechifie (fig. 1). La roche, dure et siliceuse ges, br^chifi^s (Callovien -f- Oxfordien); 3, cal- . ir 1 r>'i caire blanc-jaunâtre (Tithonique); 4, Infracră- COFltlCnt dcS IldgmentS dc -Belemnites, tac6 (gr6s micaces et schistes marneux = Barr£- mien -f- Aptien); 5, Conglomerats de Bucegi; 6, Ce meme calcaire apparaît sur une mieii -j— /xpiidij, 5, m vs ue mucegi, o, « xr 1 TI 1 6a, lignes de chevauchement de deuxifeme ordre. epaiSSeUT de 2 m, dailS Id Valea 1 €!€■ șului, au point nomme Cheile Peleșului, en contact anormal avec les depots barremiens. II estcouvert d’un paquet de calcaires compacts â nodules siliceux rouges et gris, qui constituent le passage aux calcaires jaune-blanc du type tithonique. Les calcaires rouges siliceux, ont l’apparence de vraies radiolarites. Une analyse chimique executee par M-me Elise Zamfirescu donne com- me resultat: Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ET PALfiONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 529 CO3Ca..............................28,2% (CO3)2CaMg......................... 1,3 SiOj...............................61,9 Al2O3+Fe2O3 et impuret^s .... . . 8,6 100,00 La roche contient donc un pourcentage eleve de silice (61,9%) qui pro- vient des petits organismes siliceux (Radiolaires) et du milieu siliceux dans lequel vivaient ces microorganismes (9). L’etude microscopique nous montre que cette roche est composee d’une masse fondamentale fine, siliceuse, riche en oxydes de fer, renfermant un trăs grand nombre de squelettes de Radiolaires et des spicules de Spongiaires. Les restes organiques sont parfois epigenises par la calcite incolore, d’autres fois remplis d’oxydes de fer. La presence du Fe2O3 prouve que l’accumula- tion des Radiolaires s’est produite dans un milieu oxydant. Les Radiolaires appartiennent â deux groupes: Spumellaria et Nassellaria. Groupe Spumellaria: Cenosphaera cristata Rust » pachyderma Rust » clathrata Parona Trochosphaera longispina Hojnos Dorysphaera major Vinassa » simplex Vinassa Triactoma aff. pachyacantha Rust Tripocyclia trigonum Rust Triactis sp. Tripodictya elegantissima Vinassa Stylodiscus pala Vinassa Amphibrachium clavatum Rust Dictyastrum lombardicum var. spinosum n. Dictyomitra debilis Parona Groupe Nassellaria: Tripodiscus aff. disseminatus Rust Archicapsa rotundata Rust Theocapsa aff. elongata Pant. Theocapsa acuta Hojn. Lithocampe Haeckelii Pant. » cretacea Rust. Comme il resulte de cette enumeration, l’ordre Spumellaria est repre- sente par 11 genres ă 14 especes et l’ordre Nassellaria par 4 genres â 6 espe- ces, soit au total 15 genres â 20 especes. Dans les Bucegi, les depots â Ra- 34 Institutul Geologic al României O. PROTESCU 53° diolaires (radiolarites) ont une epaisseur relativement moindre, qui pourrait resulter d’une part de la brievete du temps de sedimentation, d’autre part de la reduction par laminage des couches. Ce laminage est determine par la struc- ture en ecailles de la nappe des conglomerats de Bucegi. Le manque absolu d’elements detritiques et d’elements calcaires, aussi bien que le nombre ex- tremement eleve des microorganismes siliceux montrent que les depots se sont formes loin du bord. Les radiolarites de Bucegi ressemblent ă celles de la region de Brașov et des Monts Persani, citees par E. Jekelius entre les couches terminales du Dogger et les couches ă Aspidoceras acanthicum Opp., toujours en liaison etroite avec ces dernieres (io), puis avec celles de la Valea Lupului (bassin de la Dâmbovicioara), decrites par Popovici-Hatzeg (7) et par Simionescu (8), avec celles de la region Hăghiinașul-Mare de Piatra-Tâlharului (Gyilkoskb), decouvertes par Vadâsz (ii) en 1915 et considerees comme appartenant au Jurassique (Callovien), ainsi qu’avec les radiolarites de Piatra Comarnicului et de Heghieș, du synclinal mesozoîque externe, qui reposent sur le cristallin des environs de Tulgheș (departe- ment de Neamț). Selon I. Atanasiu (12), ces radiolarites sont disposees entre les greș calcaires gris-noir (Bajocien-Bathonien) et les calcaires et marnes ă Aspidoceras acanthicum (Kimeridgien). On peut generalement etablir certaine analogie entre les radiolarites de la region etudiee et celles des autres pays, par exemple celles decrites par Zb. Sujkowski (13) dans les Carpates polonaises, â Dolhe Podbuzâskie sur Stryj, et qui appartiennent, au point de vue tectonique, aux Skibas de Paraszka et de Skole; celles d’Arva—Waag—Marchtale de la serie pieninique (Dogger—Malm) et celles de la zone des klippes externes oii Ii.se Heitzer (14) cite toute une liste de restes de Radiolaires; celles decrites par R. Hojnos (15) en Hongrie, â Piszke (Dogger), â Lobatlan (Dogger), â Czernye (Malm); et enfin celles que citent Steinmann, E. Haug (16), RiiST (17), P. Termier- E. Maury (18), etc. dans les Alpes et dans Ies Apennins, etc. b) Couches â Aspidoceras acanthicum Opp. (Kimeridgien). Les calcaires rouges (radiolarites) d’âge callovien-oxfordien sont surmontes, dans la Valea Peleșului, d’un horizon forme d’un calcaire gris-rose, â nodules siliceux rouges et cendres et â restes d’Ammonites. J’ai recolte dans cet horizon quelques exemplaires ddOppelia compsa Opp. et de Lytocerassutile Opp.; E. Jekelius (3) cite ces formes aussi bien dans la region de Brașov, — dans la faune des couches â Asp. Acanthicum Opp. de la Valea Gaura, au S de Politza (Bucegi), que dans la region du Hăghimașul-Mare, ă Csofronka et ă Piatra Ucigașului (Gyil- koskb), â cote des restes de Phylloceras, Cosmoceras, Perisphinctes, Simoceras, et Aspidoceras (19). Dans la Valea Peleșului, comme partout ailleurs, sur toute l’etendue du geosynclinal carpatique, du Banat jusqu’en Bucovine, ces depots apparaissent Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ET PALfiONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 531 toujours etroitement lies aux radiolarites. Sous le microscope, ces roches pre- sentent une masse fondamentale calcaire, micro-granulaire, pigmentee, â oxydes de fer et contenant de rares restes organique (Radiolaires, Fora- miniferes); les nodules siliceux presentent une masse siliceuse fondamentale, non homogene, dans laquelle on observe l’abondance des micro-pseudo- oolithes calcaires de formes variees, qui contiennent des restes de Radiolaires, de spicules, de spongiaires et de Foraminiferes. Mais les restes de Radiolaires sont plus abondants dans la masse des nodules rouges que dans la masse des nodules gris. En fait d'especes nous avons: Cenosphaera cristata RusT » clathrata Parona Lithocampe cretacea Rust Dictyomitra debilis Parona Trochosphaera longispina Hojnos Theocapsa acuta Hojn. Rhodosphaera parvispina n. f. Xiphocapsa tetraporata FIojn. Un examen d’ensemble permet d’observer que chez les microorganismes de cet horizon les Radiolaires sont beaucoup plus rares que dans les radiola- rites et que les Radiolaires sont accompagnes de restes de Foraminiferes calcaires, ce qui indique des eonditions bathymetriques differentes de celles des radiolarites. Quant aux formes de Radiolaires, on constate qu’elles sont les memes dans les deux horizons, sauf pour la forme Rhodosphaera par- vispina, que l’on ne rencontre que dans le dernier horizon. c) Tithonique. Dans la Valea Sgarburei et dans la Valea Peleșului, des cal- caires compacts, de couleur gris-jaune — que nous attribuons au Tithonique, ă cause de leur ressemblance avec les calcaires tithoniques qui apparaissent aux sources de la Valea lalomiței et dans les environs de Brașov — s’inter- calent entre les couches â Asp. Acanthicum Opp. et les calcaires berriassiens â Calpionella alpina Lorenz. Nous ne connaissons pas de macrofossiles dans le Tithonique de la Valea Peleșului. On a cite en d’autres points, dans les Bucegi, des restes orga- niques. Ainsi, dans les klippes tithoniques de Zănoaga, Lespezi, Dichiu, dans la Valea lalomiței, Popovici-Hatzeg, Herbich et Toula ont decouvert des restes de Brachiopodes, des Coraux, des Crino'ides, des Echinides et de petites Ammonites (i, page 92—93); aux alentours de Brașov, dans les klippes de Tithonique de Satu-Lung et Râșnov, Jekelius mentionne des Antho- zoaires, des Crinoîdes, des Brachiopodes, des restes de Crustaces et de nom- breux mollusques, parmi lesquels des Ammonites, principalement des Hoplites 34* .'a Institutul Geologic al României 532 O. PROTESCU ( Berriasella ) Oppeli KlLlAN et Hoplites (Berr.) carpathicus, ZlTT. (3, pag. 78—79). Popovici-Hatzeg cite cette deraiere espece dans la region de Sinaia, â Piatra Arsă, comme une espece caracteristique pour le Berriassien. L’examen microscopique du calcaire tithonique de la Valea Peleșului revele la presence d’une masse fondamentale calcaire, recristallisee, â nom- breux micropseudo-oolithes de formes diverses, parfois au nombre de deux ou trois en association, ayant chacun au milieu un noyau organique forme de fragments de Miliola, Textularia, Nodosaria, Rheophax, etc. On y rencontre aussi des restes de Foraminiferes, des fragments unice- lulaires (Coccolithes) et des Radiolaires. Ce sont les Foraminiferes qui four- nissent le plus grand pourcentage d’organismes. En fait de Radiolaires, nous citons: Cenosphaera pachyderma Rust Lithocampe aff. aptychophila Rust Sphaerozoum sp. (spicule) Dictyomitra sp. Rhodosphaera parvispina n. sp. Cenosphaera pachiderma Rust (la forme la plus frequente). Le spicule de Sphaerozoum sp. (PI. III, fig. 3) merite une mention spe- ciale ; il offre unc grande ressemblance avec la forme decrite par Rust sous le nom de Sphaerozoum sp., rencontree dans le calcaire tithonique de la pâr- tie meridionale de la Suisse x). M. Filipescu decrit dans sa these une forme semblable qu’il a rencontree â Brebu dans un calcaire brechiforme d’âge albien et qu’il considere comme un piquant d’Bchinide (20). d) Berriasien. Les klippes recifales de Piatra-Arsă, Furnica, Poiana (Stânca lui Franz Joseph), Vârful cu Dor, oii Popovici-Hatzeg a cite les restes de Hoplites Chaperi Pict. et de Hoplites carpathicus ZlTT. (1) appar- tiennent â ce sous-etage. Elles sont partout recouvertes par les conglomerats de Bucegi. Dans la Valea Peleșului et â Piatra-Arsă, la couverture du calcaire tithonique est formee d’un calcaire recif, semblable au point de vue macroscopique, au calcaire tithonique proprement dit. L’examen microscopique de ce calcaire recifal revele toutefois qu’il est constitue d’une masse calcaire primordiale recristallisee, aux nombreuses concentrations de micro-pseudooolithes de formes variees, â elements de quartz, de feldspath et de mica. Nous deter- minons, parmi les restes organiques: des spicules monoaxes de Spongiaires, des squelettes de Radiolaires, des Coccolithes, des plaques d’fîchinides et de nombreux restes de Foraminiferes (Rotalia, Textularia, Nodosaria, Dentalina Miliola et Calpionella). ') Palaeontographica, Bd. 31, Tab. I, fig. 2,1—2, h. Cassel, 1885. Institutul Geological României RECHERCHES GfiOLOGIQUES ET PALfiONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 533 La presence du genre Calpionella (xcwtlov = amphore) (21) a une im- portance micro faunique et lithologique particuliere. Nous avons determine parmi les especes: Calpionella alpina Lorenz sous la forme d’une amphore, pourvue d’un petit col tout droit et largement ouverte (se presentant en coupe transversale comme un anneau); la pârtie inferieure de la coquille est poin- tue, conformement aux indications fournies par Jcos Cadisch (22) pour ses exemplaires de Calpionella alpina Lorenz (fig. 1—9, 12—15, 22—24 et 27) decouverts dans le calcaire Biancone de Chiasso et de Cammago, preș de Como. L’auteur decrit le col de la Calpionella alpina Lorenz tantot droit, tantot retrousse en dedans ou en dehors. Outre ccttc espece, une autre forme se trouve dans le calcaire recifal de la Piatra-Arsă, qui ressemble en quelque sorte â 1'espece Calpionella elliptica Fig. 2. — a, Calpionella alpina LORENZ; b, Calpionella bucegia n. sp. Cadisch (fig. 10—11), mais bien plus encore aux formes representees par Ca- disch dans les fig. 18 et 19 sous le nom de Calpionella sp., qui proviennent du calcaire de Biancone, preș de Como, et â celle decrite par Jacques de Lap- parent 1). La forme que nous avons trouvee depourvue du petit col differe par cela de l’espece Calpionella elliptica Cadisch, aussi l’avons-nous nommee Calpionella Bucegia n. sp. (23) (fig. 2, b). C’est encore â Piatra-Arsă que MM. G. Murgeanu et M. Filipescu (24) citent l’espece Calpionella carpatica (fig. 1 c) pour les formes ellip- tiques au col fortement divergent. Cette disposition du col semble cependant n’avoir aucune valeur specifique dans le cadre du genre Calpionella, puisque meme Joos Cadisch (22), qui s’est occupe du probleme des Calpionelles dans les Alpes, figure pour Calpionella alpina Lorenz des exemplaires au col tantot droit (fig. 1—7), tantot convergent (fig. 8) ou divergent (fig. 22, 23 ') Cours d? Petrographie, 1923, p. 366, fig. ui, Institutul Geological României 534 O. PROTESCU et 27). Les Calpionelles sont connues dans toutes les catenes montagneuses de l’orogene alpin d’Europe. Au point de vue lithologique, selon la plupart des auteurs (Cadisch, Andrussoff, Koutek, Steinmann, etc.), les calcaires â Calpionella repre- sentent, dans les Alpes et dans les Carpates occidentales, surtout des depots de facies pelagique. Ces calcaires sont caracteristiques pour la pârtie supe- rieure du Malm et la base du Neocomien. Selon Joos Cadisch, on a constate dans les Alpes Suisses, dans les principales zones tectoniques de la nappe Helvetique, Penninique et Sud- alpine, des apparitions de Calpionella liees aux calcaires et aux marnes neocomiennes. Andrussoff et J. Koutek (25) mentionnent, dans le Tithonique et l’Infra-Valanginien des Carpates occidentales, la presence de ces Calpionella, qui font defaut dans le Kimeridgien et dans les horizons bathyaux du Va- langinien et du Hauterivien (facies pieninique). Frequentes, selon ces auteurs, dans les facies pelagiques qui contiennent en meme temps des Radiolaires, elles sont moins abondantes dans les facies fossiliferes (calcaires â restes de Mollusques, Brachiopodes et Echinodermes etc.) et font defaut dans les cal- caires â Crinoîdes. Kilian (26) les mentionne dans les calcaires tithoniques de la region de Provence, preș de Grenoble; Fichter les indique dans le Malm superieur de la region de Gonzen (calcaire superieur de Quintner) (27), tandis que Colom (28) les attribue au Cretace inferieur de Majorca, en Espagne (calcaires neoco- miens de Santa Eulalia, Palma, et calcaires barremiens â embryons de La- gena, de Cala-Bianca). Dans les Bucegi, les Calpionelles sont liees au facies recifal berriassien de la zone interne carpatique, oii elles sont accompagnees de nombreux micro- et macrofossiles (Ammonites, Fchinodermes, Coraux, Bryozoaires, Mollus- ques, Foraminiferes, Algues calcaires, etc.) ce qui prouve qu’elles abondaient dans les regions bathyales comme dans les regions neritiques. Je n’ai point rencontre des Calpionelles dans les depâts greseux du Flysch neocomien de cette region. M. Preda les signale cependant dans le Haute- rivien des Monts Perșani. Dans le Cretace superieur elles ont ete remplacees par Rosalina (Globo- truncana) Linnei d’ORB.et d’autres Foraminiferes. e) Valanginien-Hauterivien (Couches de Sinaia). De Posada jusque preș de Predeal, le substratum de la region est forme par un complexe de roches constituees de marnes calcaires noirâtres et blanchâtres, dures, disposees en plaques, â veines de calcite avec d’innombrables restes de Fucoîdes de gres-calcaires, micaces, et de schistes argileux noirâtres. Les couches sont fortement plissees et supportent des depots barremiens au niveau de Sinaia, RECHERCHES GfiOLOGlQUES ET PALEONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 535 — sur le versant droit de la Prahova, dans la Valea Izvorului, au niveau de Ia cote 1051 m, et dans la Valea Peleșului, au proximite de la cote 950 m. Elles affleurent preș de Poiana Țapului, interrompues par la serie des depots barremiens, bien developpes sur le versant gauche de la Valea Prahovei; elles affleurent encore un peu plus â N, entre Bușteni et Azuga, presentant un facies petrographique identique â celui que l’on rencontre entre Comarnic et Sinaia. Les marnes calcaires blanchâtres et noirâtres, â veines de calcite, consti- tuent les roches predominantes dans le complexe des couches de Sinaia; dans le Barremien, ce sont les greș micaces cendres et les schistes marno- argileux qui prevalent. f) Barremien. Popovici-Hatzeg attribue â cet etage tout le complexe des couches de Sinaia d’âge valanginien-hauterivien, ainsi qu’une pârtie des depots aptiens du complexe des couches de Comarnic. Plus tard, MM. L. Mrazec, I. P.-Voitești et G. Macovei (2) ont divise ce meme complexe en deux horizons: 1'horizon inferieur, reposant directe- ment sur les couches de Sinaia, et l’horizon superieur, renfermant Orbitolina lenticularis, ce qui le fait attribuer â l’Aptien inferieur et moyen, tandis que la base appartiendrait au Barremien. En 1927, G. Murgeanu (29) precise certains nouveaux faits en relation avec les couches de Comarnic de la Valea Prahovei. Sans contester la division stratigraphique des couches de Comarnic, determinee par MM. Mrazec, Macovei et Popescu-Voitești, M. Murgeanu est d’avis que le calcaire organogene rencontre dans la pârtie superieure des couches de Comarnic, passe parfois â un calcaire conglomeratique ou â un calcaire brechiforme qui renferme, outre des restes d’Echinides, des Coraux, des entroces de Crinoîdes, des Bryozoaires, des Brachiopodes, des petites Belemnites du type Neohibolites et des restes A'Orbitolina lenticularis Blumb. Ces calcaires, longtemps consideres etrangers au complexe ci-dessus, ne representent en realite, — selon Murgeanu — que les tennes extremes des calcaires organo- genes â Orbitolines. M. Murgeanu montre aussi, la difficulte d’etablir une division nettement stratigraphique entre les couches de Comarnic et celles de Sinaia, en raison de l’intervention des couches intermediaires. Partant du fait que, dans le bassin de la Dâmbovicioara, VAptychus Didayi CoQ., une forme hau erivienne du SE de la France, se trouve dans les Car- pates, â Dealul Sasului, dans un complexe faunique de Cephalopodes barre- miens, M. Murgeanu attribue au Barremien la presence des restes de cet e forme dans les couches intermediaires. Au cours de nouvelles recherches entreprises dans Ia Valea Prahovei (30), M. Murgeanu constate la presence des calcaires â Orbitolines, que dau res auteurs ont trouves â la pârtie superieure des couches de Comarnic, ă la base Institutul Geological României 536 O. PROTESCU meme du niveau inferieur situe tout preș du contact avec les couches de Sinaia. II distingue en meme temps, entre Podul Vârtos et Gura Beliei, deux com- plexes de couches marneuses appartenant â diverses unites stratigraphiques sans aucune transition. L’auteur affirme que seul le premier complexe, qui affleure â Podul Vârtos en continuite stratigraphique des couches de Sinaia, et qui contient des calcaires ă Orbitolines, des marnes calcaires â Lagena Cilomi J. de Lapp., des restes de Neohibolites duvaliaeformis Stol., des Neohi- bolites aff. clava Stol., et des fragments d’Aptychus Didayi Coq., peut etre considere comme appartenant aux couches de Comarnic. En prenant la presence de ces fossiles, comme point de depart, l’auteur attribue l’âge Barremien-Bedoulien au premier complexe marneux (couches de Comarnic). Le deuxieme complexe marneux-greseux affleure au S de la Valea Pătrâioarei, presentant les caracteristiques d’un facies mixte, qui re- flete un raccordement de deux facies heteropiques, â savoir des greș massifs grossiers, parfois conglomeratiques, et un complexe marno-greseux, appar- tenant tous deux au Vraconnien (Albien) et contenant des fragments char- bonneux, des nodules d’ambres et des restes de Puzosia mayoriana et Ne- ohibolites minimus. Selon Mrazec, Voitești et Macovei, le facies mixte correspondrait â l’horizon superieur des couches de Comarnic. Du point de vue stratigraphique, les deux complexes marneux supportent normalement le Senonien et le Nummulitique, tant â l’interieur de la Nappe interne qu’â l’interieur de la depression de Slănic. Afin d’elucider le probleme du Barremien de Bucegi, qui tout en affleu- rant abondamment ne peut etre facilemcnt delimite â cause de sa situation tectonique, j’ai du etudier de plus vastes regions entre la Valea Prahovei et Obârșia lalomiței. Dans Obârșia lalomiței, —au contact avec la masse des calcaires blanc- jaune tithonique-berriasiens—se trouve dans le talweg, dans les larges regions de la vallee, ainsi que sur le versant occidental des monts Nucetu, Pietrosu et Cocora, un paquet de couches forme de fins greș sableux, micaces, gris contenant des traces charbonneuses et des schistes argileux. Preș de la Valea Lăptici, les greș fins alternent avec les greș massifs conglomeratiques, dispo- ses en bancs de 30 cm d’epaisseur. Ces greș, riches en muscovites, rappel- lent les greș de Gurguiatul, Vf. Rădăcina et de Podul Vârtos de la Valea Prahovei. Sur ces greș reposent les conglomerats de Bucegi, developpes sur une epaisseur de quelques centaines de metres, formant un synclinal aux bords disloques. Un materiei petrographique heterogene (greș doggeriens, calcaires titho- niques, roches cristallines etc.), rentrent dans la composition de ces conglo- merats. Aux sources de la Ialomița, dans la region de Nucetu-Lăptici, l’ele- inent predominant des conglomerats est constitue par le calcaire tithonique, A Izvoarele Cocorei, cet element est remplace par le paragneiss. Institutul Geologic al României RECHERCHES GEOLOGIQUES ET PALEONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 537 En passant par la Valea Prahovei, nous constatons les faits suivants. Dans la Valea Izvorului, au carrefour des deux routes qui viennent de Calea Codrului et de Păduchiosu, les couches de Sinaia (NW 450) sont sur- montees d’un paquet de couches constitue ă sa base de greș gris fonce â veines de calcite, ă intercalations de schistes argilo-marneux. Ces depots sont accompagnes de greș au gros grain, au ciment calcaire, ainsi que d’une breche congloineratique ă elements heterogenes, formee de lambeaux dc calcaire tithonique, de greș quartzitiques verts, de phyllites vertes et noir- âtres, de matieres charbonneuses, de restes organiques (Bryozoaires) etc. Des greș micaces â hieroglyphes, disposes en bancs minces de 10—20 cm d’epaisseur, surmontent ces depots. Tout ce complexe greseux ressemble beaucoup â la serie des couches qui se trouve â la pârtie inferieure du complexe des couches de Comarnic (Barremien-Aptien). Sur la Calea Codrului (Furnica), â pro- ximite de la Valea Sgarburei, au point ou se trouve aujourd’hui l’exploitation Costinescu, on observe, â l’entree meme de l’ancienne ga’erie, un paquet de couches fortement triturees, bre- chifiees et laminees qui affleurent sous une pile de calcaires tithoniques. On observe cn cet en- droit des marnes gris-noir, sablcuses, micacees, semblables â celles que contient le complexe mar- neux des couches de Comarnic ă Bivalves et Neohibolites minimus List., qu’on remarque â l’embouchure de la Valea Pătrâioarei (Comar- nic), ainsi que des greș fins, micaces â hierogly- phes. On rencontre ces memes greș plus loin, dans la Valea Peleșului, en relation avec des Fig. 3. — Coupe par la Valea Peleșului. 1, radiolarites (Callovien + Oxfor- dien); 2, calcaire rose-jaunâtre a no- dules siliceux (Kimeridgien); 3, cal- caire blanc-iaunâtre (Tithonique); 4, greș micaces et argiles schisteuses â Desmoccras difficile d’ORB. (Barrdmicn). argiles schisteuses â Ammonites, qui determinent d’une maniere indubi- table l’existence de I’etage barremien ă Sinaia. II existe, du point de vue petrographique, une analogie parfaite entre ces depots et ceux de la Obârșia lalomiței et Comarnic. En suivant la coupe geologique de la Valea Peleșului, en amont, on cons- tate que sur les couches de Sinaia repose un paquet de greș micaces et de schistes argileux, sur lesquels a glisse une serie de klippes de calcaires titho- niques qui s’etendent jusque dans la Valea Babei (Bușteni), formant une cein- ture de rochers calcaires aux pieds des Bucegi (fig. 3). Ces calcaires, dans lesquels l’eau du Peleș a creuse son premier defile en amont du Chateau de Pelișor, sont surmontes, sur une epaisseur de 50 m, d’un paquet de greș micaces fossiliferes et d’argiles schisteuses semblables Institutul Geological României 538 O. PROTESCU â celles de la Valea Sgarburei. A leur tour, les greș fossiliferes sont surmontes de radiolarites, suivent les calcaires ă nodules siliceux (Kimeridgien), le Tithon et le Berriasien, sur lesquels reposent les conglomerats de Bucegi. Ce complexe stratigraphique forme deux ecailles, dans lesquelles les greș et les argiles schisteux apparaisseut â la pârtie superieure des ecailles, sur le plan deglissement des termes basaux de la Nappe des conglomerats de Bucegi. J’ai recolte dans ces greș qui a une pendage de 400 vers le NW, une faune riche en Aînmonites, representee par les especes suivantes: Desmoceras difficile d’ORB. » charrierianum d’ORB. Phylloceras Tethys d’ORB. Astieria Jeannotii var. crassissima Wegn. » Sayni Kil. Hoplites Borowae Uhl. » transylvanicus Jek. Holcodiscus Lorioli Kil. » Morleti Kil. Heteroceras Leenhardli Kil. En fait d’elements predominants, nous citons: Desmoceras, Astieria et Holcodiscus, c’est-â-dire les formes caracteristiques pour l’Infracretace. La presence des especes Desmoceras difficile d’ORB., Phyloceras Tethys d’ORB., Holcodiscus Morleti Kil. etc., indique d’une maniere indubitable l’âge barre- mien. L’aspect faunique est mediterraneen. Cette faune presente une grande analogie avec la faune barremienne, deja connue dans le bassin de la Dâmbo- vicioara, decrite par Herbich (31), Cobălcescu (32), Uhlig (33), Simionescu (34 et 35) et autres, quoique les deux regions different au point de vue petrographique. Les calcaires et les marnes predominent dans le bassin de la Dâmbovicioara, tandis que dans l’avant-fosse de la Prahova se trouve des greș micaces, des greș conglomeratiques et des argiles marneuses. La faune de la region de Valea Peleșului ressemble aussi â la faune neocomienne ren- contree par E. Jekelius (3) preș de Brașov; â la faune d’Arcuș et de Vâlcele, preș de Sf. Gheorghe, citee par Vadâsz (36); â la faune neocomienne de Mun- teana et de Swinitza (Banat), decrite par Tietze(37), et ă toute une serie, de faunes similaires rencontrees dans le centre et le S de l’Europe (Wensdorf, Puelzalpe, Montagne du Lure) et de l’Algerie (Djebal Ouach). Elle demeure toutefois distincte de la faune infracretace â Simbirskites versicolor Trautsch de la Russie meridionale (38). Le facies neritique des greș barremiens de la Valea Peleșului nous indi- que, dans une certaine mesure, les conditions d’existence de ces Ammonites. La question de savoir â quel genre de vie ont appartenu les Ammonites, la relation qui existait entre la region qu’elles peuplaient jadis eț le lieu ou M Institutul Geologic al României 16 R/ RECHERCHES GfiOLOGIQUES ET PALEONTOLOGIQUES DANS LES BUCEGI 539 elles se trouvent aujourd’hui, a fonnc l’objet de vives discussions. Tres longtemps les Ammonites etaient considerees comme organismes pelagiques de grandes profondeurs. Grâce aux travaux de J. Walter, Ortmann, Haug, Smith etc., elles sont considerees aujourd’hui ega'ement et comme formes neritiques, attachees aux regions neritique, peu profondes. L’etude microscopique de ces greș barremiens nous montre une masse fundamentale formee de silices et de calcaire, impregnee de matieres char- bonneuses. Le contenu organique de cette masse est forme de fragments de Mollusques, de restes de Foraminiferes (Pulvinulina, Miliola, Textularia, Cristellaria) et de rares exemplaires de Radiolaires (Spaerozoum sp. et Ceno- sphaera sp.). La presence des restes de Foraminiferes benthoniques (Miliola) plaide en faveur des depots de regions peu profondes. g) Conglomerats de Bucegi. Parmi toutes les formations geologiques ren- Fig. 4. — Coupe sur la chaussee qui monte â Furnica. (Longueur de la coupe : 50 m) 1, radiolarites (Callox'ien 4- Oxfordien); 2, calcaire â nodules siliceux (Kime- ridgien); 3, calcaire tithonique; 4, grds conglomeratiques, schistes argileux, grds micaces â Ammonites (Barremien); 5, breche conglomeratique â blocs de Tithonique et de cristallin. contrees dans la region etudiee, les conglomerats de Bucegi sont incontes- tablement les plus developpes. Ils affleurent en compagnie des bancs de greș, sur une epaisseur de quelques centaines de metres, developpes sur I’etendue d’un large synclinal â direction approximative N-S. Un materiei petrogra- phique tres varie, en relation avec les roches dans le proche voisinage de la region, rentre dans la composition de ces conglomerats. Les blocs de granițe rouge que l’on rencontre sur le sentier reliant de Vf. Caraiman â Vf. Omu- lui, et qui ont probablement une origine extracarpatique, font exception. On rencontre de meme les conglomerats de Bucegi dans la pârtie externe de la zone synclinale, dans le systeme d’ecailles du bord de la Nappe, comme â Piatra Arsă, oii se trouvent des affleurements de conglomerats de Bucegi, pris etbroyes avec les calcaires recifaux berriasiens et les calcaires tithoniques. L’aspect petrographique est identique, soit que nous les trouvions dans la zone normale synclinale des Bucegi, soit que nous lesvoyions dans lesregions d’accidents tectoniques de la Nappe des conglomerats de Bucegi. Le sub- Institutul Geological României 54° O. PROTESCU stratum de la cuvette des Bucegi est normalement forme de greș micaces, barremiens-aptiens, tandis que l’autochtone de la Nappe des conglomerats de Bucegi est represente par les couches de Sinaia. CONCLUSIONS Les recherches geologiques et paleontologiques que j ’ai entreprises dans la region de bordure orientale des monts de Bucegi ^tablissent les nouveaux faits suivants: i. La presence du cristallin dans la Valea Sgarburei, sous forme de para- gneiss du type de Leaota, dans des conditions tectoniques tres semblables â celles de la Valea Cerbului (Bușteni). Le cristallin, broye et lamine, affleure dans la zone de refoulement et de supcrposition d’ecailles marginalcs depen- dant de la Nappe des conglomerats de Bucegi. 500 Mt. Furnica 2101 Fig. 5. — Coupe par les Bucegi. 1, schistes cristallins; 2, radiolarite (Callovien 4- Oxfordien); 3, calcaire tithonique; 4, calcaire recital â Calpionelles' Berriasien); 5, couches de Sinaia (Valanginicn-Hauterivien); 6, couches dc Comarnic (Barre- mien — Aptien); 7, Conglomerats de Bucegi (Cdnomanien). Nous voyons, â Sinaia, une ecaille formee de depots cristallins, accom- pagnes de radiolarites, de calcaires tithoniques et de conglomerats de Bucegi, et une autre ecaille formee uniquement dc calcaires tithoniques et de greș barremiens-aptiens, les deux ecailles reposant sur les couches de Sinaia. 2. La presence, sous forme de calcaires siliceux rouges, des radiolari- tes aux nombreux restes de Radiolaires, dans la Valea Sgarburei et dans la Valea Peleșului. Elles sont d’âge callovien-oxfordien. Dans la Valea Sgar- burei, les calcaires rouges affleurent brechifies, en contact avec le cristallin, tandis que dans la Valea Peleșului ils sont stratifies et surplombent, en com- pagnie des calcaires tithoniques, les depots barremiens â Desmoceras dif- ficile d’ORB. L’epaisseur des couches calloviennes-oxfordiennes est relative- ment moindre, tant â cause de la brievete de la sedimentation qu’en raison du proces de laminage tectonique. Institutul Geological României RECHERCHES GfiOLOGlQUES ET PALfiONTOLOGIQUF.S DANS LES BUCEGI 541 3. L’existence des couches â Aspidoceras acanthicum Opp. (Kimeridgien) representees dans la Valea Peleșului par des calcaires gris-rose â nodules siliceux rouges et gris Ces nodules ne sont que des concentrations siliceuses formees aux depens des squelettes des Radiolaires. Cet horizon se trouve en relation etroite avec les radiolarites. La presence des especes Oppelia compsa Opp. et Lytoceras sutiles Opp. les rapproche des couches â Asp. acanthicum Opp. de la region de Brașov et de Hăghimașul Mare. 4. La presence des calcaires recifs berriassiens ă Calpionella alpina Lo- renz, â Piatra Arsă (Sinaia). Cette espece se trouve en association avec une autre espece (C. bucegia n. sp.), de meme qu’avec de nombreux autres micro et macrofossiles (Ammonites, Echinodermes, Coraux, Bryozoaires, Mol- lusques, Algues calcaires). Ces formes prouvent que les Calpionelles ont vecu dans les Carpates roumaines, dans des regions peu profondes, favora- bles au developpement des recifs. 5. Les roches barremiennes de la Valea Peleșului et de la Valea lalomiței, formees de greș gris micaces, â fines veines de calcite et ă intercalations de schistes argilo-marneux, souvent accompagnes de greș au gros grain, â ciment calcaire et â traces charbonneuses, et de marnes micacees cendrees, noirâtres, nous rappellent en quelque sorte les roches du complexe des cou- ches de Comarnic. Dans la Valea Peleșului, les depots barremiens abondent en Ammonites du type Desmoceras, Astieria et Holcodiscus, fossiles caracteristiques pour l’Infracretace. L’aspect faunique est mediterraneen. La presence des Fora- miniferes benthoniques incite â admettre l’existence d’une region neritique peu profonde. 6. Au point de vue tectonique, nous voyons se confirmer l’existence d’une nappe de charriage (la Nappe des conglomerats de Bucegi) divisee, dans sa region frontale, en deux ecailles marginales qui surplombent les couches de Sinaia. Reții: novembre 1935. J4 Institutul Geological României 16 R/ BIBLIOGRAPHIE i. V. POPOVICI-HATZEG. Etude geologique des environs de Câmpulung et de Sinaia (Rou- manie). Paris, 1898. 2. L. Mrazec, I. POPESCU-VOITEȘTI și G. Macovei. Asupra vârstei straturilor de Comar- nic. Dări de seamă ale ședințelor Institutului Geologic al României. Voi. III. București, 1912. 3. E. JEKELIUS. Die mesozoischen Faunen der Berge von Brassd. Mitt. a. d. Jahrb. d. kgl. ung. geol. Reichs-Anstalt, Bd. XXIV. Budapest 1916—1925. 4. L. MRAZEC și I. POPESCU-VOITEȘTI. Contribuțiuni la cunoașterea pânzelor Flișului Carpatic. An. Inst. Geol. al Rom. Voi. V, fasc. 2 (1911). București, 1914. 5. E. JEKELIUS. tJber das Vorkommen von Kristallinen-Schiefern in Valea Cerbului (Bușteni). Acad. Rom. Bull. de la Sect. Scientifique. A. XI, No. 2-3. Buca- rest, 1928. 6. G. MURGEANU et N. GhERASI. Sur la presence des schistes cristallins dans la Valea Zamurei (Bușteni-Poiana ȚaPului). Bull. Soc. Roum. de Geologie. Voi. I. Bu- curești, 1932. 7. V. 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Fig. 2. — Radiolarite (calcaire siliceux rouge foncă), Callovien—Oxfordien. Valea Pele- șului. a, spicules de Spongiaires; b, Cenosphaera sp.; c, Cenellipsis sp.; d, Dory- sphaera sp. Fig. 3. — Calcaire tithonique. Carriăre Costinescu, Sinaia. a, spicule de Sphaerozoum sp. Fig. 4. — Calcaire răcifal berriasien. Mont Furnica, Sinaia. a, Pulvinulina sp.; b, Textularia sp. Fig. 5. — Grfes micace barrâmien. Sinaia. a, Textularia sp. Fig. 6. — Calcaire răcifal, berriasien. Piatra Arsă, Sinaia. a, pseudo-oolithe; b, Calpionella. Institutul Geological României O. Protescu. Bucegi Planche I Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Repr. Kraflt & Drotlcft $. a., Sibiu IGR/ Institutul Geological României PLANCHE II Institutul Geological României PLANCHE II Fig. i. — Calcaire tithonique. Peștera lalomiței, Bucegi. a, pseudo-oolithe; b, Venulina sp. Fig. 2. — Radiolarite (calcaire siliceux, rouge fonce), Callovien — Oxfordien. Valea Peleșului. a, spicule monoaxe de Spongiaire; b, Cenosphaera sp.; c. Lithocampe sp. Fig. 3. — Calcaire tithonique. Valea Sgarburei, Sinaia. a, Reophax sp. inclus dans un pseudo-oolithe. Fig. 4. — Calcaire recifal berriasien. Mont Furnica, Sinaia. a, Nodosaria sp. Fig. 5. — Radiolarite (calcaire siliceux, rouge fonce), Callovien — Oxfordien. Valea Peleșului. a, Cenosphaera sp. b, Tripodiscus sp. Fig. 6. — Calcaire â nodules siliceux. Kimeridgien. Valea Peleșului. a, Dictyomitra sp. O. Protescu. Bucegi Planche II Fig. 5 Fig. 6 Repr. KrafTt & Drotlcff s. a., Sibiu Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XVII. Institutul Geological României 1GR RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LA VALLEE DU TELEAJEN ET LA VALLEE DE LA DOFTANA (DISTRICT DE PRAHOVA) PAR M. G. FlLIPESCU S O M M A I R E Introduction................................................................ 546 Stratigraphie I. Flysch ................................................................. 549 A) Cr6tac6 ............................................................ 550 Albien ...................................................................... 550 Sănonien .................................................................... 552 B) Patogene ........................................................... 553 Eocene ...................................................................... 553 1. Facies interne: Eocene de Șotrile ......................... 553 2. Facies median: Eocene du type Fusaru-Tarcău................ 554 3. Facies marginal: Complexe docfene ă hferoglyphes .......... 556 Eocfene superieur — Oligocfcne inferieur..................................... 557 Oligocene moyen—sup&rieur ................................................... 558 Oligocene superieur—Aquitanien............................................... 561 Conclusions g^ndrales sur le Flysch.......................................... 566 II. Neogene ................ 568 A) Miocene............................................................. 569 Burdigalien ................................................................. 569 HelvAtien ................................................................... 570 Tortonien ................................................................... 572 Buglovien — Sarmatien ....................................................... 573 Conclusions g&ferales sur le Miocene......................................... 574 B) Pliocene............................................................ 575 iVfeotien.................................................................... 575 Pontien ..................................................................... 577 Dacien....................................................................... 578 Levantin .................................................................... 579 Conclusions generales sur le Pliocfene ...................................... 580 III. Quaternaire............................................................ 581 Conclusions stratigraphiques et palAogtographiques ......................... 582 35 4 Institutul Geologic al României X IGRZ 54$ M. G. FILIPESCU fitude micrographique I. DepSts albiens ................................................................ 5^5 II. DepSts senoniens ............................................................... 59° III. Facies de l’Eocene............................................................... 599 IV. Depots siliceux de l'Oligoclne moyen-superieur................................... 607 V. DepSts aquitaniens............................................................... 613 VI. Etude de la glauconie des depăts cretace-paleogenes .............................. 617 VII. Calcaires bitumineux des formations gypsiferes................................... 626 VIII. DepSts oolithiques sarmatiens..................................................... 627 IX. Tufs volcaniques ................................................................ 628 Tectonique Tectonique du Flysch ..................................' 632 Tectonique des depots mio-pliocfenes .................. 636 Evolution structurale de la region situee entre le Teleajen et la Doftana 641 Bibliographie .............................. 645 Cinque planches ă photographies Carte geologique au 1: 100.000-e Coupes g^ologiques au 1: 100.000-e INTRODUCTION En 1926 nous nous inîmes â etudier, pour les besoins de la carte geologique de la Roumanie, la region situee entre la vallee du Teleajen et la vallee de la Doftana. La Faculte des Sciences de Bucarest a accepte cette etude comme sujet pour notre these de doctorat. Sa richesse en petrole et en sel, de meme que sa structure geologique extremement interessante, ont attire sur cette region l’attention de nombreux auteurs, qui ont publie â son sujet des etudes traitant soit de questions pro- pres â cette contree, soit de problemes d’ordre general interessant entre autres aussi la pârtie comprise entre ces deux vallees. Dans cet ordre d’idees nous citerons â titre documentaire A. Boue, Co- quănd(i7), Capellini (18), Fuchs et Sarasin, dont les investigations ont porte sur les gisements de petrole dans les Principaut^s-Unies avant 1877, et passerons aux ouvrages de date plus recente. Nous trouvons des donnees interessantes sur les depots tertiaires de cette region dans les travaux de Pillide (i), qui traitent exclusivement du Neogene, et dans ceux de Sabba Ștefănescu (21), qui comprennent aussi les depots paleogenes. Apr^s 1900, M. L. Mrazec, tantot seul, tantot en collaboration avec MM. W. Teisseyre et I. P. Voitești, apporte des contributions precieuses ă la solution de nombreux problemes de geologie generale, de stratigraphie Institutul Geologic al României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA et de tectonique concernant les formations de courbure des Carpates et des Subcarpates. Nous mentionnerons parmi ces problemes principalement ceux relatifs aux solfares dans les Subcarpates, â la structure en nappes de charriage du Flysch, au diapirisme, â l’origine des gisements de petrole et â l’âge du sel. M. Teisseyre a grandement contribue â la connaissance et â la classifica- tion du Pliocene des Subcarpates de la Mountenie, en partant des constata- tions faites dans la pârtie comprise entre la vallee de la Prahova et la vallee du Buzău. On lui doit egalement la carte geologique provisoire de la feuille Vălenii de Munte. L’une des questions les plus discutees touchant la geologie de la Roumanie se rapporte â l’âge du sel et â la classification du Miocene. MM. L. Mrazec, S. Athanasiu, I. P. Voitești, G. Macovei, D. Preda, H. Grozescu et O. Protescu ont publie des etudes remarquables ă cet egard. Sauf M. I. P. Voi- tești, qui considere le sel comme etant anterieur au Paleogene, estimant qu’il pourrait meme etre d’âge permien, les autres auteurs placent le sel au Miocene, soit â la base, soit plus haut dans l’Helvetien ou le Tortonien. Une autre question, qui a fait l’objet de controverses presque aussi vives que celle ayant trăit au sel, regarde l’origine des gisements de petrole, les- quels selon M. Mrazec seraient en liaison avec les couches de Cornu (Aqui- tanien) et selon M. G. Macovei en liaison avec la formation des schistes mdnilitiques, tandis que M. I. P. Voitești estime qu’ils peuvent prendre naissance dans toutes les formations geologiques, pourvu qu’ils soient favo- rises par certains facteurs, tels par exemple les depressions geosynclinales et de puissants phenomenes de dislocation. En 1921, M. Preda (7) publie un ouvrage traitant d’une grande pârtie de la region qui fait l’objet de la presente etude. L’auteur s’eleve contre la structure en nappes de charriage du Flysch, hypothese soutenue par MM. L. Mrazec et I. P. Voitești. Dans une autre etude parue en 1927, lors de la reunion de l’Association pour l’avancement de la geologie des Carpates, M. Preda (9) soutient son opinion avec encore plus de vigueur. Lors de la meme reunion, M. Macovei publie une etude sur les Carpates orientales (46), qui comprend une synthese precieuse tiree de tout ce qui a păru jusqu’alors sur le Flysch au point de vue stratigraphique aussi bien que tectonique. Apres 1927, M. G. Murgeanu reprend le probleme des charriages dans le Flysch et se prononce avec beaucoup de conviction en sa faveur, fondant son argumentation sur des etudes minutieuses ayant en pârtie aussi trăit â l’W de la region consideree. Ces nombreuses recherches ont grandement facilite nos etudes, et meme si parfois nos propres resultats ne concordent pas avec ceux de nos prede- cesseurs, cela ne diminue en rien l’utilite que nous en avons retiree. 35* 548 M. G. FILIPESCU Les resultats importants fournis par l’etude de la petrographie des roches sedimentaires nous ont determine â orienter nos recherches aussi vers l’etude microscopique des sediments de la region. Dans ce but nous avons travaille, en 1930 et 1931, dans le laboratoire de geologie de M. L. Cayeux, du College de France. Que M. Cayeux veuille bien me permettre de lui ex- primer ici ma profonde gratitude pour l’accueil affectueux qu’il m’a tou- jours reserve et pour les precieux conseils qu’il m’a si largement prodigues durant mon sejour dans son laboratoire. Je tiens egalement ă remercier chaleureusement M. Y. Millon de l’Universite de Rennes, qui a bien voulu m’initier dans l’etude des mine- raux lourds separes au moyen des liquides denses. MM. L. Mrazec, S.Athanasiu, G. Macovei, I.P. Voitești et D. Preda, dont les precieux conseils et l’appui bienveillant m’ont permis de mener cette etude â bonne fin,voudront bien trouverici letemoignage de ma recon- naissance. Institutul Geological României STRATIGRAPHIE Les formations geologiques entrant dans la composition de la region comprise entre le Teleajen et la Doftana appartiennent au Flysch cretace- paleogene, au Neogene et au Quaternaire. 1. FLYSCH Les recherches geologiques sur le Flysch ont etabli, dans les Carpates orientales et les regions faisant l’objet de la presente £tude, l’existence de deux zones : i. La Zone interne du Flysch, constituee par le Cretace moyen, le Seno- nien et le Paleogene. 2. La Zone marginale du Flysch, composee de depots senoniens et pal6o- genes, formee â son tour : a) de la zone d’ecailles, situee en bordure du Flysch interne ; b) de la zone de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani ; c) de la zone de l’Eperon de Văleni. Les depots du Flysch de la region consideree peuvent etre classifies comme suit : I. Cretace Albien I Horizon marno-greseux (Vraconnien) | Horizon greseux-conglomeratique Senonien Eocene Facies interne : Eocene du type Șotrile Facies median : Eocene du type Fusaru-Tarcău Facies marginal: Complexe Eocene â hiero- glyphes II. Paleogene Eocene superieur— Oligocene inferieur Oligocene moyen— superieur Oligocene supe- rieur: Aquitanien Couches de Homorâciu, couches de Pucioasa, couches de Podul Morii Schistes dysodiliques, menilites, Greș de Kliwa Couches de Cornu, Formation 3 sel Institutul Geological României 550 M. G. FILIPESCU A) CRETAC6 ALBIEN (VRACONNIEN) La zone des hautes montagnes est formee en majeure pârtie de depots appartenant â l’Albien superieur (Vraconnien). Dans cet etage on peut sepa- rer deux horizons : a) un horizon marno-greseux â la base, h) un horizon greseux-conglomeratique ă la pârtie superieure. a) L’horizon marno-greseux. Les depots de cet horizon sont representes par des marnes schisteuses cendrees ou verdâtres, des marnes noires fortement calcaires â diaclases de calcite et â Fucoîdes, des marnes cal- caires grisâtres et des marnes rouge cerise. Les depots marneux alternent avec des greș tres fins, micaces, calcaires, ă cassure curbicorticale, avec de nombreux diaclases de calcite, â hieroglyphes et â Fucoîdes. Ces greș, d’une teinte gris-noir, forment parfois, entre les marnes, des paquets de couches epaisses de plusieurs dizaines de metres. On observe encore, par endroits, des intercalations de greș gris-jaune, micacees, dont la surface presente des traces charbonneuses. On rencontre moins frequemment des intercalations de greș grossiers en bancs, qui peuvent atteindre 2 â 3 m d’epaisseur. Nous avons trouve dans cet horizon les restes organiques suivants : des fragments de grands Inocerames dans la Valea Maclei (Bertea) et dans la vallee du Teleajen et des fragments de petits Inocerames dans la vallee de la Crasna. Nous avons trouve dans la vallee du Teleajen un moulage d’Ammonite inde- terminable. b) L’horizon greseux-conglomeratique. Cet horizon est represente : par des greș micaces gris-jaune renfermant des paillettcs de mica qui peuvent atteindre jusqu’â 2 mm en diametre, par des greș grossiers constitues de fragments de quartz filonien, de schistes cristallins, de schistes chloriteux, de granițe rouge, de calcaires et de greș gris ou rougeâtres, ainsi que par des greș tres grossiers presque conglomeratiques dans lesqucis on distingue la presence des memes elements. Les greș contiennent des concre- tions affectant la forme de bombes dont le diametre depasse parfois 2 m. On rencontre souvent dans les greș des intercalations de grands conglomerats dans des bancs pouvant atteindre 1 m d’epaisseur (Măciucii 1 Berții). On trouve parfois, entre les depots de cet horizon, de grands blocs de calcaire brechiforme, consideres soit comme des klippes de rabotage (31, page 540), soit comme des depots en place (7). Ces blocs de calcaire brechi- forme se trouvent souvent au contact entre l’horizon greseux et les depots de l’horizon marneux. Dans certains endroits nous avons observe, entre des greș grossiers, des intercalations de minces couches de ces calcaires ou bien des greș conglomeratiques composes en majeure pârtie d’un calcaire analogue. Ces faits plaident en faveur de l’âge albien des calcaires. A. Institutul Geologic al României vJGR/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 551 On a trouve dans les depots de l’horizon greseux, entre le Teleajen et la Doftana, des restes organiques representes par: une Ammonite cueillie par M. Mrazec, que M. Murgeanu a determinee comine etant une Puzossia mayoriana d’ORB., un exemplaire de Neohibolites minimus Lister, trouve â Vârful Măciucul Berții (pl. I, fig. 1), et quelques exemplaires d’Orbito- lina sp. trouves dans la vallee du Vărbilău. Outre ces restes, nous avons encore rencontre des fragments indeterminables d’Echinodermes, d’Ostreides et de Bdlemnites. * * * Les depots albiens sont repandus dans la zone d’ecailles, surtout dans la Zone interne du Flysch. On rencontre l’horizon marno-greseux dans la 1 — 2, horizon gr<$seux-conglomdratique; | 3, calcaire â Foraminiferes et Ra- | Albien de la Nappe interne diolaires; | 4, horizon marno-gnîscux; 5, Senonien: marnes rouges et noires â Rosalines (autochtone). Zone interne et dans la zone d’ecailles, et l’horizon greseux-conglomeratique seulement dans la Zone interne. Les depots albiens marno-greseux affleurent principalement dans les vallees orientees NW — SE, lesquelles se sont frayees leur lit dans les anticlinaux de ces depots. La vallee du Teleajen, entre la Valea Largă et Mănăstirea Suzana, entrecoupe les plis extremement compliques de cet horizon. Ce n’est qu’en deux endroits que les depots de l’horizon greseux- conglomeratique atteignent le talweg de cette riviere. Dans la zone d’ecailles, l’Albien marno-greseux, par ses nombreux affleure- ments, entre aussi dans la formation de cette structure. Tres frequemment, les depots de cette zone sont puissamment mylonitises. Les depots du second horizon sont disposes sur les cretes arrondies des montagnes, dans de larges synclinaux. Dans la region situee entre la vallee de la Crasna et la vallee du Teleajen, de Măgura Nebunului (1492) â Mănăstirea Suzana, l’Albien repose țectoni- quement sur le Senonien (fig. 1). Institutul Geological României 552 M. G. EILIPESCU Les depots cretaces appartenant aux deux complexes que nous venons de decrire contiennent les memes restes organiques, dont certains, tels Neo- hibolites minimus et Puzossia May ariana, sont caracteristiques pour l’Albien. La presence dans ces depots, outre Puzossia et Neohibolites, de quelques especes de petits Inoc6ram.es et de quelques formes d’Orbitolines, semble constituer un -caractere faunique des depots de passage au Cenomanien et represente le Vraconnien. SfiNONIEN Nous avons attribue au Senonien un complexe de depots qui s’appuient normalement sur l’Albien et supportent les depots de l’fîocâne, generalement de facies interne : l’Eocene de Șotrile. Le Senonien est constitue par des marnes rouge-cerise micacees, qui impriment, ă la formation, son caractere et par des marnes gris-blanc qui contiennent parfois des nids de marnes rouges et des nodules de pyrite ou chalcopyrite. Entre ces depots s’intercalent parfois des marnes sableuses, micacees, schisteuses, noir ou gris fonce. Beaucoup de varietes deces marnes sont presque entierement formees de Foraminiferes. De pareilles intercala- tions se trouvent surtout dans la bande de depots senoniens qui apparaissent au-dessous de l’Albien, entre la Valea Crasna et Mănăstirea Suzana. Comme elles affleurent parfois seules, sans marnes rouges ou violettes, on a pu les confondre avec des depots albiens. On rencontre encore des greș micaces de couleur gris-noir, tres riches en Foraminiferes, des greș grossiers feldspathi- ques et une breche formee de fragments anguleux de roches eruptives rouge sang, de calcaire marneux gris, de silex semblable au silex de la craie, de marnes silicifiees â diaclases remplies d’opale et de calcedoine. Beaucoup de ces elements sont recouverts d’une croute de malachite, et tres sou- vent les fragments de marnes presentent une croute noire d’oxyde de manganese. Les elements de cette breche sont cimentes par un ciment argileux-mar- neux d’un vert jaunâtre. Par suite du lessivage subi par le ciment, les ele- ments de la breche sont mis en liberte, donnant naissance ă une arene, ou domine le materiei eruptif â dimensions variables, qui peut atteindre les dimensions du sabie. Dans ce cas ils abondent en elements lourds. Ces depots â elements eruptifs sont caracteristiques surtout pour le Senonien de la zone d’ecailles. Ils atteignent leur maximum de developpement entre le Vărbilău et la Crasna. En fait de restes organiques, caracteristiques pour le Senonien, on rencontre presque dans țous les depots mentionnes : Rosalina Linnei d’ORB., Rosalina RECHERCHES GfiOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 553 Stuarti, Lapp. de J., de grands Inocerames, des Belemnites et des fragments A’Ostrea. Dans la region comprise entre le Teleajen et la Doftana, le Senonien est repandu en trois zones. La premiere de ces zones, situee au N, dans le Flysch interne, s’etend de la vallee de la Crasna, â l’W de Vârful Măgura Nebunului, ă la vallee du Te- leajen. Les depots de cette zone sont disposes en trois bandes paralleles, dont celle situee au N est continue et presente son maximum de developpement dans la vallee de la Crasna. Les deux autres bandes, situees au S, apparaissent retrecies ou interrompues sur les cretes et bien developpees dans les vallees. Cette zone de Senonien est recouverte par des depots albiens, fait aisement observable au-dessous de Vârful Măgura Nebunului (fig. i), dans la Valea Carpenului et dans la Valea Grohotișului — Valea Bobului. La seconde zone de depots senoniens est egalement comprise dans le Flysch interne, au S de la premiere zone. Elle est representee par le Senon en au N de Bertea, dispose soit en ecailles, soit en un large synclinal, et par les affleurements en ecailles de Vârful Crucișoara (827). La troisieme zone de depots senoniens se trouve â la bordure du Flysch interne oii, conjointement avec les depots albiens, eocenes et oligocenes, elle participe ă la structure imbriquee de la zone d’ecailles. Les ecailles de Senonien affectent la forme de bandes etroites, continues ou interrompues. En dehors de ces trois zones, on rencontre des depots senoniens dans l’Eperon de Homorâciu, sur le Teleajen, comme les etudes anterieures le mentionnent (Teisseyre, carte; Preda, 7), au-dessus du massif â sel de Slănic et entre la vallee du Vărbilău ct Vârful Măgura (660), sous forme d’ele- ments d’une breche tectonique. B) palBogEne Dans la region comprise entre le Teleajen et la Doftana, les depots paleo- genes se trouvent surtout dans la Zone marginale du Flysch. EOCENE Les depots eocenes de cette region appartiennent â l’Eocene moyen et â l’Eocene superieur (Auversien-Bartonien). II resulte des caracteres petro- graphiques et des caracteres fauniques, que ces depots se sont formes dans des conditions de sedimentation differentes (voir l’etude micrographique) et qu’ils apparaissent sous trois facies, â savoir : 1. Le facies interne, neritico-pelagique, tres riche en organismes. 2. Le facies median, neritique, pauvre en restes organiques. Institutul Geological României \ igr7 554 M. G. FILIPESCU 3. Le facies marginal, neritique, â materiei provenant de l’Avant-pays, tres pauvre en organismes. 1. Facies interne : Eocene de Șotrile. Comme selon MM. Mrazec et Po- pescu-Voitești ce facies est developpe dans les nappes internes du Flysch, il a ete denomme facies interne. Le facies est compose de marnes blanc-jaune formant parfois des couches de 8 â 10 m d’epaisseur qui contiennent de tres faibles intercalations de marnes rouges et de greș micaces â Fucdides et â Foraminiferes. Ces depots alternent avec des calcaires sableux gris, tres riches en organismes. Entre ces calcaires se trouvent des intercalations de minces couches de greș cal- caires organogenes. Les calcaires et les greș renferment souvent des nids de substance argileuse verte. Ce sont les calcaires sableux organogenes et les marnes blanchâtres qui impriment ce caractere â l’Eocene. Les restes organiques de ces depots sont ceux mentionnes dans les tra- vaux anterieurs (3, 7). L’Eocene de Șotrile affleure dans la Zone interne du Flysch et dans la seric d’ecailles de la bordure de cette zone. Dans la pemiere zone, ce facies de l’Eocene est tres bien represente au N du village de Bertea, â Vârful Crucișoara (827) et â l’E de la vallee du Teleajen au-dessus de la premiere zone de Senonien (P. Pridvarei). Dans la serie d’ecailles, on rencontre ledit facies â Valea Rea, au N de Bfebu, â Lunca-Mare, au S de Vârful Măciu- cul Berții (902), â Valea Jariștea, Cremenea et Măneci-Ungureni. Etant donne que, dans le synclinal situe au N de Bertea, l’Eocene de Șotrile n’est pas recouvert par d’autres depots et que dans les autres affleurements cet Eocene se trouve pince dans des ecailles generalement tres serrees, il est impossible d’etablir quels sont les depots immediatement superieurs. 2. Facies median : Eocene du type Fusaru-Tarcău. Nous avons considere comme « median » le facies des depots eocenes compris dans l’unite tectonique qui occupe une position moyenne entre les autres unites de notre region. Nous avons donne â cet Eocene le nom de Fusaru-Tarcău parce que les depots auxquels cette denomination a trăit ont ete designes, d’abord par Popescu-Voitești (29, page 332) et plus tard par le meme auteur et Mrazec (31), sous le terme de « Greș de Fusaru », et d’autre part parce que cet Eocene ressemble au greș de Tarcău, en Moldavie, aussi bien au point de vue petro- graphique que paleontologique. Si nous n’avons pas englobe dans l’Eocene de Fusaru-Tarcău les couches de Pucioasa, considerees par Popescu-Voitești (47, page 22) comme appar- tenant au complexe du greș de Fusatu, c’est parce que ces depots presentent des caracteres petrographiques et paleontologiques tres șemblableș 3 ceux de l’Oligocene typique. \ Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 555 Les depots de ce facies sont representes par des greș grossiers, gris â l’interieur et jaunes â la surface par alteration, et par des greș grossiers con- glomeratiques, qui produisent, par desagregation, un menu gravier tres arrondi. Parmi les elements de ces greș, on peut distinguer a l’oeil nu des fragments de roches eruptives melanocrates, de schistes cristallins, de calcaire et de quartz, qui domine. Nous n’avons par contre observe aucun fragment de schistes verts. On constate dans ces greș grossiers tres souvent la presence de concretions spheroîdales de dimensions variables. Ce sont des depots qui dominent et impriment â l’Eocene le caractere de ce facies. A la base de ces depots aussi bien qu’entre eux on rencontre des inter- calations tres reduites de greș violets, micaces, â hieroglyphes et grands Fucoides, dont la surface contient une matiere argileuse verte, ainsi que des greș micaces jaunes, â hieroglyphes et Palaeodictyon, et par-ci par-lâ de minces couches de marnes rouges. Par les depots dominants, ce facies de l’fîocene se distingue fondamentalement de l’Eocene de Șotrile. Dans les greș grossiers nous avons recolte des Nummulites, des Assilines, des Orthophragmines, des fragments de Cerithium, Turitella, Ostrea, Cardium, Pecten et des nodules de Lithothamnium. Les restes sont mal conserves ou bien difficile ă detacher. Le point le plus fossilifere se trouve au N de Văr- bilău, sur la rive gauche de la Valea Pietroasa. Outre ces restes organiques nous avons encore trouve dans les depots greseux, micaces, fins, plusieurs exemplaires de Palaeodictyon TeUini Sacc. et de Palaeodictyon regulare Sacc. Cette forme curieuse de reseau en saillie, ă mailles hexagonales tres regulieres, a ete mentionnee par Cappelini (18) qui s’en est meme servi comme crite- rium de classification. Les depots eocenes de facies median sont dissemines sur une zone com- prise entre la ligne de dislocation Petriceana—Măciucul Berții—Măneciul- Ungureni au N et la ligne de dislocation Brebu—Cosminele—Vârbilău—Drajna (Popești) au S. Bien qu’ils soient pour la plupart recouverts par les depots de la Cuvette de Slănic, ils n’en affleurent pas moins dans quelques points, oii ils sont des plus caracteristiques. II existe dans la zone d’ecailles quel- ques depots semblables au greș de Fusaru-Tarcău, entre autres dans la Valea Cremenea, au N de Slănic et â Măneciul-Ungureni, sur le Teleajen. C’est probablement ici qu’a lieu la jonction des deux facies de l’Eocene : le facies interne et le facies median. Au-dessous des depots miocenes de la Cuvette de Slănic affleurent des depots eocenes de ce facies au N de Piatra Verde—Slănic et â l’W du village d’Olteni. Sur la ligne de dislocation Brebu—Drajna (Popești) apparaissent des depots greseux, grossiers, broyes, â surfaces de friction et â concretions spheroîdales fossiliferes. Sur la ligne de dislocation Podul Ursului —Vărbilău — confluent de la valea Drajna, situee au S de la precedente, existent des depots Institutul Geologic al României N IGRZ 556 M. G. FILIPESCU de la meme nature entre la vallee du Vărbilău et Culmea Găvana, tres bien representes sur la rive gauche de la Valea Pietroasa. Les depots situes le long de cette ligne s’appuient sur l’Eocene marginal, et le complexe entier repose anormalement sur les depots marneux â gypse et â sei de l’Aqui- tanien (fig. 2). Dans l’Eperon de Prăjani, entre le fond de la Valea Cosinina et la vallee du Vărbilău, on rencontre une bande de depots eocenes du facies Fusaru- Tarcău, qui forme l’axe d’un anticlinal penchant vers le S, dont les flancs sont composes de depots allant de l’Eocene â l’Aquitanien. Bien representes Fig. 2. — Coupe entre le Vârful Gâlma et Ie Vărbilău. 1, Helvetien; 2, Burdigalicn; 3, Oligocfenc superieur: Aquitanien (autochtone); 4, Eocene marginal (Nappe marginale); 5, Eocene: facies median Fusaru-Tarcău (lambeau de rccouvrcment appartcnant â la Nappe mediane). sur le flanc N, ces etages sont moins facile â suivre sur le flanc S, en raison des rapports tectoniques (fig. 3). 3. Facies marginal: complexe eocene ă hieroglyphes. Cette denomination a trăit aux depots eocenes compris dans l’Eperon de Văleni. Selon la concep- tion tectonique de Mrazec et de Popescu-Voitești , cet -peron represente la Nappe marginale. Selon notre propre interpretation tectonique de la region, ces depots appartiennent â 1'unite tectonique se trouvant ă l’exterieur de la Zone marginale du Flysch. Les depots eocenes de facies marginal sont representes par des greș fins de couleur gris-noir, micaces, ă diaclases de calcite. Ces greș ont une cassure courbicorticale et leur surface contient des formes bizarres d'hieroglyphes et de Fucoîdes. On rencontre entre ces depots, mais dans des proportions bien moindres, des intercalations de greș micaces jaunes â hieroglyphes et â Fu- coîdes, des marnes d’une teinte gris-noir des marnes calcaires grisâtres renforcees, des marnes calcaires vertes ou d’un vert teinte de rouge et des marnes rouge cerise compactes. En dehors de Fucoîdes et d’un exemplaire de Nummulites rencontre dans un greș micace jaune â Podul Ursului, nous n’avons point trouve d’autres restes organiques dans ces depots. RECHERCHES GfiOLOCIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 557 L’Eocene marginal affleure dans la region de Cosminele—Podul Ur- sului—Livadea, qui presente une elevation axiale puissante. Les depots de cette region sont fortement mylonitises. Ils reposent sur un puissant massif â sel et ă gypses inferieurs. Au S de Plaiul Rotund, entre Buștenari et la Valea Cosmina, l’Eocene marginal, que Teisseyre a confondu avec l’Helvetien, apparaît au-dessous de l’Oligocene typique. Entre la vallee du Vărbilău et Vârful Măgura (660), sous le synclinal de depots mio-pliocenes, affleurent Fig. 3. — Coupe entre le Plaiul Mare et Podul Ursului. 1. Helv^tien-Burdigalien; 2, Oligocene superieur: Aquitanien; 3, Oligocene moyen-supcrieur (dysodiles); 4, FocSne-Oligocfcne inferieur (couches de Pucioasa); 5, fiocdne facies median: grfes de Fusaru-Tarcău; 6, fiocdne facies marginal: complexe â hidroglyphes, mylonitisâ; Formation â sel: Aquitanien (autochtone de la Nappe marginale). Ies depots de ce facies eocene, fortement mylonitises. Au N d’une ligne qui unirait Vălenii de Munte au village de Vărbilău, les depots de l’Eocene mar- ginal apparaissent bien stratifies, tandis qu’ils sont fortement broyes sur la ligne Bughile de Sus—Vărbilău. EOCENE SUP15RIEUR — OLIGOCENE INFERIEUR Nous avons adopte cette division dans la classification des depots paleo- genes entre le Teleajen et la Doftana, pour une serie de depots qui presentent des affinites petrographiques et avec l’Eocene et avec l’Oligocene et qui,au point de vue stratigraphique, s’appuient sur l’Eocene et supportent des depots oligocenes typiques. Quoique appartenant ă differentes unites structurales de cette region, les depots de cette division ne s’en ressemblent pas moins petrographiquement. Dans la litterature geologique traitant de cette region, ils figurent sous les de- nominations suivantes : «couches de Homorâciu» (Teisseyre), pour les depots situes entre Slănic et la vallee du Teleajen ; « couches de Pucioasa » (Mrazec), pour les depots situes dans le prolongement de l’Eperon de Ho- morâciu vers l’W (l’Eperon de Prăjani) et «couches de Podul Morii » (Teis- seyre) pour les depots de l’Eperon de Văleni. L’une de ces designations est tombee en desudtude (couches de Homorâciu) et les autres s’emploient de moins en moins. Institutul Geological României 558 M. G. F1LIPESCU Cette serie est representee par des marnes sableuses et des schistes mar- neux noirs ou noir cendre, des roches siliceuses organogenes â Diatomees, â Radiolaires et â spicules de Spongiaires intercales entre des marnes et des schistes marneux gris (couches de Podul Morii), des schistes siliceux avec des Poissons, blancs â la surface, des marnes calcaires grisâtres â l’interieur et jaunes â la surface par alteration, des marnes jaunes, ocreuses, surtout sous forme de concretions spheroîdales, des greș gris micaces faiblement cimentes, â cassure courbicorticale, des greș micaces jaunes contenant des restes de plantes, des bancs de marnes ou des concretions marneuses spheroîdales silicifiees (couches de Pucioasa). Les depots compris dans cette division du Paleogene, entre le Teleajen et la Doftana, sont dissemines principalement dans l’Lperon de Homorâciu, dans l’Lperon de Prăjani et dans l’Dperon de Văleni. Dans l’Lperon de Homorâciu, entre la vallee du Teleajen et la vallee du Slănic, affleurent des depots marneux, des greș semblables au greș de Fusaru et des schistes d sodiliques identiques â ceux de l’Oligocene typique. Dans la region de Slănic tous ces depots reposent sur des depots mylonitises, cretace- paleogenes. Dans l’Lperon de Prăjani, les couches de Pucioasa affleurent dans un anticlinal incline vers le S. Dans iTperon de Văleni, les couches de Podul Morii affleurent dans l’axe des anticlinaux d’Oligoc^ne typique. Dans la Valea Bughea, au N de Vârful Gorganul, les couches de Podul Morii forment un anticlinal dont l’axe contient un Locâne de type marginal mylonitise (fig. 4). Entre la Valea Bughea et la vallee du Teleajen, mais surtout dans celle-ci, on distingue trois anticlinaux dans lesquels les couches de Podul Morii affleurent au-dessous des dysodiles et du greș de Kliwa. A l’W de la Valea Bughea, ces anticlinaux disparaissent partiellement sur la ligne de dislocation Gura Vitioarei—Podul Ursului, etant recouverts par des depots miocenes. OLIGOCfcNE MOYEN— SUPfiRIEUR Tandis que les depots de l’Locene et de l’Oligocene inferieur se distinguent par une variation considerable des facies, les depots de l’Oligocene moyen- superieur presentent une constance caracteristique tout le long des Carpates orientales, de la Galicie â la vallee de la Prahova, et meme si ă l’extremite S de cette chaîne il se manifeste certaines variations de facies, celles-ci sont insignifiantes. Les depots de l’Oligocene moyen-superieur sont representes par des dysodiles, des menilites et du greș de Kliwa. Schistes dysodiliques. Ce sont des depots argileux, bitumi- neux, feuilletes. Leur surface est recouverte d’une poudre de sulfate de fer jaune-rouge et de nombreuses rosettes de gypse. Ces schistes ne forment pas RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 559 un horizon, mais se presentent sous forme d’intercalations dans le complexe des schistes menilitiques. Ils rec^lent de nombreux restes de Poissons, entre autres des ecailles et des squelettes de Clupeides. Schistes menilitiques. Nous entendons sous cette denomina- tion un complexe de depots represente par des roches pelitiques brunes ou d’une teinte jaune tirant sur le blanc, qu’on peut confondre â premiere vue avec des marnes. Ces depots se presentent tantot en couches minces, â cas- sures concoîdales et ă efflorescences de sulfate de fer, tantot en masses volu- mineuses, oii la stratification n’est pas discernable, et contenant des inter- calations de dysodiles ou de greș de Kliwa. On distingue tres frequemment dans la masse de ces roches des portions intensement silicifiees, brunes, cor- nees, ă cassure conchoîdale, identiques aux menilites de Moldavie. Greș de Kliwa. Entre le Teleajen et la Doftana, le greș de Kliwa n'occupe pas un horizon bien determine comme dans d’autres regions des Carpates orientales. On y rencontre cette roche sous forme d’intercalations entre les dysodiles et les menilites. Elle presente un aspect fort varie. La region contient des sables blancs, siliceux, tres fins, et aussi des sables plus grossiers Fig. 4. — Coupe par l’fiperon de Văleni entre le Plaiul Curmătura et le Vârful Gorganul. 1, Oligocdne moyen-sup6rieur (roches siliceuses organiques et greș de Kliwa); 2, Oligo- cănc inferieur-fîocdne (couches de Podul Morii); 3, fîocdne facies marginal, mylonitis6; 4, Pliocene rencontre par forage; 5, terrasse inferieure. cimentes par un ciment calcaire et presentant de nombreuses bandes de pre- cipitations concentriques de couleur rouge tirant sur le brun. On trouve tres souvent un greș silicifie, transforme en un veritable quartzite blanc-jaune ou verdâtre. On constate egalement la presence de nombreux bancs de greș blanc siliceux, riche en fragments de schistes verts. Les granules coinposant ce gr^s sont generalement uniformes, ce qui a determine quelques auteurs (24, 26, 41) â les considerer comme une formation de dunes ou de barres littorales. En fait de restes organiques, les depots de l’Oligocene moyen-superieur recclent des debris de Poissons representes par des ecailles et des fragments de squelettes de Clupeides, principalement dans les schistes dysodiliques. Outre ces restes de Poissons, nous avons decouvert dans le complexe des schistes menilitiques une flore abondante de Diatomees, repr^sentee par Actinocyclus sp., Coscinodiscus sp., Triceratium sp., Cyclotella sp., Melosira sp., Institutul Geological României M. G. FILIPESCU 560 Eunotia sp., Nietzschea sp., Synedra sp., Cymbella sp., Navicula sp., Pinnu- laria sp., etc. Les depots de l’Oligocene moyen-superieur sont dissemines dans la Zone interne et dans la Zone marginale du Flysch. Dans la Zone interne, ces depots se trouvent dans les ecailles de Vârful Crucișoara et entre la Valea Bertei et la vallee du Vărbilău, au S de Păltinet. Les affleurements d’Oligocene sont tres nombreux dans la zone d’ecailles de la bordure du Flysch interne. M. Preda (9, page 156) mentionne dans cette zone, â Măneciul-Ungureni, la presence du greș de Kliwa dans la rive droite de la vallee du Teleajen, au N de l’usine appartenant â la societe « Drajna ». Examines â l’oeil nu, les depots ressemblent au greș de Kliwa, mais au microscope on decele que la roche est un tuf volcanique. Nous avons trouve dans cette roche un exem- plaire de Lamellibranche indeterminable. Dans la pârtie W de la meme zone, â Măciucul-Berții, on rencontre egalement des affleurements de tuf volcanique entre des schistes dysodiliques oligocenes. Dans l’Fperon de Homorâciu et l’fîperon de Prăjani, l’Oligocene moyen- superieur est represente par des dysodiles qu’on trouve â Homorâciu, dans la vallee du Teleajen, et sur les flancs de cet fîperon, ou affleurent tout au plus des restes provenant de phenomenes de laminage. Dans l’Fperon de Prăjani, de la Valea Bughea â Brebu, apparaissent au-dessus des couches de Pucioasa des schistes dysodiliques typiques. A Popești, dans la rive droite de la Drajna, affleurent des schistes dysodiliques au-dessus du Paleogene plus ancien, le tout s’appuyant sur des gypses aquitaniens et sur le massif de sel de ce point. On rencontre des affleurements similaires sur la ligne de dislocation Brebu— Melicești et Cosminele—Livadea. Dans l’Fperon de Văleni, l’Oligocene moyen-superieur est represente par des dysodiles, des menilites et du gr^s de Kliwa. Dans la vallee du Teleajen on distingue plusieurs synclinaux d’Oligocene moyen-superieur qui, â l’W de Teleajen, disparaissent sous les depots neogenes et ne reapparaissent qu’â l’W de la Valea Cosmina, â Vârful Rotundu (577), Buștenari et Telega. Dans la Valea Sării, entre Vâlcănești et Trestioara, on observe, tant sur les flancs du massif de sel de cette vallee que sur son dos, la presence de plusieurs klippes de schistes dysodiliques silicifies. A Bărăcești, sur Ie bord de la route reliant Cosmina â Trestioara, les depots oligocenes affleurent au-dessus de l’Bocene marginal mylonitise, et toutes ces depots reposent sur un massif de sel rencontre au cours de sondages effectues dans la contree. Dans la zone d’Focene marginal mylonitise de Cosminele et Podul Ursului, et dans celle comprise entre Vârful Măgura et Vărbilău, apparaissent de nom- breux fragments de schistes dysodiliques â Poissons. A Scăioși, sur la ligne de dislocation Vâlcănești—Cotofenesti—Scăiosi, affleure, sur le flanc N du massif de sel, une klippe de schistes dysodiliques (7, 36). Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 561 De ce que nous venons de dire au sujet de la dispersion des depots de l’Oligocene moyen-superieur dans la region situee entre le Teleajen et la Doftana, il resulte qu’on ne rencontre le greș de Kliwa que dans l’Eperon de Văleni, lequel correspond â la Nappe marginale. D’apres les restes organiques et le facies petrographique, les depots de cette serie peuvent etre parallelises aux couches d’Ileanda-Mare et au greș de Kliwa en Galicie, attribues ă l’Oligocene. Les geologues polonais (49, 60) qui ont range les schistes menilitiques dans l’fiocene-Oligocene moyen ont peut-etre raison en ce qui concerne la pârtie N des Carpates orientales, ou l’on constate des accidents siliceux semblables aux menilites dans tout le Paleogene, depuis le Senonien, mais il n’en est pas de meme dans la region situee entre le Teleajen et la Doftana, car ici les depots oligocenes reposent sur iTocene typique et supportent en concordance des depots aquitaniens â Lepidocyclines. Les determinations des poissons des schistes dysodiliques de Suslănești et d’autres parties des Car- pates effectuees par M. Paucă (53, 57, 66) ont prouve que les especes ren- contrees dans ces roches etaient caracteristiques pour l’Oligocene. OLIGOCENE SUPERIEUR — AQUITANIEN Sur la base de plusieurs arguments d’ordre petrographique, paleontologique et stratigraphique que nous exposerons plus loin, nous avons attribue l’Aqui- tanien â l’Oligocene, par consequent au Flysch. Les depots appartenant â cette serie sont representes par : des schistes argilo-sableux contenant de nombreux debris de Poissons (Clupeides) et de Plantes ; des schistes argileux, feuilletes, noirs, bitumineux ; des marnes blanchâtres ă Globigerines, des sables et des arenes glauconieuses ; des greș glauconieux tr6s riches en debris organiques ; des greș jaunâtres sans glau- conie, organogenes, â Operculina complanata Defr. ( pl. I fig. 2); de menus conglomerats glauconieux constitues principalement par des fragments de schistes cristallins, de grands conglomerats polygenes, des marnes et des greș gypseux, des calcaires bitumineux impregnes de soufre et de nombreuses apparitions de nature saline : efflorescences, sources et meme massifs de sel. Nous avons recolte dans ces depots de nombreux debris organiques, plantes et animaux, â savoir : Flore. Nodules de Lithothamnium et des plantes superieures appar- tenant aux genres Phoenicites sp., Cinamomum sp., Pisonia sp., Betula sp., Carpinus sp., Alnus sp., Populus sp. et Salix sp. Faune. Foraminiferes: Dentalina sp., Quinqueloculina sp., Globigerina sp., Amphisteginas\>.,Lepidocyclina (Nefrolepidina) sp., Operculina complanata Defr., Nummulites incrassatus de la Harpe. Bryozoaires : Salicornaria rhom- 36 < ,'A Institutul Geologic al României NIGR/ M. G. FILIPESCU 562 bifera Goldf. Vermidiens : des tubes de Serpules. Echinodermes: des pla- ques de Cidarides. Lamellibranches : Pecten Hornensis Dep. et Rom. ; Pec- ten Beudanti. Bast. ; Pecten. Pseudo-Beudanti Dep. et Rom. Ces especes ont ete determinees par les auteurs qui nous ont precede (7, 38). Nous-meme avons determini : Pecten convexior Almera et Bofill, Lucina sp. Gastero- podes : des formes indeterminables. Poissons : des ecailles et des debris de Clupeides et des dents de Notidanus. Partout oii ils affleurent normalement, ces depots se trouvent disposes en parfaite concordance au-dessus des depots oligocenes typiques, representes principalement par des schistes dysodiliques sans greș de Kliwa et recouverts en discordance par des depots miocânes, qui le plus souvent commencent par des conglomerats rouges ou gris. Cette discordance devient d’autant plus evidente que la region oii elle se produit a ete moins affectee par les mouve- ments tectoniques qui ont provoque parfois le renversement des depots mi- oc^nes. Dans la region comprise entre le Teleajen et la Doftana, les depots de cette division peuvent etre groupes en deux categories, selon les rapports tectoniques qui existent entre lesdits depots et les depots paleogenes plus anciens, â savoir : 1. Les depots situes normalement au-dessus du Paleogene plus ancien. 2. Les depots qui se trouvent au-dessous de ce Paleogene et constituent l’autochtone des nappes de charriage, et plus particulierement de la Nappe marginale (Mrazec et Popescu-Voitești). 1. Depots situes normalement au-dessus du Paleogene plus ancien. Ces depots sont fort bien representes sur les flancs des eperons de Homorâciu et de Prăjani comme dans la zone d’ecailles, au contact avec la Cuvette de Slănic. Une coupe encore plus typique et plus concluante, lorsqu’il s’agit d’etablir la position stratigraphique de cette formation, est celle passant par l’Iiperon de Prăjani, entre Cosmina et Alunișul, dans laquelle l’Aquitanien, represente par tous les depots mentionnes plus haut, s’appuie en concordance sur les dysodiles oligocenes et supporte en discordance les depots mioc^nes de la Cuvette de Slănic (fig. 5). On peut suivre ces rapports stratigraphiques sur le flanc N de iTiperon de Prăjani, sur toute l’etendue entre la vallee du Vărbilău et la vallee de la Doftana. Sur le flanc S, ces depots n’affleurent que par endroits, au N de Me- licești, dans la Valea Cosmina et entre la vallee du Vărbilău et la vallee du Slănic, etant generalement lamines sur la ligne de dislocation Brebu—Cos- minele—Livadea. Sur les deux flancs de l’Iiperon de Homorâciu affleurent egalement, sporadiquement, des depots appartenant â cette division paleogene. Ces de- pots se developpent bien â l’E de Teleajen. II sied de mentionner une appari- Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 563 tion insignifiante de depots dans la vallee du Teleajen, ă Cernești, sur le flanc S de cet eperon, composee d’une marne compacte presque entiere- ment formee de Foraminiferes, parmi lesquels on trouve une association de Nummulites incrassatus de la Harpe et de Nefrolepidina sp. Cette asso- ciation est identique â celle citee par Daguin (44, page 280) dans les calcai- res chattien-aquitaniens du Prerif du Maroc occidental. Dans la zone d’ecailles de la bordure du Flysch interne, les depots de cette serie sont bien developpes au contact avec la Cuvette de Slănic, â Măne- ciul-Ungureni sur le Teleajen, ă Schiulești sur la Crasna, entre la vallee de Fig. 5. — Coupe par l’£peron de Prăjani entre la Valea Alunișu et la Valea Cosmina. 1, tfocfene-Oligocfcne inferieur (couches de Pucioasa); 2, Oligocfcne moyen-sup V Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 591 ges â Foraminiferes ; c) des marnes rouges â Radiolaires et Foraminiferes. a) Le premier type semble â premiere vue depourvu d’organismes, mais si on l’etudie au microscope ă l’aide d’un puissant objectif, on constate que la masse du ciment est formee d’un melange d’argile et de Coccolithophori- dees. Selon Cayeux, ces organismes, qui atteignent maximum 0,05 mm en dia- metre, representeraient des algues calcaires (34, page 330). Ils appartiennent aux genres Coccolithes et Rhabdolithes. Les Coccolithes se presentent sous l’aspect d’anneau, de bouton ou de Fjg. 11. — Coccolithophoridees dans les marnes rouges et blanches, sdnoniennes. 1—4, formes bacillaires indeterminables; 5, Rhabdolithes-, 6— 12, formes annu- laires simples ou avec des omementations diverses; 13, Neococcolithes lososnensis SUJK.; 14, Asterolithes sexradiatus SUJK.; 15, Asterolithes simplex SUJK.; 16, SUJK.; Asterolithes Cayeuxi SUJK. formes radiaires (fig. ii). Elles correspondent aux especes suivantes decrites par Sujkowski (67, page 507) dans son etude sur la Craie de Pologne: Neococcolithes Lososnensis, SujK., Asterolithes Cayeuxi, Sujk., Asterolithes simplex, Sujk., Asterolithes sexradiatus, Sujk. Les Rhabdolithes, moins frequentes que les Coccolithes, sont represent6es par des formes ayant l’aspect de bâtons. b) Les marnes rouges â Foraminiferes sont caracterisees par Rosalina Linnei d’ORB., Rosalina Stuarti J.deLapp,,Globigerina, Rotalia, Textulariaet Lagena. Ces organismes au test calcaire, hyalin, prismatique ou lamellaire, sont des formes perforees, fines, representant le caractere typique des formes pela- giques. On peut ranger dans ce type, entre autres restes organiques, aussi les grains de phosphate de chaux, dont la plupart sont pourvus d’une structure osseuse. Ces depots sont cimentes par un melange de matiere argileuse et de car- bonate de chaux, represente par le test d’innombrables Coccolithopho- ridees. c) Le troisieme type contient en fait de restes organiques principalement des Radiolaires appartenant aux groupes Nassellaria et Spumellaria. On dis- tingue les genres Coenosphaera, Monostylus, Dichtyomitra, Stichomitra, Litho- Institutul Geological României 592 M. G. FILIPESCU campe, etc. Ces organismes sont completement calcifies. Outre les Radiola- ires, on rencontre encore des Foraminiferes appartenant aux mâmes genres que dans le type precedent. D’apres la frequence des organismes dans ce type de marnes rouges, on peut les considerer comme des d e p 61 s â Radiolaires. Le ciment est constitue par le meme melange de matieres argileuses et de Coccolithophoridees. Ces trois types de roches sont pigmentes par des oxydes de fer : limonite et hematite, dispersees sous forme de globules et parfois de lamelles hexa- gonales dans toute la masse de la roche. Ces depots abondent aussi en oxyde de manganese, qui affleure parfois â la surface des roches sous forme de croutes noirâtres, lorsqu’il ne forme pas des concretions dans leur masse. Si l’on tient compte des dimensions du materiei detritique, de l’absence du sulfure de fer, de la teneur constante et caracteristique en oxyde de manganese, ainsi que de la presence des organismes dans ces depots, on peut admettre que les marnes rouges senoniennes representent des sedi- ments pelagiques correspondant parfois meme â des depots â Radiolaires. On peut deduire de la presence de grands organismes tels qu'Inocerames, Ostreides et Belemnites que ces depots pelagiques se sont formes â de fai- bles profondeurs mais loin du rivage. MM. Mrazec et Popescu-Voitești (31, page 541) considerent ces depots comme des sediments de mer profonde, alors que selon M. Preda (7, page 13) ils rcpresenteraient des depots neritiques littoraux. Haug (45, page 1317) compare les marnes rouges senoniennes des Alpes ă la boue ă Globigerines, les consideram comme des sediments de mer pro- fonde. Andrussow et Koutek (42) ont demontre que les marnes rouges senoniennes des Alpes etaient identiques aux marnes rouges de la zone des klippes internes des Carpates occidentales et du Flysch des Carpates roumaines. MARNES GRISES Ă GLOBIGERINES (PI. II, fig. 6) Ces depots sont composes des memes elements detritiques que les marnes rouges. En fait de restes organiques, on rencontre Rosalina Linnei d’ORB., Rosalina Stuarti J. de Lapp., Globigerina bziloides, Textularia, Rotalia, Lagena, Fissurina, des plaques d’Echinodermes et des prismes d’Inocdrames. Le ciment est compose de Coccolithophoridees et d’argile. II existe donc une forte ressemblance entre ces deux genres de depots, les differences concernant uniquement la couleur et la teneur en pyrite. Au microscope et sur le terrain on constate que, tandis que les marnes Nigr Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 593 rouges manquent de pyrite, les marnes grises en contiennent en abondance, au point de former parfois des concretions assez developpees. On observe sur le terrain egalement des relations etroites entre les deux especes de depots, les uns etant contenus par les autres ou passant graduelle- ment des uns aux autres en ce qui concerne la couleur et la teneur en sulfure de fer. Ce fait semble devoir demontrer une etroite liaison genetique entre ces deux depots, les uns provenant de la transformation des autres. La couleur rouge semble etre en rapport avec un phenomăne d’oxydation du sulfure de fer, tellement repandu dans les marnes grises. Les marnes grises representent un depât (pelagique) â Foraminiferes, parmi lesquels dominent les Globigerines, cimente par un melange d’argile et de Coccolithophoridees. A en juger d’apres ces caracteres, ces marnes peuvent etre considerees comme provenant de la cimentation d’une boue â Globigerines. Elles ressemblent beaucoup aux marnes rouges et n’en diffe- rent que par la couleur et la teneur en pyrite. La question touchant la cou- leur de ces depots semble etre partiellement liee â la presence de ce mineral. MARNES NOIRES Â FORAMINIFERES Des le commencement on peut separer dans ces depots deux types dis- tincts : a) marnes noires â caractere pelagique et b) marnes noires â ca- ractere terrigene. a) Marnes noires ă caractere pelagique (pl. II, fig. 3 et 4). Le mate - riel detritique, en faible proportion, est represente par : des grains de quartz anguleux, principalement sous forme d’esquilles ; des grains de feldspath non alter^ ; des lamelles de mica blanc et de chlorite ; des frag- ments de schistes cristallins et de quartzite. En fait de mineraux autig^nes nous mentionnerons la presence de fortes quantites de pyrite, sous forme de globules ou d’agglomerations glo- bulaires de formes differentes. Le plus frequent mode de dispersion de la pyrite dans la masse rocheuse est en liaison avec l’epigenie du test des orga- nismes calcaires ou siliceux calcifies. La glauconie fait totalement defaut dans ce type de roche. Les restes organiques sont ă ce point nombreux que les de- pots en semblent presque entierement formes. On y trouve des Foraminiferes appartenant aux genres Rosalina, Globigerina, Rotalia, Textularia et Lagena. Ces Foraminiferes sont generalement representes par des formes perfo- rees. Les formes ă test granuleux (Textularia) sont rares, la plupart pre- sentant un test hyalin prismatique. Le test de ces organismes est conserve 38 M Institutul Geological României 16 R/ 594 M. G. FILIPESCU dans la calcite qui remplit aussi leurs loges. Fort souvent ce mineral est par- tiellement ou totalement remplace par la pyrite. Les Radiolaires appartenant au groupe Spzimellaria, quoique moins fre- quents que les Foraminiferes, sont pourtant encore assez nombreux. On y distingue les genres Porodiscida, Cenosphaera, Heliosphaera, etc. Le sque- lette de ces organismes est compose de silice cristallisee, de calcite et de py- rite. Ces trois mineraux se presentent soit isolement, soit ensemble, et mani- festent des etapes differentes dans le phenomene d’epigenie du squelette des Radiolaires. On rencontre encore en fait de restes organiques moins frequents : des Ostracodes, des prismes d'Inocerames, isoles dans des sections longitudinales ou transversales, et assez souvent des grains de phosphate de chaux de na- ture osseuse. Les plaques d’fîchinodermes sont extremement rares. Ces elements constituants sont cimentes par un melange de matiere argi- leuse avec des Coccolithes et des Rhabdolithes. Le ciment est pigmente par une matiere brune d’origine organique. On trouve ces depots aussi bien dans la zone d’ecailles que dans la fenetre de Senonien situee entre la Valea Crasna et la vallee du Teleajen. A l’W de Măgura Nebunului, entre des marnes rouges senoniennes puissamment malaxees, se trouvent des intercalations de marnes noires entierement for- mees d'organismes. Si l’on tient compte de la constitution de ces depots presque entierement composes d’organismes, de l’abasence totale de glauconie et de la teneur elevee en pyrite, on peut admettre qu’ils se sont formes loin du rivage et represen- tent des depots pelagiques formes dans une mer peu profonde. b) Marnes noires â caractere terrigene. Ces depots se distinguent du type precedent par le fait que le materiei terrigene predomine les restes orga- niques. Le materiei detritique, en proportion de 70% de la masse rocheuse, est represente par des grains de quartz, des grains de feldspath non altere, de tres nombreuses lamelles de mica blanc et noir, de la chlorite et par une infinite de globules, fragments de cristaux entiers, simples ou ma- cles, de rutile, zircon et apatite. Le diametre maximum du materiei detritique est de 0,2 mm. En fait de mineraux autigenes on trouve de la pyrite, de la magnetite et de l’hematite. Ces mineraux se presentent sous forme de glo- bules, d’agglomerations de globules aux formes differentes et parfois en petits cristaux, parfaitement formes. Ils sont repandus dans la masse du ci- ment ou bien en liaison avec des phenomenes de remplacement du squelette des organismes calcaires ou silicieux calcifies. On constate des passages fre- quents de la pyrite â l’hematite. La glauconie typique fait defaut, mais on <. ' Institutul Geologic al României \ 16 R RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 595 rencontre en echange un mineral vert en globules, ou bien des phyllades re- presentant une variete intermediaire entre la chlorite et la glauconie. Les organismes sont assez frequents. On rencontre des Forami- niferes appartenant aux genres Rotalia, Textularia, Globigerina et Lagena, ainsi que quelques sections equatoriales du genre Rosalina. La plupart de ces organismes se presentent sous des formes delicates, â test mince, hyalin et lamellaire, plus rarement prismatique. Ce sont des formes pelagiques typiques. Le test est compose de calcite qui remplit aussi les loges II arrive pourtant tres frequeminent que la pyrite remplace la calcite â l’interieur des loges. Ce phenomene peut aussi se produire chez le test, mais beaucoup plus rarement. Les Radiolaires des groupes Spumellaria et Nassellaria sont rarement conserves dans l’opale. Ils sont souvent completement calcifids, et leurs formes calcifiees se transforment par voie d’epigenie en pyrite ou hematite. Les Radiolaires se conservent aussi dans la matiere siliceuse verte, crypto- cristalline, intermediaire entre la chlorite et la glauconie, dont il a ete question plus haut. Ce genre de conservation correspond â celui decrit par Jacques de Lapparent (40, page 259) comme etant le mode de transformation le plus commun chez les Radiolaires. Les prismes d’Inoceraines et les plaques d’Echinodermes sont conserves dans la calcite. Les grains de phosphate de chaux â structure osseuse re- presentent des fragments d’os ou de dents. Le ciment de ce type de roche est represente par le meme melange que dans les autres depots senoniens decrits jusqu’â present. Dans le cas des roches â Radiolaires conservees par le silicate vert, le ciment est exclusive- ment forme de matiere argileuse. Une matiâre brune â reflexe mat, de na- ture sapropelienne, est repandue dans toute la masse de la roche qu’elle pigmente. Ce sont ce pigment et les mineraux autigenes qui produisent la te- inte noire. A en juger d’apres la teneur en materiei detritique et les dimensions de ce materiei, ce depot a du se former loin du rivage. La teneur abondante en pyrite et l’absence de la glauconie demontrent que cette roche provient de la consolidation d’un depot vaseux du type des boues noires. C’est donc un depot terrigene profond. GRfiS feldspathiques â ciment calcaire (PI. n, fig. 5) Ce groupe de roches senoniennes provient de la consolidation d’une arene, eruptive qu’on rencontre tres frequeinment intercalee entre les marnes rou- ges, surtout dans la zone d’ecailles. Les dimensions du materiei mobile va- rient entre celles des sables et celles des blocs moyens, de sorte que par ci- 38* Institutul Geological României 596 M. G. FILIPESCU___________________________ mentation il engendre des greș et surtout des breches, puisque les elements sont anguleux. Les greș contiennent des grains de quartz tres riches en inclusions et â extinctions roulantes, des grains de feldspath potassique et calcosodique. L’orthose et le microcline se presentent generalement non alteres, alors que les feldspaths plagioclases, fortement alteres, sont transformes en sericite. On trouve encore des fragments de calcaire mic roganulaire, dans lesquels on distingue parfois Calpionella alpina, des fragments de quartzite et des frag- ments de roches siliceuses chimiques. On observe egalement de nombreuses lamelles de chlorite, biotite et muscovite, et tres rarement des fragments de schistes cristallins. En fait de mineraux au t i g n e s on remarque la presence de la pyrite et de la glauconie. La pyrite se presente sous divers aspects. Elle ne remplace que rarement le test des Foraminiferes ou la calcite qui remplit les loges de ces organismes. Frequente, sous forme d'inclusions, dans les grains de glauconie et parmi les lamelles de chlorite, elle occupe tres souvent des plages entieres de la masse rocheuse, remplațant le ciment calcaire dont il reste encore des debris. La glauconie se trouve sous forme de pigments ou en granules â structure globulaire, completement ou incompletement formes. En fait de restes organiques on rencontre des Foraminiferes, Rosalina Linnei d’ORB., Rosalina Stuarti^.D^CNPV., Globigerina, Rotalia etc. ; des formes ă test hyalin prismatique : Lagena ; des formes ă test granuleux : Textularia ; des Miliolides â test porcelane ; des sections transversales et longitudinales en fragments d’Inocerames, ou bien des prismes isoles de ces organismes ; des fragments indeterminables de Mollusques ; des granules de phosphate de chaux cryptocristallin, de nature osseuse. Tous ces elements sont reunis par un ciment calcaire cristallise â structure granulaire, dans la masse duquel on decele par endroits des îles de ciment calcaire forme de Coccolithophoridees et des nids de matiere ar- gileuse provenant de l’alteration des feldspaths. Le ciment est incolore, non pigmente. A en juger d’apres la nature du materiei detritique, ces depots proviennent de la desagregation d’un complexe de roches eruptives, cristallines et sedi- mentaires. Comme ce materiei est legârement use, il en resulte qu’il a du se deposer non loin de la roche dont il a pris naissance. La presence de nom- breux restes organiques, principalement de Foraminiferes pelagiques, de- montre toutefois que ce depot s’est forme â une assez grande distance du rivage. Si l’on veut etablir un rapport entre ces deux faits, ă savoir la richesse en materiei detritique epargne par l’usure et l’eloignement du rivage, il faut bien admettre que la majeure pârtie du materiei detritique provient d’îles se trouvant ă l’interieur de la Mer senonienne, sinon meme d’une cordill&re. Ces Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 597 lîes ou cette cordillere etaient constituees par ce complexe de roches eruptives, cristallines et sedimentaires, capable de fournir le materiei detritique decrit La cimentation s’est faite par une boue argilo-calcaire â Coccolithopho- ridees. La cristallisation de ce ciment a provoque la disparition de cos orga- nismes, ne laissant dans la masse fondamentale que des îles qui rappellen encore le ciment primitif. Apres la cristallisation du carbonate de chaux du ciment, s’est produit le phenomene de remplacement pârtiei par la pyrite ou la glauconie. ETUDE COMPARATIVE DES DIiPOTS SENONIENS AVEC LA CRAIE Si l’on compare les depots du Senonien â la craie du Bassin de Paris, etudiee par L. Cayeux (20), et aux depots â craie de Pologne decrits par Sujkowski (67), depots formes ă l’exterieur de la chaîne alpino-carpatique, on constate une ressemblance frappante cn ce qui concerne les associations d’organismes. Les memes Foraminiferes, Radiolaires et Coccolithophorides se trouvent reunis ă des prismes d’Inocerames, des plaques d’Echinodermes et meme des Bryozoaires. II sied de faire remarquer que J. de Lapparent (39, page 16) mentionne l’existence de la forme Rosalina Linnei aussi dans la craie du Bassin de Paris. Generalement les depots marneux, surtout les marnes gris-blanc ressem- blent considerablement â la craie, meme megascopiquement. La craie du Bassin de Paris abonde en glauconie, alors que la craie de- crite par Sujkowski en contient tres peu; les depots marneux senoniens dont nous nous occupons sont totalement depourvus de ce silicate. La craie du Bassin de Paris est caracterisee par des accidents siliceux du type de silex. De pareilles silicifications n’existent pas dans les depots mar- neux senoniens entre le Teleaj'en et la Doftana. La presence des Radiolaires constitue toutefois un indice que de tels accidents siliceux ne sont point exclus. Le fait qu’on ne les rencontre pas tient probablement ă la situation de cette formation incompletement representee et fortement malaxee ou laminee par zones de dislocation intense. Nous citerons pourtant la presence de nombreux fragments de silex dans les breches riches en materiei detritique, intercales dans des marnes rouges ou grises. Nous avons meme rencontre dans ces breches, au N de Bertea, des accidents siliceux identiques au silex de la craie, pinces dans une roche blan- châtre ressemblant beaucoup ă ce depot. Si l’on tient compte de la presence de ces accidents siliceux, on peut etre porte ă admettre que certaines zones de sedimentation de la Mer senonienne comportaient des conditions favorables ă la formation de la craie et de ses accidents siliceux. De pareilles conditions etaient probablement realisees aux ajentours des îles ou de la cordillere qui traverșait la Mer senonienne, Aussi Institutul Geological României Vigr> 598 M. G. FlLIPESCU ces depots n’apparaissent-ils que sporadiquement et conjointement avec les roches eruptives de la breche, qui proviennent de la desagregation de ces îles ou de la cordillere. Selon Cayeux (20, page 480), la conservation des Radiolaires contenus dans la craie du Bassin de Paris est en rapport avec l’existence du phosphate de chaux. La presence de ces organismes, parfois extremement nombreux dans les depots senoniens entre le Teleajen et la Doftana, constitue un indice que le phosphate de chaux se trouve dans ces sediments non seulement sous forme de nodules, en grande pârtie de nature osseuse, mais aussi en tant que produit secondaire, impregnant la masse rocheuse et favorisant la conserva- tion des Radiolaires. II resulte de cette etude comparative qu’entre la mer oii se deposaient les sediments senoniens, sous le facies de craie, et entre la mer oii se deposait le Senonien, sous le facies Flysch, devaient exister des Communications par l’intermediaire desquelles l’uniformite de la faune a pu s’etablir. Les differences entre les deux mers ressortissaient plutot de la nature des cotes et des conditions bathymetriques. CONCLUSIONS GfiNfiRALES A l’exception des greș feldspathiques, des breches et de l’arene eruptive, depots presentant un caractere terrigene tres prononce, les autres depots senoniens sont des sediments terrigenes de profondeur et formation pelagiques. Le Senonien est donc represente par des depots formes generalement loin du rivage. L’existence des depots psammitiques et des depots psephitiques mentionnes n’est nullement en contradiction avec le caractere general du Se- nonien. A en juger d’apres la nature et la forme du materiei constituant et d’apres les organismes qu’ils contiennent, ces depots se sont egalement formes en pleine mer, du materiei provenant de la desagregation d’îles ou d’une cor- dillere qui traversaient la Mer senonienne. La presence, dans les memes depots, des formes benthoniques telles qu’Ino- cerames, Ostreides et lichinodermes, qui vivent â de faibles profondeurs, n’exclut point ce caractere general du Senonien. Comme L. Cayeux (20, page 539) demontre, il est fort probable qu’au Mesozoîque les rapports entre la terre ferme et la mer differaient beaucoup des rapports actuels — l’etendue des mers etant bien superieure â celle de nos jours —et per- mettaient la formation des depots pelagiques ă des profondeurs plus fai- bles. Selon cet auteur, les depots pelagiques auraient envahi les depots terrigenes. La rarete ou l’absence totale de glauconie constituent Egalement un argu- ment puissant en faveur du caractere pelagique de ces sediments. IA Institutul Geologic al României 16 R/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 599 Les eonditions ayant preside â la formation des sediments senoniens ont favorise la genese de la pyrite, qui se trouve tres frcquemment dans ces depots. Bien souvent les globules de pyrite sont oxydes et transformes partiellement ou totalement en hematite et limonite. Comme la teinte rouge des depots senoniens les plus typiques est due aux oxydes de fer, qui se presentent pour la plupart sous forme de globules, et comme les marnes rouges manquent completement de pyrite alors que les marnes grises, comprises dans les marnes rouges, contiennent ce mineral, il est fort probable que la teinte rouge, ca- racteristique au Senonien, est partiellement liee â un phenomene d’oxydation de pyrites, phenomene favorise sans doute par certaines eonditions clima- tiques. Quant au climat sous lequel les sediments senoniens se sont formes, la presence des Coccolithes et des Rhabdolithes fournit certains indications. On sait que ces organismes pelagiques se developpent abondamment dans des regions chaudes et memes tropicales. Dans Ies regions temperees, les Rhabdolithes disparaissent, alors que les Coccolithes resistent mais dimi- nuent en nombre ; quant aux mers froides, les Coccolithophoridees y font totalement defaut. A en juger d’apres le developpement i m me n se de ces organismes dans les depots seno- niens decrits, on peut affirmer que la Mer s e n o- nienne dans laquelle ces sediments se sont deposes etait une mer chaude. L’etude micrographique comparative demontre que les marnes rouges senoniennes sont identiques aux marnes rouges des Alpes et des Carpates occidentales — marnes de Puhov (42, page 8) du meme âge — et que le Se- nonien sous le facies de Flysch presente generalement des ressemblances tres prononcees avec la craie. III. FACIES DE L’FOCFNE Nous avons montre dans la description stratigraphique que l’Focene de la region situee entre le Teleajen et la Doftana se presente sous trois facies, represente chacun par un complexe de depots assez varies. Pour mettre leur caractere en evidence, nous avons choisi pour l’etude micrographique les depots les plus typiques. A) FACIES INTERNE: EOCENE DU TYPE ȘOTRILE Ce facies est surtout caracterise par la presence de : greș calcaires eț calcaires sableux organogenes; marnes blanc tirant sur le jaune, IGR, « Institutul Geologic al României 6oo M. G. FILIPESCU gr£s calcaires et calcaires sableux organogEnes (Pl. III, fig. I) Les depots etudies par nous proviennent de la zone d’ecailles comprise entre le village de Bertea et Vârful Măciucul Berții (902) et du synclinal senonien-eocene situe au-dessus de la Nappe interne, au S de Păltinet. Etant donne que le carbonate de chaux des organismes et du ciment do- mine dans la masse des depots, nous ne pouvons considerer ceux-ci comme des greș, mais plutot comme des calcaires sableux composes de materiei de- tritique, de mineraux autigenes, d’organismes et de ciment. Materiei detritique. 11 est represente par des grains de quartz et de feldspath, des lamelles de muscovite, biotite et chlorite, des frag- ments de quartzite, des schistes chloriteux et du calcaire â Foraminiferes. Les grains de quartz sont broyes, â extinctions roulantes et pauvres en inclu- sions. Ils ressemblent fortement â ceux entrant dans la constitution du quartzite, ce qui milite en faveur de leur provenance de ces roches. Les pail- lettes de muscovite, biotite et chlorite, tout comme les grains de feldspath, proviennent en grande pârtie des schistes cristallins se trouvant eux aussi â l’etat de fragments. Les particules de calcaire ă Foraminiferes (Globigerines et Textularia) sont probablement remaniees de l’Albien. En fait de mineraux lourds, on rencontre quelques rares grains de grenat et de staurotide. On peut egalement considerer comme materiei detritique une pârtie des grains de phosphate de chaux qui se trouvent assez frequemment dans chaque section ; la plupart proviennent toutefois de phenomenes d’epigenie . Mineraux autigenes. Les mineraux ferrugineux : pyrite, magne- tite et hematite, se trouvent uniquement sous forme de globules et grains et jamais sous celle de cristaux. On les rencontre dans l’interieur des organismes calcaires, ou ils remplacent le carbonate de chaux en pârtie ou en total. Ce rem- placement n’affecte toutefois pas aussi le squelette de ces organismes. On constate encore le remplacement du carbonate de chaux du ciment par ces mineraux, mais dans une tres faible mesure. Un mineral qui est le resultat d’un phenomene d’epigenie prononcee est la glauconie, dont l’etude fera l’objet d’un chapitre ă part. Un autre mineral epigenique, assez repandu dans ces depots, semble-t-il, est le phosphate de chaux. Ce mineral se presente sous diverses formes : a) En grains jaunes ou bruns, arrondis, â structure globulaire, fibreuse ou micro-granulaire. Le phosphate de chaux qu’on observe sous ces formes est isotrope (colophanite). Dans certains grains, le phosphate de chaux apparaît par endroits cristallise dans la variete fibreuse dite staffelite, et ces fibres se groupent en concretions radiaires. D’autres grains presentent une structure reticulaire, les mailles du reseau etant constituees par de la colophanite, alors que le reseau proprement dit est cryptocristallin. 4'^. Institutul Geologic al României XJGR/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 601 b) Sous forme de pigments, le phosphate de chaux impregnant des plages cntieres du ciment de calcite qu’il colore en jaune brun. Le ciment impregne de la sorte devient presque isotrope. Cette impregnation est parfois pousscc jusqu’â la substitution complete du phosphate de chaux en remplacement de la calcite, donnant de la sorte naissance â des plages de ciment phosphatees. c) Le phosphate de chaux peut encore remplacer en pârtie certains orga- nismes calcaires. On rencontre 223 Foraminiferes dans chaque section, avec un test constitue par du phosphate de chaux ainorphe ou cryptocristallin. d) Le mode de presentation le plus interessant de ce mineral est lorsqu’il se produit sous une forme cristalline semblable â celle de l’apatite. Le phos- phate de chaux forme alors de petites diaclases dans la roche et remplace le ciment de calcite autour de la fente dans laquelle il s’est depose. On observe, dans la masse du ciment d’apatite, encore des restes de carbonate de chaux non transforme et parfois impregnes de phosphate amorphe. Outre ces restes on trouve encore des grains de quartz, des fragments d'organismes et des fragments de la roche meme. Ce mode de presentation revele la richesse de ce depot en phosphate de chaux. Organismes. Ce qui constitue le caractere fondamentale de ces de- pots qui dominent dans le facies interne de l’fîocene, c’est leur abondance en restes organiques, lesquels representent 70 â 80% de la masse totale de la roche. On rencontre : des Foraminiferes appartenant aux genres Nummulites, Orbito'ides, Textularia, Rotalia, Globigerina, Discorbina, Planorbulina, Bilocu- lina, Triloculina etc. Leur test hyalin, granulaire ou porcelaneux, est com- pose de carbonate de chaux ou tres souvent remplace par de la glauconie ou du phosphate de chaux. Des Bryozoaires du groupe Cyclostomata. Des fîchi- nodermes representes par des plaques et des epines d’fichinides conservees dans la calcite et la glauconie. Des Mollusques sous forme de fragments de Lamellibranches et de Gasteropodes. Des fragments de matiere osseuse con- serves dans du phosphate de chaux cristallise. Les fragments de Melobe- siees appartenant fort probablement au genre Lithothamnium sont des plus frequents. Ils sont conserves dans la calcite ou transformes en glauconie et en phosphate de chaux. La plupart des organismes de ces depots sont des formes benthoniques. Ciment. II est calcaire, cristallise et â structure granulaire. Par endroits apparaissent des plages composees de calcaire micro-granulaire presque entierement formees de Coccolithophoridees, parmi lesquels on rencontre quelques rares frustules de Diatomees. Ce ciment passe graduellement au ciment calcaire, qui constitue la majeure pârtie de la masse fondamentale. A en juger d’apres la presence du materiei detritique assez abondant, dans lequel domine le quartz, ces depots se rapprochent des grâs. Comme toutefois la quantite de materiei detritique est restreinte comparativement M Institutul Geological României 16 R/ 6oz M. G. FILIPESCU â celle du carbonate de chaux des organismes et du ciment, il sied de ranger ces sediments plutot dans le groupe des calcaires, une variete de calcaire tr£s sableuse. La teneur elevee en materiei detritique et la presence de la glauconie en abondance prouvent que ces calcaires se sont formes dans la zone neritique et proviennent de l’accumulation de nombreux restes d’organismes bentho- niques. Durant la formation de ces sediments se sont produites des rup- tures d’equilibre physico-chimique dans le milieu marin, lesquelles ont provoque le depot du phosphate de chaux, dont la genese est generalement en rapport avec de pareils phenomenes (20, page 432 ; 28, page 213 ; 40, Page 383)- Les memes ruptures d’equilibre ont tres probablement aussi favorise la genese abondante de la glauconie. MARNES BLANCHES Le microscope revele qu’elles manquent totalement de materiei de- tritique. On observe la presence de quelques grains de quartz ne depassant pas 0,01 mm, acompagnes de lamelles de mica elles aussi fort rares et de dimensions reduites. En fait de mineraux autigenes, la pyrite est la seule qui ap- paraisse sous forme de rares globules. La masse entiere de la roche est constituee par des organismes et du ciment. Celui-ci est compose d’une infinite de Coccolithophoridees, identiques â ceux decrits dans le Senonien, melanges â de la matiere argi- leuse. En dehors des Coccolithophoridees, on rencontre des Globigerines au test hyalin prismatique, dans des formes typiques pour la vie pelagique. Tantot les Globigerines se trouvent seules, tantot associees â des Radiolaires calcifies. Dans chaque section existent 324 fragments de phosphate de chaux cristallise, representant des fragments de matiere osseuse ou des dents de poissons. L’absence quasi totale du materiei detritique et de la glauconie constitue un indice que ces depots se sont formes, loin du rivage, d’organismes pclagi- ques, calcaires et siliceux. Le facies interne de l’Eocene est represente par une alternance de depots calcaires neritiques, tres organogenes, avec des depots pelagiques representes par des marnes blanc-jaun. Cette alternance dans les sediments de l’Iso- cene du type Șotrile demontre qu’ils se sont deposes dans une mer dont le fond se trouvait en oscillations continuelles. En liaison avec ces oscillations se sont produites des ruptures d’equilibre dans le milieu marin, lesquelles ont favorise la formation du phosphate de chaux et de la glauconie. T Institutul Geologic al României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 603 B) FACIES MEDIAN : EOCENE DU TYPE FUSARU-TARCĂU (Pl. III, fig. 2) Les depots qui dominent et caracterisent ce facies de l’Eocene sont repre- sentes par des greș grossiers, parfois conglomeratiques, ă concretions sphe- roîdales. Les autres depots qu’on rencontre conjointement avec ces derniers forment de simples intercalations minces, sans aucun râie dans l’etablisse- ment du caractere fondamental de ce facies. Le materiei detritique de ces greș est represente par des grains de quartz et de feldspath, des lamelles de muscovite, biotite et chlorite, des fragments de: quartzite, micaschiste, calcaire organogene, roches siliceuses chimiques et diabase. Les grains de quartz sont pauvres en inclusions, broyes et â extinctions roulantes. Dans les greș sur la ligne de dislocation entre l’Eperon de Văleni et les unites au N de celui-ci, les grains de quartz broyes primordialement ont subi un nouveau broyage. Les fissures provenant du broyage sont rem- plies de calcite. Ce phenomene mecanique affecte aussi les lamelles de mica, qui apparaissent courbees ou brisees, tandis que les fragments sont parfois deplaces et disposes en zigzag. Les grains de feldspath alcalin sont gene- ralement limpides, alors que les grains de feldspath plagioclase sont for- tement alteres et transformes en sericite. Les fragments de quartzite sont composes de grains de quartz identiques â ceux du quartz libre, ce qui demontre l’origine de celui-ci. Les fragments de calcaire oraganogâne con- tiennent souvent des primes d’Inocerames, fait qui nous permet de les con- siderer comme etant remanies du Senonien. Ce depot est caracterise par sa richesse en mineraux lourds, representes par de grands grains de grenat, (10 â 15 par coupe mince) et bien moins frequemment par des grains de zircon, staurotide et topaze. Ourte ces fragments de roches et ces mineraux detritiques, on trouve des mineraux autigenes representes par Ia pyrite et la glauconie. La pyrite se presente sous forme de globules et granules et exceptionnellement aussi sous celle de cristaux. La glauconie est tres faiblement representee par un ou deux grains incomplets dans chaque coupe mince ou bien fait meme totalement defaut. Les coupes minces pratiquees n’ont revele que la presence de rares organismes. Tantot on ne constate aucune trace organique, tantot on rencontre un seul organisme represente par Rotalia, Nummulites, Orthophrag- mina ou Assilina. Le ciment de ces depots est generalement calcaire et compose de calcite largement cristallisee. Le ciment calcaire des roches ayant subi de puissants phenomenes de broyage est lui aussi broye et melange avec des lamelles de mica et une poudre de quartz. Institutul Geologic al României icr/ 604 M. G. FlLIPESCU Generalement ces roches sont pigmentees d’une fațon inegale par une matiere brune â reflexe mat, probablement de nature organique, deposee sous forme de taches, et par des oxydes de fer qui contribuent â donneraux roches souvent une couleur brune. Une etude comparative de ces roches avec les greș albiens montre une grande ressemblance en ce qui touche le materiei detritique. Les greș qui ont subi une cataclase prononcee sont presque identiques aux greș albiens. La difference que MM. L. Mrazec et I. Popescu-Voitești (31, page 544) ont etablie entre ces deux greș, en se basant sur l’absence du feldspath dans les greș de Fusarii—Tarcău, ne saurait plus etre maintenue, vu que les deux greș sont feldspathiques. La presence des organismes constitue l’unique criterium de separation : tandis que les Nummulites et les autres Foraminiferes existent dans le greș de Fusarii—Tarcău, ils font defaut dans lesgreșalbiens. Le facies median de l’Eocene entre le Teleajen et la Doftana, represente principalement par le greș de Fusaru—Tarcău, est compose par des depots neritiques typiques se trouvant tout proches du rivage. Ftant donne la grande ressemblance qui existe entre le materiei detritique de ces depots et le ma- teriei detritique des greș albiens, on peut en deduire que l’Albien a du fournir aux depots eocenes une grande pârtie du materiei. L’existence des calcaires ă Radiolaires et Foraminiferes semblables â ceux du Senonien, et meme la presence de fragments â prismes d'Inocerames, constituent des indices que le Senonien a lui aussi ete remanie dans les sediments de ce facies eocene. La majeure pârtie de ces depots presentent des phenomenes de broyage qui se sont produits apres leur consolidation, ce qui prouve qu’ils ont subi des actions mecaniques puissantes. C) FACIES MARGINAL : COMPLEXE EOCENE A HIEROGLYPHES Constitue par un complexe de depots representes par des greș et des marnes comme on en rencontre dans tous les depots du Flysch, ce facies de l’Focene est toutefois caracterise par certains depots qui dominent et lui ont imprime sa note distinctive. Ces depots caracteristiques sont les suivants : greș mi- caces gris fonce, â hieroglyphes et Fuco'ides, marnes rougecerise. gr£s micacEs gris tirant sur le noir â hieroglyphes et fucoides (Pl. HI, fig. 3) Ces depots representent la majeure pârtie des sediments du facies marginal de l’Focene. L’etude microscopique revele une serie de caracteres qui, conjointement avec les caracteres megascopiques, constituent des arguments en faveur dc ■ Institutul Geologic al României Kigr/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 605 la separation de ces sediments en tant que facies â part, distinct des autres facies eocânes decrits. Ces sediments sont composes de grains de quartz fortement anguleux, d’un diametre maximum de 0,05 mm, representant plutot des esquilles. Ces fragments de quartz abondent en inclusions de rutile, alors que les grains de quartz des autres depots eocenes en manquent completement. Conjoin- tement avec le quartz on rencontre de tres nombreuses lamelles de mica blanc, parfois aussi legerement verdâtre, ainsi que des lamelles de biotite et chlorite bien plus nombreuses encore. Ces lamelles mesurent maximum 0,2 mm en longueur. Le fait qu’elles sont generalement disposees en ran- gees paralleles contribue â imprimer â la roche sa texture schisteuse et sa cassure curbicorticale caracteristique. On observe souvent des lamelles de mica chargees de nombreux globules de pyrite ou de baguettes de rutile. Celles-ci ont ete probablement engendrees par la transformation de ces micas. Les feldspaths sont eux aussi bien representes, principalement par des feldspaths plagioclases. Generalement alteres, leur surface est recouverte par d’innombrables lamelles de sericite. Outre ces mineraux qui composent la majeure pârtie de la roche, on trouve de nombreux grains de mineraux lourds representes par du zircon, de la tourmaline, du rutile, du brookite, du topaze, de l’epidote, de la hornblende, etc. Le grenat manque totalement dans ces depots, alors qu’il abonde dans le gr£s de Fusaru—Tarcău, ou il est parfois l’unique representant des mineraux lourds. Outre ces mineraux lourds, une infinite de globules, fragments de cristaux et baguettes de rutile et zircon sont disperses dans la masse de la roche. En fait de mineraux a u t i g e nes, on rencontre d’innombrables globules de pyrite qui tantot restent isoles, tantot se groupent en aglomera- tions spheriques ou irregulieres. La glauconie, tres peu frequente, est repre- sentee par 233 granules incomplets dans chaque coupe mince. Les restes organiques font completement defaut. Le materiei detritque et le materiei autigene sont cimentes par un c i- ment argileux, compose de phyllades d’argile. Ce ciment argileux contient par places des îles de carbonate de chaux, largement cristallise, sem- blable ă la calcite des diaclases qui traversent la roche. Ce fait demontre que nous avons affaire â une recristallisation du carbonate de chaux du ci- ment argilo-calcaire, apres que la roche se fut consolidee. L’existence de fortes quantites de materiei terrigene prouve que ces de- pots se sont formes dans la zone neritique. Le manque d’organismes, tant benthoniques que pelagiques, constitue un indice que ces sediments se sont formes dans des conditions defavorables ă la vie. La richesse en mineraux lourds, allant parfois jusqu’â de veritables con- centrations, demontre que ces sediments se sont formes dans le voisinage du Institutul Geologic al României \JGR/ 6o6 M. G. FILIPESCU rivage. La nature des mineraux lourds et des grains de quartz qui abon- dent en inclusions de rutile, prouve que le continent qui a fourni le mate- riei detritique de l’Eocene marginal etait compose d’autres roches que celles ayant livre le materiei aux autres facies eocenes. Ce materiei provient pro- bablement de l’Avant-pays du geosynclinal du Flysch, ce qui concorde avec le fait que, dans d’autres parties des Carpates orientales, ce facies de l’Eo- cene renferme de nombreux fragments de schistes verts d’origine dobro- geenne. MARNES ROUGE CERISE Succedant, en tant que frequence, aux depots decrits ci-dessus, ces marnes forment un autre sediment caracteristique ă l’Eocene marginal. Elles sont composees de petits grains de quartz dont la plupart mesurent moins de 0,01 mm en diametre et n’atteignent que tres rarement 0,2 mm, dans l’espece 223 par section). Conjointement avec le quartz de la meme grandeur, on rencontre encore des fragments de calcaire, du quartzite et des schistes cris- tallins. D’innombrables lamelles de mica sont disseminees dans la masse rocheuse. En fait de mineraux secondaires, on trouve de rares granules de pyrite et de grandes quantites de limonite et d’hematite, qui pigmentent la roche, lui imprimant une teinte rouge-cerise. Ces mineraux se presentent sous forme de globules ou de lamelles hexagonales d’hematite â reflets rouge sang. Ces mineraux proviennent probablement de la transformation en certai- nes conditions favorables des mineraux ferrugineux : glauconie ou pyrite. Ces depots ne renferinent eux non plus aucun d e b r i s organique. Le ciment est constitue par de la matiere argileuse amorphe ou crypto- cristalline, melangee ă une faible quantite de carbonate de chaux. Compares aux marnes rouges senoniennes, ces depots se distinguent par le manque d’organismes frequents dans le Senonien et par la nature du ciment, qui dans les marnes senoniennes etait compose d’argile et de Coccolithopho- rides, lesquels font totalement defaut dans les depots eocenes decrits. CONCLUSIONS GtiN^RALES L’etude micrographique des depots eocenes situes entre Ie Teleajen et la Doftana demontre clairement que ces depots appartiennent â trois facies distincts, â savoir : Un facies interne — l’Eocene du type Șotrile, represente par une alter- nance de depots calcaires organogenes neritiques. Un facies median — l’Eocene Institutul Geological României RECHERCHES GfiOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 607 du type Fusaru — Tarcău, neritique, compose de depots psammitiques et psephitiques, qui contiennent des restes organiques que nous avons observes surtout megascopiquement. Le materiei detritique de ces facies est d'origine carpatique. Un facies marginal—le complexe eocene ă hieroglyphes, ndri- tique, depourvu d’organismes, qui s’est forme de materiei etranger aux Car- pates et provient probablement de la desagregation de l’Avant-pays. La sedimentation de l’Eocene sous ces trois facies a ete liee ă des condi- tions differentes, en fonction du relief du geosynclinal du Flysch â l’Eocene. Ce relief se presente avec des zones profondes — des bassins de sedimen- tation traverses par des îles ou par une cordillere composee de materiei car- patique et de materiei hercynien appartenant au soubassement (37, 64). Cette cordillere separait le bassin de sedimentation de l’Eocene de facies interne du bassin de sedimentation de l’Eocene de facies median. Le fond du geosynclinal est traverse par des lignes de fracture, conse- quence de l’immersion du soubassement et des mouvements orogeniques anterieurs. Cette structure du fond du geosynclinal favorise les oscillations de certaines parties du fond. Sous l’effet de ces oscillations prirent naissance des regimes varies, sous lesquels s’est formee l’alternance des depots neritiques et des depots pelagiques. L’erosion de la Chaîne dacique et de la cordillere, composee de materiei hercynien et carpatique, a produit le materiei detritique de l’Eocene de facies interne et de l’Iiocene de facies median. L’erosion de l’Avant-pays et des îles ă materiei hercynien du bassin exterieur a engendre le materiei de l’Iiocene marginal. IV. DEpOTS SILICEUX DE L’OLIGOCENE MOYEN- supErieur Les depots de l’Oligocene moyen-superieur, caracteristiques des Carpates orientales, de la Galicie â la vallee de la Prahova, sont representes par des roches siliceuses detritiques, organiques et chimiques. ROCHES SILICEUSES DETRITIQUES Font pârtie de ce groupe de roches les sables blancs siliceux et le grfes de Kliwa proprement dit. Sables blancs siliceux (pl. III, fig. 4). L’analyse physique de ces sables, ef- fectuee au moyen des liquides lourds (bromoforme, D. = 2.904) demon- tre qu’ils sont composes de mineraux legers : quartz, feldspath et mineraux <'Jr- Institutul Geological României IGR 6o8 M. G. FILIPESCU d’une densite superieure ă 2.904, ilmenite, disthene, zircon, staurotide, tour- maline, rutile, grenat, muscovite, biotite, chlorite et sphene. Le quartz do- mine, representant 98% de la masse sableuse, alors que dans les mineraux lourds il ne figure que pour 0,2%. L’etude inicroscopique demontre que la plupart des grains sont anguleux, sans traces d’usure et parfaitement trans- parents. Ils proviennent donc d’un sabie marin. D’autres grains, repre- sentant 10%, sont arrondis, corrodes, pourvus d’ecailles et de fossettes pro- duites par des chocs violents entre les grains, caracteres typiques d’un transport eolien. Les mineraux lourds mentionnes sont caracteristiques des roches erup- tives et plus encore des roches cristallophylliennes. Certains d’entre eux, tel le dysthene, ont une origine exclusivement en liaison avec des roches meta- morphiques. Parmi les elements de ce sabie se trouvent souvent des fragments de schistes verts et des grains de quartzite assez frequents, surtout dans certaines va- rietes de greș intercales entre ces sables. A en juger d’apres le caractere des grains, ce sabie s’est forme â proxi- mite du rivage et a une double origine. II provient d’un melange de sabie marin, dans une proportion dominante, avec des grains ayant subi un trans- port eolien. Ce fait ne coincide qu’en pârtie avec la maniere de voir de MM. Mrazec et Teisseyre (24, page 46) et de S. Athanasiu (26, page 174), selon lesquels les sables du greș de Kliwa auraient ete soumis ă un transport eolien et representeraient du sabie de dunes littorales. A en juger d’apres les mineraux lourds, les fragments de quartzite et les schistes verts, ces sables proviendraient de la desagregation des roches qui constituaient l’Avant-pays de la Mer oligocene, ou bien des îles de celle-ci (64, page 22 ; 68, page 53). Greș de Kliwa (pl. III, f.'g, 5et6). Le materiei detritique entrant dans la constitution de cette roche est identique â celui des sables decrits ci-dessus. Les sections microscopiques minces revelent que les grains de quartz, aussi bien les grains libres que les grains des fragments de quartzite, abondent en inclusions solides representees particuli^rement par des baguettes de rutile. Dans certaines varietes, le quartz presente des traces de croissance secondaire. Les mineraux detritiques sont accompagnes de mineraux secondaires : glauconie, pyrite et oxydes de fer. La glauconie se presente sous forme de grains complets ou incomplets, de pigment ou de reinplațante du ciment siliceux. Dans les grains de glauconie, la pyrite se rencontre sous forme d’inclusions, et dans la masse de la roche sous forme de globules ou d’agglome- rations de globules. Le mode de presentation le plus interessant de la pyrite est lorsqu’elle remplace le ciment siliceux de la roche dont on trouve encore Institutul Geological României 16 R/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 609 des debris-temoins dans Ia masse de la pyrite (pl. III, fig. 6). Les oxydes de fer (hematite et limonite) se trouvent sous forme de globules dans la masse du ciment, en liaison avec l’alteration de la glauconie et de la pyrite. Le greș de Kliwa est generalement pauvre en organismes. On ob- serve par places quelques spicules isoles, monoaxes ou globuleux (steraster), de Spongiaires, un Radiolaire ou un fragment de carapace de Diatomees. Ces debris organiques sont conserves dans l’opale ou la calcedonite, et il arrive aussi que les Radiolaires soient calcifies. Les canaux des spicules de Spongiaires sont remplis d’opale, de calcedonite, de pyrite et parfois aussi de glauconie. La nature du ciment permet de separer les types suivants, selon la classification de L. Cayeux (52, page 126). 1. Greș quartzeux â ciment calcaire, constitue par de la calcite largement cristallisee et ă centres de silification par quartz secondaire. 2. Greș siliceux â ciment d’opale non differencie ou globulaire, dans lequel on constate de frequents phenomenes d’epigenie donnant naissance ă la glauconie et ă Ia pyrite. 3. Greș siliceux ă ciment d’opale et de calcedonite. 4. Gr^s quartzeux ă ciment de calcedonite, quartzine et quartz secondaire. Dans ce type, les grains de quartz presentent des phenomenes de crois- sance secondaire. La calcedonite et la quartzine sont disposees en bandes de courtes fibres paralleles, perpendiculaires â la surface des grains de quartz. Ces bandes delimitent des meats remplis de calcedonite cristallisee dans de longues fibres disposees en spherolithes ou en fascicules. Le greș de Kliwa provient de la consolidation d’un melange de sabie marin et de sabie eolien. On rencotre, conjointement avec ces especes de sabie,des fragments de quartzite et des schistes verts d’origine cimmerienne (pl. HI, fig. 5). Ce materiei est generalement cimente par un ciment siliceux, represente par de l’opale, de la caldedonite, de la quartzine ou du quartz secondaire. La silice amorphe etant la forme commune du ciment, on peut admettre que ce ciment provient d'organismes siliceux dont il ne reste plus que de rares debris dans cette roche. Le ciment d’opale, en dehors de sa recristallisation sous forme de calce- donite ou de quartzine, a subi divers phenomenes de diagenese du fait que la glauconie ou la pyrite ont remplac6 l’opale. Les varietes â ciment calcaire peuvent representer soit des roches cimen- tees de la sorte primordialement, soit des roches ayant subi un phenomene d’epigenese manifeste par le remplacement de l’opale par la calcite. Ce phe- nomâne est fort plausible si l’on tient compte de la presence des Radiolaires calcifies dans les memes roches. 39 \ Institutul Geologic al României IGR/ 610 M. G. FILIPESCU ROCHES SILICEUSES ORGANIQUES (Pl. IV, fig. i, 2) Examines â l’oeil nu ces depots apparaissent comme des roches pelitiques brun-jaune lorsqu'elles sont fraîches et blanchâtres lorsqu’elles sont alterees. Leur densite est de 1,93. L’analyse chimique J) revele la composition suivante : SiOs...................75,94 H,0....................10,55 FeO.....................0,11 FeaOs...................2,89 AlaOa...................8,45 CaO.....................0,42 MgO ....................0,39 Alcalis ................1,27 100,02 L’examen microscopique demontre que ce depot est compose d’une masse fondamentale argilo-siliceuse, isotrope, brun-jaune, renfermant du materiei detritique, des mineraux autigenes et des organismes. Le materiei detritique, qui forme 8 â 10% de la masse rocheuse, est represente par des grains de quartz aux dimensions et formes variables. Le diametre maximum est de 0,15 mm, mais la plupart des grains me- surent moins de 0,05 mm. La forme est generalement anguleuse. On ren- contre frequemment des lamelles de mica blanc mesurant maximum 0,1 mm en longueur. Les grains de feldspath, des memes formes et dimensi- ons que les grains de quartz, sont rares, et encore plus rares les fragments de schistes quartzeux chloriteux (schistes verts). Les mineraux autigenes forment 0,1 % de la masse rocheuse. On rencontre de la glauconie aussi bien en grains complets qu’incom- plets, de la pyrite en rares globules et parfois en association avec des formes differentes : spheriques, lobees ou en baguettes ; des oxydes de fer (hema- tite et limonite) provenant de la transformation de la glauconie et des glo- bules de pyrite. Les 90% restants, sinon davantage, de la masse rocheuse appartiennent au ciment et aux organismes. Ceux-ci constituent 75 ă 80% de la roche. Cette proportion tellement elevee fait de la roche un depot organogene typique, compose exclusivement d’organismes siliceux. Ces organismes sont representes en majeure pârtie par des frustules de Diatomees appartenant aux especes citees ă la page —. On rencontre con- jointement avec les Diatomdes, mais bien moins frequemment, des spicu- q L’analyse a M execut de dans le laboratoire de chimie de l’Institut Geologique de Rou- manie par M-me E. ZAMFIRESCU. Institutul Geologic al României RECHERCHES GfiOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 61 t les de Spongiaires, monoaxes et tetraradiaires. Les squelettes de Radiolaires sont extremement rares. Ces organismes sont conserves dans l’opale. Souvent corrodes ou dispa- raissant totalement par dissolution, ils laissent des vides qui gardent leur forme. D’autres organismes sont remplaces par de la pyrite. On rencontre des frustules de Diatomees entierement conservees dans du sulfure de fer sans que celui-ci detruise en quoi que ce soit leur fine structure. II existe ega- lement des spicules au canal elargi et rempli de pyrite ou de glauconie. Entre les sediments de l’Oligocene se trouvent des depots presque en- tierement composes d’organismes siliceux, dans l’espece des Diatomees et des spicules de Spongiaires, c’est-â-dire des depots siliceux organiques. L’abondance en Diatomees et la presence du materiei detritique dans ces depots leur imprime un caractere intermediaire entre le type «diatomite » et le type «gaize» dans la classification des roches siliceuses organiques (52, page 253), de sorte qu’on peut les denoinmer «gaize-diatomite » (61, page 1040). L’existence de la glauconie, des Diatomees cycliques et des spicules de Spongiaires prouve que ces depots se sont formes dans la mer, non loin du rivage. La presence exclusive des organismes siliceux, parmi lesquels les Radio- laires font defaut, constitue un indice que les eaux dans lesquelles ces depots se sont formes n’etaient pas trop salees. Elles etaient plutot froides et con- tenaient de fortes quantites de suspensions argileuses ou des cendres volcani- ques, qui ont favorise le developpement des Diatomees, mais empeche celui des organismes calcaires. Le fait que ces conditions ont pu se realiser s’explique par la presence de courants froids le long du littoral, et par celle de nombreuses rivieres qui se deversaient dans la mer en charriant beaucoup de materiei vaseux du con- tinent (28, page 232 ă 240). ROCHES SILICEUSES CHIMIQUES (Pl. IV, fig. 3) Ces depots, puissamment developpes dans les Carpates orientales de la Moldavie, ont ete denommes par Coquand (17, page 514) menilites, par analogie avec les roches siliceuses des environs de Paris, que DelamiiTHERIE a designes de ce nom d’apres la localite de Mesnil-Montant (52, page 664). Ces roches sont faiblement representees dans la region entre le Teleajen et la Doftana, mais leur existence presente une grande iinportance, puisqu’elle a permis d’eclaircir l’origine de ces sediments (14, 15, 16) au sujet de laquelle diverses hypotheses ont ete emises. 39* Institutul Geologic al României 6 12 M. G. FILIPESCU Les roches presentent ici les memes caracteres megascopiques qu’en Mol- davie, â savoir une teinte brune, un eclat corneux et une cassure concoîdale. Elles se trouvent intercalees, en couches minces ou en lentilles, parmi les roches siliceuses organiques decrites plus haut. On constate des passages gradues de la roche siliceuse organique ă ce type. L’etude microscopique demontre parfaitement ces phenomenes de transi- tion. De la roche du type « gaize-diatoinite », tres riche en Diatomees, on passe ă une roche dans laquelle ces organismes, en grande pârtie dissous ou remplac^s par de la pyrite, sont englobes dans une masse fondamentale presque entierement composee d’opale non differenciee ou contenant des plages d’opale globulaire. Dans un stade plus avance, les organismes siliceux n'apparaissent plus que sous forme de rares debris incomplets disparaissant dans la masse de l’opale (pl. IV, fig. 3). Dans le dernier stade, on ne constate plus aucune trace de debris organiques. La masse entiere de la roche est constituee par de l’opale. On ne trouve que fort rarement des nids de silice cristalline fibreuse dans des concretions radiaires. L’evolution de ce phenomene se manifeste donc par la disparition gra- duelle des organismes siliceux et par l’enrichissement de la roche en silices, particulierement sous la forme d’opale. II en resulte donc que ces concentrations siliceuses, sous forme de nids ou de minces couches dans l’interieur des roches siliceuses de nature orga- nique, ont leur origine dans la silice des carapaccs de Diatomees et des spicules de Spongiaires dissoute et precipitee dans la masse des depots sous forme d’un gel. II n’est guere facile de preciser le lieu et l’epoque ou ce phenomene de silification a eu lieu, mais fort probablement une grande pârtie du phenomene a du se produire sous l’eau. Cette situation presentait des conditions favora- bles â une dissolution intense de la silice (52, page 306). Quelles que soient les conditions dans lesquelles le phenomene a pu se realiser, il sied de remarquer que dans les Carpates orientales son intensite varie. Tandis que dans la pârtie sud de ces monts ce sont les roches sili- ceuses organiques qui dominent, dans la pârtie centrale et nordique le phe- nomene de silicification est tellement developpe, qu’on ne rencontre presque plus de roches siliceuses organiques, celles-ci ayant ete completement trans- formees en menilites. L’analyse de ces depots siliceux demontre qu’ils appartiennent au groupe des roches siliceuses chimiques, representant des accidents siliceux dans le milieu siliceux (52, pages 396 â 399) du type «opalite» et «chert». Ces accidents siliceux ont pris naissance dans la silice des Diatomees et des spicules de Spongiaires dissoute dans le milieu marin et precipitee sous forme d’un gel de silice disposee en couches ou nids. RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 613 CONCLUSIONS G£n£RALES Outre les schistes dysodiliques qui constituent des depots argileux riches en matiere sapropelique, en rosettes de gypse et en debris de poissons, l’Oli- gocene moyen-superieur est encore caracterise par des roches siliceuses de- tritiques, organiques et chimiques. Ces depots se sont formes sous des regimes varies, dans l’espece les regi- mes lagunaire et marin, en liaison avec des oscillations du fond de la Mer oligocene ou avec des phenomenes de subsidence. Le climat de la region ă cette epoque etait caracterise par l’aridite et des vents violents, tandis que des courants froids de la cote traversaient pro- bablement la mer. Ces courants et l’abondance en materiei vaseux et en verre volcanique favorisaient le dcveloppement d’une riche flore de Diatomees dont les squelettes ont donne naissance aux roches siliceuses organiques. Sous l’effet des vents, de fortes vagues se jetaient sur les rochers, surtout sur les rochers quartzeux du rivage et des îles, dont la desagregation donna naissance au sabie siliceux marin. A ce sabie venaient s’ajouter des sables transportes du continent ou des cordons littoraux par la voie de l’air. La silice dissoute des carapaces de Diatomees se concentre dans la masse de ces depots soit sous forme d’accidents siliceux du type opalite ou chert, soit en cimentant les sables quartzeux par un ciment d'opale transforme ulterieurement en calcedonite ou quartzine. Ces phenomenes de silicification, tout comme la formation de la glauconie, etaient fort probablement favorises par des ruptures d’equilibre physico- chimique dans le milieu marin, provoquces par des oscillations ou des phe- nomenes de subsidence. V. DEPOTS AQUITANIENS Comme nous l’avons dejă montre â une autre occasion, les depots aquita- niens de cette region, formes â la fin de la Mer oligocene, sont representes par : Des schistes bitumineux contenant des debris de poissons et de plantes ; Des greș fins ou grossiers organogenes, glauconieux ; Des sables glauconieux ; Des conglomerats polygenes contenant des debris organiques ; Des marnes â Globigerines et ă Coccolithophoridees ; Des gypses et des calcaires bitumineux. Les schistes bitumineux sont identiques â ceux de l’Oligocene, c’est-â- dire des depots argileux impregnes de matiere sapropelique et contiennent de nombreux globules de pyrite et des baguettes de rutile; les conglome- rats sont composes des memes elements que les gr^s, la seule difference consistant dans les dimensions ; les calcaires bitumineux sont identiques aux Institutul Geological României 614 M. G. I-IUPESCU calcaires des gypses helvetiens, aussi les decrirons-nous en meme temps que ces derniers. Ce chapitre concerne uniquement les depots glauconieux et les marnes â Coccolithophoridees. d£pOts glauconieux (Pl. IV, fig. 4-6) Parmi ces depots on peut separer les types suivants: a) greș organo- genes pauvres en glauconie, b) greș organogenes riches en glauconie, c) sa- bles glauconieux. Ayant souvent constate des passages gradues d’un type â l’autre, nous les decrirons ensemble, en insistant chaque fois sur les caracteres specifiques de chacun. Le materiei detritique que nous avons frequemment trouve dans les greș, mais rarement dans les sables glauconieux, est represente par : grains de quartz anguleux, sans traces de croissance secondaire, riches en inclusions de rutile, zircon et d’apatite; fragments de quartzite dont les elements ressemblent â ceux du quartz libre ; fragments de schistes chlorito- quartzeux (schistes verts) et d’autres schistes cristallins, appartenant gene- ralement au groupe des phyllites et des micaschistes ; fragments de roches siliceuses chimiques, riches en Radiolaires ; fragments de calcaire micro-gra- nulaire avec Lagena, Globigerina, des Radiolaires et des fragments d’Inoce- rames remanies probablement du Senonien; lamelles de muscovite, biotite et chlorite; rares grains de feldspath plagioclase ou potassique, generale- ment non ăltere; mineraux lourds : grenat, tourmaline, zircon, staurotide, rutile, topaze et glaucophane. II sied de citer, parmi les mineraux lourds, la presence de la glaucophane en tres rares grains. Ce mineral, caracteristique pour les schistes cristallins, n’a ete jusqu’â present signale, dans les affleurements cristallins, ni dans les Carpates, ni en Dobrogea. Les mineraux autigenes sont representes par la glauconie,la pyrite, le phosphate de chaux et des rhomboedres de calcite. La glauconie, que nous etudierons de plus preș dans un autre chapitre, est fort repandue dans l’Aquitanien, tant remaniee qu’engendree sur place par des phenomenes d’epigenie en rapport avec le carbonate de chaux des organismes et du ciment. La pyrite se presente sous forme de globules, grains ou plages entieres de la masse fondamentale. Ce mineral comble les loges et les perforations des Foraminiferes et quelques rares fois il en remplace completement le test. Assez souvent il remplace le ciment sur des parties entieres. A l’interieur des masses de pyrite qui tiennent lieu de ciment, on rencontre encore souvent des temoignages du ciment primitif. V Institutul Geologic al României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 615 Le phosphate de chaux se trouve sous forme de grains nes sur place ou remanies. On rencontre aussi des plages de ciment calcaire, impregnes ou entierement remplacees par du phosphate de chaux amorphe. Le rem- placement, par divers mineraux epigeniques, du calcaire provenant des or- ganismes ou du ciment a pour consequence de faire passer le carbonate de chaux en solution. S’il se produit une sursaturation, ces Solutions deposcnt des rhomboedres de calcite secondaire parfaitement formes (pl. V, fig. 3). En fait d’o rganismes on trouve : Foraminiferes : Biloculina, Triloculina, Nodosaria, Clavulina, Textularia, Globigerina, Rotalia, Planorbulina et Nefrolepidina*) (pl. IV, fig. 4—6). Operculina complanata d’ORB. (pl. I, fig. 2 et pl. V, fig. 1), Amphistegina, Heterostegina et des Nummulites (pl. V, fig. 1 et 2). L’association de petits Nummulites avec Nefrolepidina (pl. IV, fig. 5) ressemble beaucoup â l’association mentionnee par Daguin (44, page 293, pl. XXXV, fig. 6) des calcaires sableux chattiens de Sidi Moussa (Maroc occidental). Des Bryozoaires du groupe Ciclostomata. Des Echinodermes sous forme de plaques et d’epines A’Echinides. Des Melobesiees sous forme de fragments de Lithothamnium et de Lithophyllum. Des Mollusques sous forme de frag- ments de Lamellibranches et de Gasteropodes. Ces organismes calcaires sont fossilises par la calcite ou bien transformes en grande pârtie en pyrite et glauconie. On ne rencontre que fort rarement des Radiolaires et des spicules de Spongiaires fossilises par la calcedonite ou calcifies. Les debris d’os, de dents et d’ecailles conserves dans le phosphate de chaux cristallise sont tres frequents. Certains fragments d’os ont con- serve leur structure admirablement, du fait que le sulfure de fer a mis les canalicuies en evidence. Le c i m e n t de ces roches est calcaire, cristallise et presente une struc- ture allant de la structure grenue â la structure granuleuse. Des mineraux secondaires, tels la glauconie, la pyrite et le phosphate de chaux remplacent souvent le ciment en pârtie. L’abondance en materiei detritique et en debris organiques, dont presque tous sont benthoniques et de faibles profondeurs, ainsi que la richesse en glauconie, prouvent que ces depots se sont formes dans la zone neritique, â proximite d’un rivage rocheux compose d’un materiei des plus varies. DEPOTS ă GLOBIGERINES et ă coccolithophoridees Parmi les sediments decrits ci-dessus se trouvent aussi des intercalations de depots blanchâtres en minces couches qui, sous l’effet des mouvements orogeniques, se sont souvent transformees en lentilles. *) Cette forme a dU dctermince par H. DOUVILLE. Institutul Geological României (GR 2 6i6 M. G. FlLIPESCU Le microscope revele qu’elles sont tres pauvres en materiei detritique. Quelques grains de quartz, de feldspath et des fragments de quartzite d’un diametre maximum de 0,05 mm, accompagnes de lamelles de mica plus nombreuses et mesurant maximum 0,2 mm en longueur, representent tout le materiei detritique de cette roche. De nombreux globules de pyrite, reunis frequemment en agglomerations aux formes variees, constituent le materiei autigene. La glauconie fait totalement defaut. Le reste du depot est constitue par des organismes qui entrent aussi dans la composition du ciment. Les debris organiques sont representes par Globigerina et Textu- laria ă test hyalin tres delicat, representant des formes pelagiques. Ils sont conserves dans la calcite, l’interieur des loges etant rarement rempli de pyrite. Tout ce materiei — mineraux et organismes — est cimente par un ci- ment compose de matiere argileuse melangee â du carbonate de chaux, qui forme le test d’une infinite de Coccolithophoridees. On distingue generale- ment les memes formes que dans le Senonien et l’fîocene. Les formes etoilees sont beaucoup plus rares, alors que les formes en bouton dominent. La quantite infime de materiei detritique, dont les dimensions sont exces- sivement reduites, l’absence de glauconie et la presence d'organismes pela- giques prouvent que ces depots se sont formes loin du rivage. Ces sediments pelagiques de l’Aquitanien ont du probablement se former dans une mer peu profonde, tout comme se sont formes aussi les depots similaires du Se- nonien et de l’Locăne ou bien la Craie du Bassin de Paris (20). CONCLUSIONS GENIiRALES L’Aquitanien est constitue par une alternance de depots lagunaires, neri- tiques et pelagiques, qui se terminent avec des depots lagunaires typiques representes par du sel et du gypse. Cette alternance peut etre mise en rapport avec des oscillations du fond de la mer ; durant les phases d’elevation se produisaient des regimes lagunaires, durant les phases d’immersion des re- gimes marins. Cette alternance pourrait egalement s’expliquer par le phenomene de subsidence. Durant la phase d’immersion correspondant â la subsidence se produisait le regime marin ; durant la periode de stabilite, le bassin se rem- plissait de sediments et le niveau des eaux baissait jusqu’â ce que se produisit le regime lagunaire, tout comme si des mouvements negatifs avaient eu lieu. Sous le poids des sediments formes, le fond de la mer, peu resistant â cause de certaines raisons d’ordre tectonique, cede et il se produit une nou- velle immersion (subsidence). Un nouveau cycle de sedimentation commence alors (59, page 504). < iȚ Institutul Geologic al României \JGR/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 617 En liaison avec ces causes, qu’il s’agissc d’oscillations ou de phenomenes de subsidence, se produisent dans le milieu marin des ruptures d’equilibre de nature pysico-chimique, lesquelles provoquent, dans la masse des sedi- ments formes, d’interessants phenomenes de diagenese, tels par exemple la formation de la glauconie, de la pyrite et du phosphate de chaux, ainsi que le remplacement du ciment par ces mineraux. On ne rencontre ni le gypse, ni surtout le sel entre les depots correspondant aux diverses phases lagunaires de la mer aquitanienne. Cela s’explique soit par le manque, durant ces phases, de conditions propices â la formation de ces mineraux, soit par le fait que le gypse et le sel se sont formes mais ont ete dissous par le retour d’un nouveau regime marin. Durant la derniere phase lagunaire de la mer aquitanienne, le sel et le gypse se sont formes et ont pu se conserver grâce â la structure de la region, produite par les mouvements orogeniques post-aquitaniens. A en juger d’apres les debris de plantes qu’on trouve sur les schistes bitu- mineux, parmi lesquelles quelques-unes sont caracteristiques des regions chaudes, et aussi d’apres l’abondance des Coccolithophorides, on peut conclure â l’existence d’un climant chaud ă l’Aquitanien. VI. ETUDE DE LA GLAUCONIE DES DEPOTS CRETACE- palEogEnes La glauconie, un silicate ferro-potassique hydrate, est extremement repan- due dans les sediments anciens aussi bien que dans les sediments actuels. En 1892 et plus tard en 1897, L. Cayeux (20) etudia de preș le mode de presentation de ce mineral, ses particularites physiques et chimiques et sa gentee. En ce qui concerne ce dernier point, il affirme que «la matiere orga- nique peut, dans la plupart des cas, etre la condition primordiale dans la formation de la glauconie, mais que bien souvent cette substance n’a pas du tout participe ă la genese de ce mineral» (20, page 184). Plus tard Collet (28), qui lui aussi s’attache â l’etude de la glauconie des sediments actuels — recolte de l’expedition « Challanger » — affirme que la glauconie granulaire represente des moulages glauconieux de Foraminiferes isoles ou assembles par un ciment glauconieux. La glauconie pigmentaire resulterait de la trituration des grains de glauconie, et la glauconie epige- nique serait engendree par des pseudomorphoses sous l’effet des Solutions glauconieuses (28, page 150). La formation des moulages de glauconie â l’interieur des loges de Foraminiferes presente trois etapes : une premiere etape de silicate alumineux, une seconde etape representant un silicate ferrique produit par l’elimination de l’aluminium et par le remplacement avec l’oxyde ferrique, et une trois^me etape representant le phenomene de glauconisation Institutul Geological României 618 M. G. FILIPESCU proprement dit, lequel consiste â introduire le potassium et ă faire paraître la couleur verte (28, page 176). Les depots cretacc-paleogenes de Ia region ayant fait l’objet de nos etudes contiennent pour la plupart ce mineral. C’est cependant dans l’Aquitanien qu’il est le plus largcment repandu. L’etude microscopique de la glauconie de ces depots fournit de nombreuses donnees touchant Ies proprietes de ce silicate. Ces donnees concordent avec celles de L. Cayeux (20) et sont en liaison avec Ia genese du mineral. MODE DE PRESENTATION DE LA GLAUCONIE La glauconie de ces sediments se presente surtout sous forme de grains aux aspects les plus varies : arrondis, ovales, cylindriques, lobes ou fortement dechiquetes sur les bords. Certains de ces grains presentent un aspect compact et des bords nets — ce sont des grains completement formes; d’autres ont des bords diffus et laissent entrevoir â l’interieur des parties entieres ou la glauconie fait defaut — ce sont des grains incomplets. Beaucoup de ces grains ont une surface uniforme sur toute leur etendue — ce sont des grains homogenes, tandis que d’autres sont traverses par de nombreuses fissures en lignes droites, courbes ou sinueuses qui s’entre cou- pent dans toutes les directions. En examinant ces grains sous un grossissement puissant, on constate qu’ils representent presque toujours des agglomerations de globules, fibres, lamelles et petits grains. Grâce ă la variete de ces formes entrant dans la constitution des granules de glauconie, leur structure est elle aussi differente, dans l’espece globulaire, fibro-lamellaire ou granuleuse. Quelques rares fois la glauconie affecte une forme allongee traversee par des lignes paralleles, perpendiculaires sur la direction d’allongement. Les fragments isoles de ces lignes sont homogenes et compacts. Ce sont des cris- taux de glauconie â clivage prononce, semblables aux micas et â la chlorite (20, page 365). Outre les grains complets ou incomplets et les cristaux clives, on ren- contre la glauconie pigmentaire sous forme de minces nuages aux contours indistincts, pigmentant le materiei detritique, les organismes ou le ciment. PROPRIETES La couleur de ce silicate, quelle que soit la forme sous laquelle il se presente, est generalement verte mais fortement nuancee, tirant sur le jaune, le bleu ou le noir. La variete cristallisee, caracterisee par un clivage prononce, presente un polychroisme tres intense dans les couleurs suivantes : ?ig = vert, np = jaune Institutul Geological României 16 R/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 619 briliant. Certains granules homogenes â aspect compact presentaet eux aussi ce phenomene, quoique dans une proportion beaucoup plus reduite. Entre les nicols croises, les grains glauconieux presentent un pheno- mene de polarisation d’agglomerat, puisque toute particule qui entre dans la constitution du grain est orientee d’une maniere differente. Les grains de glauconie sont donc cryptocristallins, alors que la glauconie clivee exerce une action puissante sur la lumiere polarisee, avec des extinctions le long des lignes de clivage, et presente ă 450 des couleurs de polarisation vives. Selon Cayeux et Lacroix, la birefringence de cette forme de glauconie est de 0,020, tandis que la birefringence de la glauconie des grains est moindre. D’apres le clivage, le polychroîsme et la birefringence, la glauconie se rapproche beaucoup des micas et de la chlorite, ce qui l’a fait considerer comme monoclinique (Lacroix). Les grains de glauconie recelent souvent des inclusions de quartz et de pyrite. Les grains de quartz contenus dans la glauconie, qu’il s’agisse d’un seul ou de plusieurs, sont beaucoup plus petits que le grain qui les enveloppe. Ils ont probablement ete inclus lors de la formation de la glauconie. Quant â la pyrite, elle se presente incluse sous forme de globules, d’agglo- merations de globules ou meme de cristaux. Les inclusions de pyrite peuvent parfois etre rares, mais fort nombreuses dans la plupart des cas, elles sont disseminees dans la masse de la glauconie ou bien occupent le grain entier. En ce qui concerne ces inclusions, on peut, tout au moins en pârtie, ad- mettre les affirmations de Cayeux (20, page 168) et Collet (28, page 161) comme quoi la glauconie et la pyrite se seraient formees simultanement. II est cependant fort possible qu’une grande pârtie de la pyrite ait pris nais- sance par suite de phenomenes d’epigenie, remplașant de la sorte la glau- conie. Nous ne pouvons pourtant non plus exclure la possibilite d’un processus de transformation chimique du silicate ferro-potassique dans le sul- fure de fer. Le processus d’alteration chimique de la glauconie le plus frequent est la transformation de ce silicate en limonite et hematite. On rencontre des grains de glauconie entoures â la surface d’une bordure jaune ou brune, et d’autres entierement colores dans ces teintes et presentant le reflexe orange ou rou geâtre caracteristique des oxydes de fer. On constate souvent, autour de grains alteres, une aureole brun-jaune d’oxyde de fer qui va en se perdant insensiblement dans la masse de la roche. RELATIONS ENTRE LA GLAUCONIE ET LES COMPOSANTS DES ROCHES Les relations de la glauconie des roches sedimentaires avec le materiei detritique, les organismes et le ciment sont des plus interessantes. . IGR/' Institutul Geological României 620 M. G. FILIPESCU Relations entre la glauconie et le materiei detritique. Nous avons constate que de nombreux grains de glauconie compacts et aux contours precis ont les memes dimensions que les particules detritiques. Dans les roches non homogenes au point de vue du materiei detritique dispose en zones, dont les unes sont formees de petites, les autres de grandes particules, les grains de glauconie presentent la meme repartition. Ce fait demontre qu’une bonne pârtie de ces grains ont ete remanies de depots plus anciens conjointement avec les grains de quartz, feldspath, etc. II existe encore d’autres grains, aux contours tres irreguliers, presen- tant de nombreuses strangulations. Ces grains n’ont pu se former qu’en place, car s’ils avaient subi un transport ils n’auraient pu resister sous cette forme (20, page 179). Tres frequemment les grains de quartz, de quartzite ou d’autres ele- ments du materiei detritique sont, en pârtie ou entierement, recouverts d’une pellicule de glauconie tellement fine qu’elle ne masque pas le grain detri- tique mais le colore en vert. Cette glauconie pigmentaire ne peut avoir pris naissance que dans la masse de la roche. D’autres fois on rencontre de la glau- conie comblant les fissures de quartz broye, les faisant paraître traversees par un reseau tres complique de fils verts de glauconie. On observe la meme chose chez les grains de quartzite. La glauconie penetre le long des lignes de soudure des elements du quartzite, marquant ces contacts d’une fașon admirable. Dans ces cas, tantot la glauconie se presente isolee tantot les lignes de glauconie apparaissent interrompues par de petites portions formees de calcite. Ce fait comporte deux Solutions en liaison avec la genăse de cette glauconie, ă savoir : a) Ou bien la glauconie s’est deposee des Solutions directement dans les fissures libres des grains des quartz broye ou dans les interstices des elements du quartzite. b) Ou bien ces vides etaient primordialement remplis de carbonate de chaux cristallise, lequel a ete ulterieurement remplace par la glauconie. L’une et l’autre de ces Solutions sont possibles, quoique la deraiere soit de beaucoup la plus plausible car, comme on le verra plus loin, le phenomene de remplacement de la calcite par la glauconie est tres frequent. Toujours en liaison avec le materiei detritique, on observe d’interessants affleurements de glauconie, semblables â ceux ayant fourni â Cayeux des arguments decisifs en faveur de son affirmation que « ce mineral peut naî- tre sans l’intervention de la matiere organique » (20, page 175). On rencontre des grains de feldspath et des lamelles de mica, dans lesquels apparaissent, apres les lignes de clivage, des traces de glauconie sous forme de globules, de petits grains ou de fibres. Cette glauconie proviendrait, selon Cayeux, du potassium produit par la transformation du feldspath et des micas po- țassiques â l’interieur desquels il se trouve. M Institutul Geologic al României ________RECHERCHES G&OLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 621 Relations entre la glauconie et les organismes. Avant d’entrer plus loin dans le sujet, nous separerons les relations de la glauconie avec les organismes siliceux de ses relations avec les organismes calcaires. a) Dans les relations de la glauconie avec les organismes siliceux, on cons- tate que ce mineral se forme frequemment ă l’interieur du canal des spicules de Spongiaires, et parfois le spicule meme est remplace en pârtie par la glau- conie, phenomene qu’on observe souvent dans les roches siliceuses organo- genes de l’Oligocene moyen-superieur. Nous n’avons rencontre aucun cas ou les spicules de Spongiaires etaient entierement remplaces par la glauconie, alors que cela se produit si souvent ailleurs dans les roches similaires (34, pagcs 248 â 249). Ce remplacement n'altare en rien la forme des organismes. Les Radiolaires semblent opposer une forte resistance ă cette epigenie, et, en ce qui nous concerne, nous n’avons rencontre nulle part un cas typique de remplacement de ces organismes siliceux par la glauconie. On pourrait considerer comme un phenomene d’epigenie de cette nature le cas des Radio- laires des marnes noires senoniennes, conserves par la matiere fibro-globulaire verte qui, selon J. DE Lapparent (40, page 259), serait un alumino-silicate ferrifere, matiere tres ressemblante ă la glauconie. Les Diatomees opposent une resistance absolue au remplacement par la glauconie. De l’infinite de Diatomees comprises dans les «gaize-diatomites » de l’Oligocene de l’Eperon de Văleni, lesquelles presentent souvent des phe- nomenes d’epigenie, on ne constate aucun cas de remplacement par le silicate ferro-potassique. b) Les relations entre la glauconie et les organismes calcaires sont tres accentuees et se presentent sous les deux aspects suivants : 1. L a glauconie en tant que materiei de r e m p 1 i s- sage des vides dans les organismes. Dans ce cas, la glauconie comble les loges et les pores du test de Foraminiferes, les cavites du squelette de Bryozoaires, les pores des plaques d’Echinodermes ou l’interieur des cel- lules de Melobesiees. Nous avons rencontre d’admirables exemples de pareils remplissages dans les calcaires sableux de l’Eocene de Șotrile et dans les greș glauconieux de l’Aquitanien. Les loges des Foraminiferes sont remplies de glauconie. Dans des cas plus avances, ce mineral penetre â l’interieur des pores, esquis- sant admirablement, par de minces fils glauconieux, le trace du canal ouvert â l’exterieur par des pores. On observe egalement la presence de plaques d’Echinides conservees dans la calcite et la glauconie. Penetrant seulement par les pores, ce mineral marque un parfait reseau vert de glauconie ă noeuds de calcite. 2. La glauconie remplace le squelette calcaire des organismes. La glauconie ne comble pas seulement les vides dans les debris organiques, mais elle remplace encore souvent le squelette des orga- Institutul Geological României 622 M. G. FILIPESCU nismes calcaires. C’est ainsi que nous avons rencontre des Foraminiferes, des plaques d’fîchinodermes, des Bryozoaires et des fragments de Lithothamnium, ou la glauconie envahit le squelette qu’elle remplace en pârtie ou entibrement. Cette epigenie est accompagnee de la destruction de la structure de 1'orga- nisme. Dans la pârtie ou le remplacement est moins avance, on observe encore des debris de structure organique, tandis que lâ ob la glauconisation est com- plete, on ne constate plus aucune trace de cette structure. On observe ce phe- nomene admirablement dans les plaques d’fichinodermes et les fragments de Melobesiees. Relations entre la glauconie et le ciment. Le ciment calcaire aussi bien que le ciment d’opale des roches siliceuses detritiques ou organiques sont sou- vent remplaces par la glauconie. Des plages entieres de ces especes de ciment sont tantot completement glauconisees et tantot elles consecvent encore des temoignages du ciment pri- mordial. Ces temoignages apparaissent soit sous forme d’îles â l’interieur de la masse de glauconie, soit sous forme de petites bandes irregulieres liees â la masse principale du ciment restee non transformee. Un autre mode de presentation du ciment transforme est celui ou nous avons affaire ă d’innombrables petits grains de glauconie en meme temps qu’ă des grains de calcite, qui occupent des plages de grandeurs differentes de la masse du ciment parmi le materiei detritique et les organismes. Ce phe- nomene d’epigenie provoque la disparition de la structure du ciment. Le remplacement du ciment calcaire par la glauconie est parfois tellement avance qu’il ne reste plus que des traces tres reduites du ciment primordial. La glauconie resultant de ce processus se presente sous forme de con- cretions, generalement arrondies, qui se separent les unes des autres et s’iso- lent meme sous forme de granules. Par suite de ce processus d’epigenie avance, le carbonate de chaux passe ă l’etat de solution est tellement abon- dant que, par la sursaturation la solution depose dans la masse de glauconie des rhombobdres de calcite secondaire admirablement formes(pl. V, fig. 3). Les oxydes de fer produits par l’oxydation de la glauconie pigmentent la plupart de ces rhomboâdres, leur imprimant des teintes allant du jaune au brun. Nous avons rencontre de tres beaux cas de remplacement du ciment cal- caire ou siliceux par la glauconie dans le greș de Kliwa â ciment d’opale et dans les greș calcaires de l’fîocene de Șotrile ou de l’Aquitanien. Le ciment argileux seinble avoir rcsiste â ce phenomene d’epigenie. Outre les marnes noires senoniennes contenant des Radiolaires conserves dans cette substance verdâtre semblable â la glauconie, substance egalement repandue dans la masse de ciment argileux, nous n’avons plus rencontre d’autres cas de transformation dans ce sens. Institutul Geologic al României igrV RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET I.A DOFTANA 623 OBSERVATIONS TOUCHANT LA DISPERSION DE LA GLAUCONIE L’etude comparative de la dispersion de la glauconie dans les depots cretac^-paleogănes situes entre le Teleajen et la Doftana fournissent des donnees qui peuvent etre utilisees pour determiner les conditions dans les- quelles ce mineral a pris naissance. Ces donnees concernant la repartition de la glauconie dans les depots en question, par rapport aux materiei detriti- que potassique (micas-feldspaths), aux organismes calcaires et siliceux, ă la matiere sapropelique, â la pyrite, aux oxydes de fer et au ciment calcaire, siliceux ou argileux, figurent dans le tableau ci-bas. Les donnees du tableau ci-dessous demontrent que la glauconie se trouve dans les depots neritiques, mais manque dans les depots lagunaires et les depots pelagiques. On ne rencontre la glauconie que fort rarement dans les depots neritiques, lorsque les debris organiques font defaut et que le materiei detritique potas- sique (feldspath et mica) existe â l’etat non altere. Dans les depots oii les organismes sont bien representes, au point de constituer parfois la majeure pârtie de la masse rocheuse, la glauconie abonde lorsque la matiere sapro- pelique et les mineraux ferrugineux se trouvent dans des proportions reduites et diminue quantitativement lorsqu’ils sont plus nombreux. La glauconie fait totalement defaut dans les depots terrig&ne-pelagiques, bien qu’il s’y trouve parfois des organismes dans des quantites telles qu’ils semblent constituer la roche â eux seuls. En echange, la matiere sapropelique et les mineraux ferrugineux sont fort abondants. Les depots calcaires recifaux contiennent une faible proportion de glau- conie lorsqu’ils sont broyes et resedimentes en meme temps que le materiei detritique, dans les conditions des depots neritiques ordinaires. La glauconie manque completement dans les depots calcaires benthogenes aussi bien que dans les depots argilo-calcaires, pelagiques, alors que la pyrite et les oxydes de fer y abondent parfois. On constate le meme etat de choses dans les depots lagunaires du type des schistes bitumineux qui, outre la py- rite, contiennent aussi une forte proportion de matiere sapropelique. Les roches siliceuses organogenes ont une faible teneur en glauconie aussi bien qu’en matiere sapropelique, pyrite et oxydes de fer. On constate dans ces roches des cas typiques de transformation de la glauconie en limonite, fait qui explique la faible teneur en silicate ferro-potassique. GENESE de la glauconie Les opinions que les divers auteurs ont emises sur la genese de la glau- conie sont resumees dans les travaux de Cayeux (20, page 132) et de Collet (28). Selon les uns, la genese de ce mineral serait etroitement liee â la pre- < Institutul Geologic al României IGR 624 M. G. FILIPESCU Repartition de la glauconie dans les depots du Flysch en rapport avec leurs eonditions de genese Ciment □ y i 5 0 « y O cc O M r a a a-A A siliceux 0 i-< O <3 03 ai O O O O O o calcaire < 0 < ai ai 03 < « « O H anbjssBjod anbpujșp «3 l-t lH 0 ai ai 0 O 0 0 jaj ap sapĂxo ajuXj 10 O 03 «9 u l-t 0 o O 0 <1 < onbipdojdus U O ai ai 0 H t. ai h « 0 < xnaojițs nO SOJIEOfEO SOUJSțUBâlQ h ai 0 < O A A A a-A r-c oțuoonEif) R-O O V O 0 < O 0 0 9 0 0 a Categorie ncnuque Neritique Forme autour des îles ou autour d’une cordillere . Neritique Peiagique-neritique . . . jL^cpuis ncnuqueș, panois compl&tement organoge- nes Neritique recifal .... Benthogene Pelagique Pelagique Terrigene-peiagique . . . Lagunaire Depot etudie Greș grossiers: Albien et Eocene XUddlU- 1 .... Greș micace a cassure curbicorti- cale (Eocene marginal) .... Greș feldspathique (Senonien) Greș siliceux (Kliwa) Oligocene . Roches siliceuses organogenes (Oli- gocene) Calcaires sableux et greș calcaires (Eocene Șotrile - Aquitanien) Calcaires brechiformes sableux (Albien) Calcaire ii Radiolaires et Foramini- feres (Albien) Depots â Coccolithophoridees (Se- nonien, Eocene, Aquitanien) Marnes rouges senoniennes, Eo- cene Marnes noires sableuses (Albien- Senonien) Schistes bitumineux (Oligocene- Aquitanien) inexistant C = tres commun tres rare a = abondant rare A = tres abondant commun Symbole de frequence selon MlLNER. II II II II O si h o Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 625 sence des organismes, alors que selon les autres la formation de la glauco- nie n’aurait aucun rapport avec la matiere organique^ Les donnees relatives ă la dispersion de la glauconie dans les sediments faisant l’objet de nos recherches prouvent que, dans la zone neritique oh ce mineral se forme, sa frequence semble etre directement proportionnelle â celle des debris organiques. A premiere vue on pourrait donc admettre que l’existence des organismes est une condition de la genese de la glauconie. Si l’on analyse les rapports de la glauconie avec les organismes calcaires, on constate qu’elle remplit l’interieur des loges et les pores et remplace le test. En general cependant, les vides combles avec la glauconie etaient primi- tivement remplis de carbonate de chaux cryptocristallin ou cristallise. Le remplissage du vide des organismes par la glauconie, tout comme' la transfor- mation du test calcaire en test glauconieux, est un phenomene d’epigenie, de pseudomorphose, realise par des Solutions glauconigenes, sans rapport avec la matiere organique. L’existence des Solutions glauconigenes est en fonction de la presence du potassium et de l’oxyde ferrique. Le potassium, qui provient de la decomposition des feldspaths et des micas, suffit â la formation de la glauconie. Or, comme cette decomposition se produit tres facilement dans la zone neritique, ces mineraux n’arrivent plus dans les zones eloignees du rivage. Aussi les eaux de la mer ont-elles, dans la zone neritique, une teneur elevee en potassium, alors que dans les zones profondes et eloignees du rivage cette teneur est beaucoup plus reduite (28, page 156). L’oxyde ferrique ne saurait exister sans un milieu oxydant, condition que la zone neritique realise. Dans les lagunes et les zones profondes de la mer se trouve un milieu reducteur engendre par la matiere organique et l’hydro- gene sulfure lie â.la decomposition de celle-ci. Ce milieu favorise la formation de fortes quantites de sulfure de fer (28, pages 169 â 173). Comme la zone neritique a une teneur elevee en potassium et qu’elle contient aussi l’oxygene necessaire â la formation des oxydes ferriques, elle represente le milieu favorable â la realisation des Solutions glauconigenes. Le fait que la glauconie se forme dans la zone neritique surtout lă ou se trouvent de nombreux debris organiques, nous incite ă nous demander s’il n’existerait pas une affinite entre ces debris et la solution glauconigene En vertu de cette affinite, la solution glauconigene serait attiree et con- centree vers les centres riches en debris organiques. Ces centres deviennent le siege d’une epigenie intense qui se manifeste par le remplacement de ces debris ou du ciment, siliceux aussi bien que calcaire, par la glauconie. Ce phenomene d’epigenie est probablement facilite par les ruptures d’equilibre physico-chimique provoquees par les oscillations du fond de la mer. 40 Institutul Geological României 6a6 M. G. FILIPESCU VII. CALCAIRES BITUMINEUX DES FORMATIONS GYPSIFfiRES (AQUITANIEN ET HELVfiTIEN) Ces calcaires bitumineux ont une teinte grise tirant sur le blanc, avec parfois des nuances jaunes ou noires. Toujours claires â la surface, les teintes deviennent foncees ă l’interieur. Generalement compacte, la structure de ces calcaires presente parfois de petites cavites tapissees de menus cristaux de calcite. Poids specifique 2,72 . Lorsqu’on les frappe â coups de inarteau, les calcaires degagent une forte odeur de bitume. Traites ă l’acide chlorhydrique, ils entrent en effervescence. Caracteres microscopiques (pl. V, fig. 4). L’etude mi- croscopique permet de fixer deux types de calcaires bitumineux : Primo, un type peu interessant en ce qui touche le probleme de la genese de ces roches. II est entierement cristallise et presente une structure micro- granulaire. Les grains de calcite, tres menus, presentent des dimensions egales et des contours arrondis et sont etroitement colles les uns aux autres. Toute la masse fondamentale est constituie par du carbonate de chaux dans lequel on observe la presence de quelques granules de pyrite et de quel- ques lambeaux de matiere bitumineuse d’un brun mat. Secundo, un type tris interessant au point de vue de la genese du depot. Sa structure est infiniment plus complexe que celle du premier type. La masse fondamentale est en pârtie calcaire. On distingue dans cette masse de carbonate de chaux des zones aux contours tres irreguliers, parfois angu- leux, composees de calcaire cryptocristallin. Ces zones sont souvent tra- versees par de minces bandes formees de calcaire cristallise en gros grains, ou bien elles recelent des îles de ces grains de calcite, preuve qu’il s’est produit un commencement de cristallisation. L’espace entre ces zones de calcaire cryptocristallin est comble par du carbonate de chaux cristal- lise en grains de dimensions et formes variees, gendralement arrondies. Ces granules sont disposes sans aucun ordre. On observe par endroits des nids de calcaire cristallise sous forme de grands grains allonges, dis- poses en rayons â la peripherie des nids et irreguli^rement vers le centre. On rencontre parfois des zones de calcaire cryptocristallin entourees de pareils grains de calcite allonges, disposes en rayons autour de ces îles, tout comme si ces dernieres avaient servi de support ă la cristallisation de la calcite. Ces faits demontrent que deux generations de carbonate de chaux existent dans la masse de la roche : l’une primitive, cryptocristalline, l’autre secondaire et provenant de la recristallisation de la premiere. Ce qui est toutefois interessant et concluant au point de vue de l’origine de ces calcaires, c’est la presence, â l’interieur de cette masse de carbonate de chaux, de nombreux cristaux isoles de gypse ou de plages â structure radiaire. Ces plages de gypse sont le plus souvent traversees par des bandes de ■ JA Institutul Geological României \ ICR/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 627 calcite granulaire ou bien rec&ent de petits grains de carbonate de chaux isoles. On trouve aussi dans ces calcaires de petits globules ou granules de pyrite et des îles de matiere bitumineuse. G e n e s e des calcaires bitumineux. En partant des don- nees fournies par l’etude microscopique, on peut tirer les conclusions sui- vantes quant â la genese de ces depots : a) Les roches calcaires comprises dans les depots gypsiferes, aquitaniens et helvetiens ont pris naissance dans les masses de gypse sous l’effet des phe- nomenes solfariens. La preuve nous en est fournie par les traces de gypse non transforme â l’interieur de ces calcaires. b) Les phenomenes ayant engendre Ies calcaires consistent dans l’action du bioxyde de carbone provenant de l’air et de l’eau sur l’oxyde de chaux produit par la reduction du gypse sous l’influence des hydrocarbures. Le carbonate de chaux produit est cryptocristallin. II recristallise ensuite en pâr- tie ce qui aboutit au morcellement du calcaire primordial en zones irregu- lieres. Celles-ci forment parfois meme le support des cristaux de carbonate de chaux deposes des Solutions au cours de la seconde phase. VIII. DfiPOTS OOLITHIQUES SARMATIENS (Pl. V, fig. 5) A la pârtie inferieure du Sarmatien on rencontre, presque toujours dans cette region, des depots calcaires sableux ă structure oolithique. Le materiei detritique de ces depots est represente par des grains de quartz, du feldspath, des fragments de quartzite, du calcaire, des schistes cristallins et des lamelles de mica. Les depots, tres riches en organismes, contiennent principalement des Mollusques et parfois aussi des Bryozoaires et des Foraminiferes. Le materiei detritique aussi bien que les debris organiques font l’of- fice de noyau pour les innombrables oolithes qui entrent dans la constitution de ces roches. Dans certains cas, tout le materiei detritique est entoure d’an- neaux corticaux calcaires, tandis que dans d’autres les oolithes forment un melange avec le materiei detritique colle â 1'enveloppe corticale. D’aprăs l’aspect des oolithes, on distingue un type â zone corticale com- posee de larges et peu nombreux anneaux, et un type â anneaux nombreux, etroits et bien visibles. Si l’on etudie la structure de la zone corticale de ces deux types d’oolithes, on constate que les anneaux sont composes de granules de carbonate de chaux allonges et disposes en rayons. Chez les oolithes â larges anneaux, la disposi- tion radiaire de ces granules est peu nette et souvent meme inexistante, tandis que chez les oolithes â anneaux etroits elle est des plus evidentes. Tous les 40» M Institutul Geologic al României 16 R/ 628 M. G. FlLIPESCU grains de ces anneaux etant de meme longueur, forment une bande d’une largeur egale sur toute l’etendue de l’anneau. Les dimensions restreintes de ces grains, qui permettent â ceux-ci de se superposer ă raison de plusieurs dans l’epaisseur habituelle de la coupe donnent lieu ă des phenomenes de compensation qui rendent les oolithes plus sombres. L’arrangement annulaire est mis en evidence aussi bien par la disposition des grains de calcite en zones concentriques, que par la presence d’anneaux de matiere argileuse, impregnee d’oxydes de fer, qui marquent le contact entre deux anneaux successifs. Parfois, toute la surface de l’oolithe est im- pregnee d’oxydes de fer. Tous ces elements, c’est-ă-dire le materiei detritique, les organismes et les oolithes, sont lies par un ciment calcaire cristallise, â structure granulaire ou grenue. La presence des oolithes dans ces depots prouve qu’ils se sont formes dans la zone littorale, dans des eaux agitees et chaudes. L’association formee par les oolithes et le materiei detritique indique que certains de ces oolithes ont subi un cimentage â l’endroit meme oii ils ont pris naissance, alors que d’autres ont ete transportes â une certaine distance de leur lieu d’origine en meme temps que le materiei detritique, qui n’a pas subi d’enveloppement de la part des anneaux de calcaire. IX. TUFS VOLCANIQUES Aussi bien les depots paleog^nes que les depots neogenes de la region situee entre le Teleajen et la Doftana recelent des cendres volcaniques cimen- tees sous forme de tufs. On rencontre ces tufs volcaniques dans l’Oligocene, l’Helvetien et le Meotien. TUFS VOLCANIQUES OLIGOCfeNES On rencontre de pareils depots,d’un developpement moyen, intercales soit entre des schistes bitumineux, comme c’est le cas â Măneciu-Ungureni, soit entre les roches siliceuses organiques ou dans le greș de Kliwa de l’Eperon de Văleni, comme dans l’île paleogene de Buștenari. L’etude microscopique des tufs oligocenes de la zone d’ecailles revele la constitution suivante : La masse fonda menta le est composee d’une matiere vitreuse en grande pârtie devitrifiee et alteree. L’alteration produit une infinite de phyllades argileuses, faiblement birefringentes. On trouve, conjointement avec la matiere argileuse, une proportion assez elevee de carbonate de chaux Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 620 finement pulverise. Cette masse fondamentale contient de nombreux frag- ments de verre non altere, hyalin, parfaitement isotrope. Ces esquilles de verre sont compactes, vacuolaires ou crenelees. Leurs formes sont toujours angu- leuses. Outre le verre, on trouve quelques rares fois des grains de feld- spath, du quartz et des lamelles de mica. Le feldspath y est tres frais. Ces tufs volcaniques ne renferment pas de debris organiques. Le materiei volcanique intercalc entre les roches organiques siliceuses et le greș de Kliwa de l’Eperon de Văleni est compose en majeure pârtie de fragments de verre non altere, â texture vesiculaire ou crenelee. Ces frag- ments de verre sont melanges avec beaucoup de materiei detritique, de sorte qu’ils ne forment pas de tuf proprement dit. Le materiei volcanique de cette formation etant probablement facilement alterable a fourni, en sc decomposant, une grande pârtie de la silice qui a servi aux Diatomees ă constituer leur squelette siliceux. C’est ainsi qu’on peut s’expliquer le developpement considerable de ces organismes siliceux dans l’Oligocene. TUFS VOLCANIQUES HELVETIENS Ces depots sont puissamment developpes, au point de former parfois des couches de quelques dizaine de metres d’epaisseur (Piatra Verde—Slănic). Le microscope revele que ces depots sont constitues par une masse fondamentale vitreuse, legerement devitrifiee, melangee avec la ma- tiere argileuse produite sans doute par l’altera'tion’du verre. On observe egale- ment la presence de nombreux globules ressemblant â l’opale globulaire et qui pourraient bien representer la silice resultee de ce phenomene de de- composition. La masse fondamentale renferme des fragments de feldspath, du quartz, de la hornblende, des lamelles de mica et de la magnetite. Les feldspaths de ce tuf sont eux aussi tres frais. L’analyse chimique revele la composition suivante ’j : SiO, 61,71 A12O3 13.89 Fe3O3 2,86 FeO .......................... ... 0,53 MnO................................traces CaO ................................ 3,28 MgO 0,94 CO3 — K2O 1,29 Na,O 1,96 H3O . . . ■ 13.64 100,10 ') L’analyse chimique a ete chimie de 1'Institut Geologique effectuee par M-me E. ZAMFIRESCU, dans le laboratoire de de Roumanie. Institutul Geological României 630 M. G. HL1PESCU D’apres sa composition mineralogique et l’analyse chimique, ce depot est une cendre dacitique. II recele quelques rares debris organiques representes par des Foraminiferes. Soit que ces cendres volcaniques fussent moins facilement alterables, soit que leur composition chimique ne favorisât pas le devcloppement des orga- nismes calcaires ou siliceux, ces debris organiques sont fort rares dans les depots helvetiens ou y manquent totalcment. TUFS VOLCANIQUES MEOTIENS (Pl. V, fig. 6) Ces depots, que nous avons decrits â une autre occasion (n), sont faible- ment developpes entre les marnes â Hydrobies et â Neritines. L’etude microscopique indique que ces depots sont cotnposes d’une masse fondamentale ainorphe ou cryptocristalline formee de verre devitrifie et de matiere argileuse. Cette masse fondamentale renferme des cristaux de feldspath alcalin et calcosodique tres frais. Les feldspaths pla- gioclases correspondent generalement au labrador, amphibole represente par de la hornblende verte ou brune, des lamelles de biotite et de la magnetite. Les restes organiques sont rares. L’analise chimique revele la composition suivante 1) : SiO3 AlaOs Fe3O3 FeO MnO CaO MgO CO3 K,O Na3O H3O ...........................53,28 ...........................21,25 ........................... 4,i4 ........................... 0,32 ........................... 3,37 ........................... 0,92 ........................... 0,78 ........................... 1,59 ...........................14^36 100,01 Examines â l’oeil nu ces depots ressemblent au tuf dacitique de l’Hel- vetien, mais l’analyse chimique demontre qu’ils proviennent d’un magma beaucoup plus basique, ce qui ressort d’ailleurs aussi dc l’examen microsco- pique qui denote la rarete ou meme l’absence du quartz. Ces tufs proviennent probablement d’un magma plus andesitique. La presence des tufs volcaniques paleogenes et mio-pliocenes est tres pro- bablement en relation avec les eruptions de Hărghita—Călimani. Celles-ci *) L’analyse a ete effectuee par les soins de M-me E. ZAMFIRESCU. Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUHS ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 631 se sont manifcstees avec une faible intensite dans l’Oligocene, atteignant leur paroxysme au Miocene et au Pliocene. Les cendres volcaniques paleogenes, facilement alterables et d’une com- position chimique favorisant le dcveloppement des organismes, ont forme, en se decomposant, le materiei du test des Diatomees. Les cendres neogenes semblent n’avoir pas joui de cette propricte. Institutul Geological României T E C T O N 1 Q U E Ainsi qu’il resulte de la stratigraphie de la region, celle-ci est constituee par des depots cretace-paleogenes appartenant au Flysch et par des depots mio-pliocenes. Comme nous l’avons deja indique lorsque nous avons etudie la strati- graphie de la region, les depots du Flysch sont disposes en deux grandes zones, â savoir la zone du Flysch interne et la zone du Flysch marginal, celle-ci etant â son tour divisee en trois sous-unites : la zone d’ecailles, la zone de l’Eperon de Homorâciu-Prăjani et la zone de l’fîperon de Văleni. Les depots mio-pliocenes sont eux aussi repandus en trois zones : la zone de la cuvette de Slănic, la zone de la cuvette de Drajna, la zone mio-pliocene au-dessus de l’fîperon de Văleni et au sud de celui-ci. TECTONIQUE DU FLYSCH i. Zone interne du Flysch. Composee de depots albiens, elle est representee â la base par l’horizon marno-greseux, dispose en plis serres, et ă la pârtie superieure par l’horizon greseux-conglomeratique, qui occupait de larges synclinaux. A ces depots succedent normalcment des depots senoniens, eo- cenes (du type de Șotrile) et oligocenes (dysodiles et roches siliceuses orga- niques), soit en larges plis, soit en ecailles serrees. Dans la region comprise entre la vallee de la Crasna et la vallee du Teleajen, entre Măgura Nebunului et Mănăstirea Suzana affleurent, au-dessous des depots de l’horizon marno-greseux de l’Albien, des marnes rouges senoniennes en pârtie recouvertes par l’Eocene de Șotrile. A l’exterieur de cette zone du Flysch se trouve la zone d’ecailles qui, outre cette structure, presente aussi un caractere de mylonitisation tres accentue. Cette zone est aussi chevauchee par les depots albiens de la zone interne, le long d’une ligne passant par Măneciu—Mănăstirea Crasna—Măciucul Berții—Petriceaua. Nous appuyant sur ces faits, nous avons admis entre ces deux zones l’existence de rapports de charriage. Les aspects differents des deux horizons albiens doivent etre mis en relation avec ce phenomene. L’horizon marno-greseux, plus plastique et touchant de plus preș le phenomene de glissement, est etroitement plisse, M Institutul Geologic al României IGR/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 633 alors que l’horizon greseux-conglomeratique, plus rigide et subissant dans une moindre mesure l’effet des forces mecaniques produites par des glisse- ments, se presente en larges plis. 2. Zone d’ecailles. Elle est composee de l’Albien marno-greseux, du Seno- nien, de l’Eocene du type Șotrile et d’un greș tres analogue â l’Eocene du type de Fusaru—Tarcău. L’Oligocene est represente par des dysodiles et des roches siliceuses organogenes, avec des intercalations du tuf volcanique et sans greș de Kliwa. L’Aquitanien est represente par des schistes bitumineux, des gypses et des elements conglomeratiques. Cette zone, situee â la base de la Cuvette de Slănic, est recouverte en dis- cordance par les conglomerats burdigaliens de la cuvette. Le contact entre la zone d’ecailles et la Cuvette dc Slănic est affecte par de nombreux acci- dents tectoniques d’ordre local, tels que laminages, renversements ou rup- tures de depots d’apres des failles transversales. A l’interieur de la zone d’ecailles nous avons constate des manifestations salines, au-dessous des depots cretace-paleogenes, â Măneciu-Ungureni, âu confluent de la vallee du Vărbilău avec la Valea Vulpei et ă Petriceaua, vers le fond de la Valea Alunișu. Cette zone d’ecailles se trouve donc au-dessus des depots de sel. La zone disparaît vers le sud, au-dessous des depots de la Cuvette de Slănic. Au N de Slănic on voit apparaître un leger affleurement de Paleogene qui brise cette cuvette. 3. Zone de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani. Cette zone est formee par le Cretace, l’Eocene du facies Fusaru—Tarcău, l’Eocene-Oligocene (couches de Homorâciu, couches de Pucioasa), l’Oligocene (dysodiles) et l’Aquitanien. Elle se presente generalement sous forme d’un anticlinal replisse et parfois meme ecaille, comme par exemple dans la zone de detachement de l’Eperon de Homorâciu et â la bordure sud dc cet eperon. Au-dessous des depots cretace-paleogenes de cette zonne apparaissent de nombreux et importants affleurements de sel, dont le principal est le grand massif de sel de Slănic. Par la nature de ses depots constituants, principalement de ceux de la base, la zone d’ecailles et la zone de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani sem- blent appaitenir â une seule unite, caracterisee par l’absence du greș de Kliwa de son Oligocene. Cette unite chevauche la formation ă sel, que nous avons attribue â l’Aquitanien et par consequent elle se trouve charriee au dessus de cette formation. Avânt toutefois de tirer des conclusions relatives â l’individualisation de cette unite, il sied de proceder prealablement ă l’ana- lyse de l’Eperon de Văleni et des rapports de cette zone avec l’unite situee au nord. JA. Institutul Geological României 16 R/ 6.34 M. G. FILIPESCU 4. L’Eperon de Văleni. II est constitue par des depots senoniens, l’Eocene de facies marginal, l’Oligocene-Eocene (couches de Podul Morii), l’Oligocene (dysodiles, roches siliceuses organiques et chimiques, greș de Kliwa) et 1 'Aquitanien. A l’E de Vărbilău, cet eperon est bien individualist et se presente intense- inent plisse, tandis qu’â l’W de cette vallee il est recouvert en grande pârtie par les sediments des cuvettes mio-pliocenes et reduit ă l’etat d’île. Dans le bassin de la Valea Cosmina, cette zone presente une puissante elevation axiale accompagnee en meme temps d’une mylonitisation accentuee. Sur toute l’etendue de cette zone apparaissent, au-dessous des depots senonien-paleogenes constituant celle-ci, les affleurements d’Aquitanien dont il a deja ete question ailleurs. II en resulte donc que l’Eperon de Văleni se trouve lui aussi charrie sur l’Aquitanien represente par du gypse et du sel. Cette zone disparaît au S au-dessous des depots mio-pliocenes de la Cuvette de Trestioara—Gura Vitioarei et des depots pliocenes de la zone de Vâlcă- nești—Buștenari—Telega. Au N de l’Eperon de Văleni, entre cet eperon et la Cuvette de Drajna, s’etend, teile une bande continue, une serie de depots aquitaniens orientes, entre Drajna et Vărbilău, de l’E â l’W. De la vallee du Vărbilău, la zone prend la direction nord—sud et penetre â l’interieur de l’Eperon de Văleni, dans la region de Livadea—Podul Ursului, ou elle affleure au-dessous des depots de cet eperon sous forme d’une bande continue, pre- sentant plusieurs digitations. Apres quelques interruptions et apparitions successives, cette bande aboutit au massif de sel de Vâlcănești, qui supporte des elements paleogenes sur ses flancs et son dos et disparaît ensuite sur la ligne Vâlcănești—Scăioși vers l’E. Du confluent de la vallee de la Drajna avec la vallee du Teleajen jusqu’â la vallee du Vărbilău, l’Eperon de Văleni chevauche cette bande de depots aquitaniens. Le long de ce contact anormal affleurent, dans la zone de l’Eperon de Văleni, des greș grossiers conglomeratiques du type Fusaru—Tarcău, le plus developpe de ces greș etant celui de la Valea Pietroasa, au N de Vărbilău. Ces depots chevauchent l’Eocene du type marginal fortement mylonitise (fig. 2). La meme zone de depots aquitaniens vient vers le N en contact avec la cuvette de Drajna. Les rapports entre ces deux unites paraîtraient normaux si l’on ne constatait pas la presence de quelques affleurements de depots paleogenes plus anciens que l’Aquitanien et chevauchant cette formation. C’est de la sorte que la situation se presente â Drajna (fig. 8) et â Podul Ur- sului (fig. 9). L’Aquitanien de cette zone est donc recouvert, aussi vers le nord, de depots paleogenes plus anciens. Par consequent, entre l’Eperon de Văleni et les depots aquitaniens de cette zone existent des rapports anormaux, alors que sur la ligne de con- tact anormal affleurent, au-dessus du Paleogene de l’Eperon de Văleni, des greș eocenes du type Fusaru—Tarcău. JA Institutul Geological României 16 R/ RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET I.A DOFTANA 635 Entre le Vărbilău et la Doftana, la pârtie nord de l’Eperon de Văleni vient en contact avec l’Eperon de Prăjani â peu preș jusqu’au fond de la Valea Cos- mina, et d’ici vers l’W avec des depots miocenes. Entre le Vărbilău et le fond de la Valea Cosmina, la situation est la sui- vante. L’Eperon de Prăjani se presente en general sous forme d’un ariticlinal dont l’axe renferme le greș de Fusaru—Tarcău. Le flanc N de cet anticlinal est bien developpe. Le flanc S est fortement malaxe sur la ligne de contact avec l’Eperon de Văleni. Sur cette ligne affleurent des dysodiles oligocenes, des lentilles d’Aquitanien et des lambeaux de greș de Fusaru-—Tarcău forte- ment broyes, avec des traces d’une action mecanique (miroirs de friction et granules de quartz broyes). Le flanc sud de l’Eperon de Homorâciu semble abriter un synclinal pince et broye, qui disparaît entierement â l’W de la Valea Cosmina, tandis que les depots de l’Eperon de Văleni plongeraient au-dessous de ce synclinal (fig. 3). Les rapports entre l’Eperon de Prăjani et l’Eperon de Văleni â l’E de Vărbilău sont masques par la Cuvette de Drajna. L’Eperon de Văleni vient par consequent en contact avec l’Eperon de Pră- jani suivant une puissante ligne de dislocation le long de laquelle affleurent, au-dessus des depots paleogenes de l’Eperon de Văleni, des lambeaux de gros du type Fusaru—Tarcău fortement broyes. Une fois qu’on a etabli ces rapports entre l’Eperon de Văleni et les unites sc trouvant au N decelui-ci, on peut se demander â quelle unite appartiennent les greș du type Fusaru—Tarcău qui affleurent le long des lignes de dis- location en question. On peut emettre deux hypotheses au sujet de ce probleme, â savoir : ou bien le greș grossier â Nummulites du type Fusaru—Tarcău situe au-dessus de l’Eocene de l’Eperon de Văleni appartient â l’Eperon de Homorâciu— Prăjani, et dans ce cas les deux zones presentent des rapports de charriage, ou bien ce greș est intercale dans l’Eocene marginal de l’Eperon de Văleni, et alors la zone d’ecailles, l’Eperon de Homorâciu—Prăjani et l’Eperon de Văleni constituent une seule unite tectonique charriee au-dessus de la For- mation â sei, comme nous l’avons deja affirme anterieurement. L’âge de ces greș, â en juger d’apres les restes organiques qu’ils contien- nent, est indiscutablement eocene. II se pourrait toutefois que les greș mi- caces â hieroglyphes et d’autres depots representant le facies marginal de l’Eo- ccne de la region renfermassent aussi des intercalations de pareils greș. Un fait qui milite en faveur de la premiere hypothese est que le Paleogene de l’Eperon de Văleni mylonitise, chevauche par ce greș, contient aussi des ele- ments oligocenes. Dans la region situee entre le Teleajen et la Doftana, les rapports entre ce greș eocene et l’Eocene de facies marginal ne ressortent pas assez clairement par suite des nombreux accidents tectoniques, des phenomenes de myloniti- \ Institutul Geologic al României 636 M. G. FILIPESCU sation et des depots mio-pliocenes et quaternaires qui recouvrent le Pale- ogene en grande pârtie. Ainsi qu’il appert toutefois des travaux de MM. G. Macovei (64, page 19), G. Murgeanu et M. Filipescu (sous presse), â l’E de Teleajen, de cette vallee jusqu’â la vallee de la Bistrița, en Moldavie, des rapports clairs de char- riage existent entre le greș de Fusarii—Tarcău et le Paleogene marginal. Etant donne cette situation, nous croyons qu’il existe des rapports de charriage entre l’Eperon de Văleni et le Flysch situe au N de celui-cj. La zone d’ecailles et la zone de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani constituent en effet une nappe de charriage dont l’autochtone serait represente par l’Eperon de Văleni avec ses depots, du Senonien â l’Aquitanien inclusivement. Le sel qui affleure au-dessous des depots de la zone d’ecailles et au-dessous des de- pots de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani represente le sel de cet autochtone. Les lambeaux dc greș de Fusarii—Tarcău mentionnes representeraient des lambeaux de recouvrement de cette nappe au-dessus de l’Eperon de Văleni. A son tour, l’Eperon de Văleni est charrie au-dessus de l’Aquitanien represente par des schistes bitumineux, du gypse et du sel, formant la troisieme nappe de charriage de la region : la Nappe marginale. Comme la nappe constituce par la zone d’ecailles et la zone de l’Eperon de Homorâciu—Prăjani occupe une position intermediaire entre la Nappe interne et la Nappe marginale, nous l’avons denommee Nappe mediane. La tectonique des depots cretace-paleogenes de cette region est egalement en rapport avec la question des klippes de Paleogene se trouvant sur le dos des massifs de sel situes au S de l’Eperon de Văleni. MM. I. P. Voi- tești, D. Preda et H. Grozescu (36), estiment que ces klippes constituent la couverture normale du sel, alors que M. G. Macovei (37) les considere comme des ecailles arrachees du soubassement et tombees sur le flanc nord du sel sous l’effet de phenomenes de souspoussee provoques par le sub- stratum hercynien. Une autre fois (13, page 140) nous avons, tout comme MM. H. Grozescu et G. Murgeanu, considere ces klippes comme repre- sentant la continuation de la Nappe marginale sous les depots mio-pliocenes au S de l’Eperon de Văleni. Par les plissements post-pliocenes, le sel a traverse les depots paleogenes de cette nappe, dont il a amene â la surface les klippes mentionnees. TECTONIQUE DES DEPOTS MIO-PLIOCfiNES La structure compliquee des depots cretace-paleogenes de la region sub- carpatiquc est masquee par une puissante couverture de depots mio-pliocenes, disposee dans les trois zones citees au debut. La Cuvette de Slănic, Cette cuvette est situee dans une zone de depression de la Nappe mediane, entre la zone d’ecailles et l’Eperon dc Homorâciu— 1 Institutul Geologic al României Nigr. RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 637 Prăjani. De la vallee de la Doftana â la vallee du Vărbilău cette unite se pre- sente sous forme d’un synclinal replisse, etant forme exclusivement de depots. miocenes (Burdigalien-Sarmatien), dont le flanc sud est normalement repre- sente tandis que le flanc nord est fortement affecte par des laminages, des renversements et des failles. Entre la vallee du Vărbilău et la vallee du Slănic, cette cuvetteest traversee par l’apophyse de l’Eperon de Homorâciu etcoupee en deux tronșons. Le tronșon nord s’etend de Vărbilău jusqu’â Teleajen pour se prolonger vers l’E de cette vallee : c’est la Cuvette de Slănic proprement dite. Le tronson sud, entre l’Eperon de Homorâciu et l’Eperon de Prăjani, se prolonge jusqu’â l’E de la Valea Bughea par une bande tres etroite qui se reunit avec la Cuvette de Drajna. La Cuvette de Slănic proprement dite, situee â l’E de Vărbilău, presente un flanc nord de plus en plus normalement dispose, alors que le flanc sud est affecte par des laminages intenses, apres lesquels les conglomerats burdiga- liens disparaissent presque. La situation est donc I'inverse de celle qu’on observe â l’W de Vărbilău. De la vallee du Teleajen vers l’E, les deux flancs se developpent normalement. Le tronțon sud de la Cuvette de Slănic, entre le Vărbilău et la Bughea, a les deux flancs intensement lamines, jusqu’â dis- parition complete de quelques horizons et etages du Miocene. Au-dessus des depots de l’Eperon de Homorâciu se trouvent deux petits synclinaux de depots miocenes, de la meme nature que ceux qui affleurent â l’interieur de la Cuvette de Slănic. A l’E de la vallee du Slănic, la cuvette est traversee par un petit affleure- ment des depots eocenes, et par consequent elle s’appuie sur un fondement cretace-paleogâne. La Cuvette de Drajna. Cette cuvette est situee entre l’Eperon de Elomorâciu —Prăjani et la zone aquitanienne de Drajna—Bughile— Vărbilău, correspon- dant â une depression sud de laNappe mediane. Elle est composee de depots mio-pliocenes, disposes egalement dans un synclinal replisse. Tandis que le flanc sud de la cuvette est generalement bien represente, le flanc nord a subi des laminages puissants. A l’W d’Olteni, la Cuvette de Drajna est traversee par un affleurement de Paleogene, preuve que son fondement, tout comme celui de la Cuvette de Slănic, est constitue par des depots cretace-paleogenes. Dans la Cuvette de Slănic aussi bien que dans la Cuvette de Drajna, les phenomânes de laminage sont d ’autant plus prononces que le phenomene d’exondation du sel est plus accentue. Les depots mio-pliocenes au-dessus de ULperon de Văleni et au sud de celui-ci. Les depots mio-pliocenes de cette zone sont disposes en synclinaux et en anticlinaux au developpement localise. La plupart des synclinaux s’elargissent et parfois se retrecissent presque completement, se transformam en petites Institutul Geological României 638 M. G. FILIPESCU cuvettes. Les anticlinaux disparaissent le plus sou- vent le long des lignes de dislocation profondes ou bien plongent en se fermant d’une maniere periclinale. Alors que l’un des flancs est bien deve- loppe, l’autre est presque entierement dispăru sur la ligne de dislocation. Com- me l’axe de la plupart de ces anticlinaux renfer- ment des noyaux de per- cement constitues par des depots paleogenes ou des massifs de sel, cette zone presente une structure ty- pique en plis diapirs. Cuvette de Cos- mi n e 1 e—M e 1 i c e ș t i — Doftana. Entre la Valea Cosmina et la vallee de la Doftana, les depots mio-pliocenes forment un synclinal replisse qui se ferme â Cosmina et reste ouvert â l’W de Doftana. Les depâts de cette unite sont replisses en larges plis vers l’E, â savoir : le synclinal de Melicești, l’anticlinal de Poiana Tres- tiei et le synclinal de Mă- cieșu. Vers l’W, la cu- vette presente au centre un large synclinal, tandis qu’au S elle est etroite- ment plissee en deux syn- clinaux et deux anticli- naux dont l’axe renferme les digitations du massif de sel de Telega—Doftana (fig. 12). Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 639 La zone entre la Valea Cosmina et Buștenari. Etant composee de depots helvetiens intensement broyes entre les depots paleog&nes de l’Eperon dc Văleni, il est impossible de distinguer la structure de la zone. Cuvette de Vărbilău — Valea Stejarului. Aux alentours de la localite de Vărbilău se trouve une cuvette de depots miocenes parfaite- ment fermee vers l’E, alors qu’elle presente vers l’W une communication etroite avec une cuvette beaucoup plus large. Cuvette de Trestioara — Gura Vitioarei. Cette unite, surtout en ce qui concerne les depots du Pliocene, apparaît sous forme d’une cuvette parfaitement formee. On constate, dans la maniere dont les depots de cette cuvette sont repartis, une asymetrie longitudinale qui se manifeste par le retrăit des formations de plus en phis jeunes vers l’E. Cette cuvette est enclavee entre deux lignes de dislocation, derriere lesquelles disparaissent quelques-unes des formations qui la constituent. C’est ainsi que, sur la ligne de dislocation du flanc N, disparaissent graduellement, â l’E de Vărbilău, les depots helvetiens, sarmatiens, meotiens et meme pontiens, certains d’entre eux n’apparaissant pas non plus â l’E de Teleajen. Sur le flanc S, l’Helvetien se lamine apres un contact anormal prolonge avec le Levantin de la zone du S. Cette cuvette est separee au N de la cuvette de Vărbilău—Valea Stejarului par une bande de depots cretace-paleogenes qui affleurent dans l’axe d’un anticlinal esquisse par les flancs des deux cuvettes. Zone au S de la ligne de Câmpina — Vâlcănești — Scăioși. Les depots de cette zone, representes par le Miocene (Helve- tien—Sarmatien) et le Pliocene complet, forment la couverture epaisse sous laquelle immergent les depots paleogenes de la Nappe marginale, qui n’ap- paraissent plus que par endroits sous forme de klippes. Entre la vallee de la Doftana et la Valea Cosmina cette zone est puissam- ment laminee le long de la ligne de dislocation Buștenari—Valea Cosmina. Les depots helvetiens disparaissent sur cette ligne, de sorte que le Pliocene vient en contact avec l’Oligocene ou. l’Eocene, qu’il recouvre en grande pârtie et qui affleurent de temps ă autre sous forme d’îles, comme c’est le cas â Telega et Buștenari (fig. 12). Au cours de divers sondages effectues dans la region, l’Helvetien a ete rencontre au-dessous des depots meotiens, pre- sentant â l’egard de cette formation une discordance accentuee. Le Meotien forme plusieurs petits plis, notamment â Buștenari, tandis que dans la region de Recea se detache un anticlinal oriente du NW au SE, lequel plonge â l’W de la Valea Doftănețului sous un manteau de Pontien tres largement plisse, formant 1'anticlinal de Recea—Runcu. Au cours de sondages on a rencontre dans cette region encore d’autres anticlinaux plus petits. Entre cette pârtie et la cuvette de Cosminele—Melicești—Doftana existent ]es rapports suivants : les depots des deux zones forment un anticlinal dans l’axe duquel se trouvent des depots paleogenes au-dessous desquels affleurent Institutul Geological României 640 M. G. FlLIPESCU de nombreuses sources salees, et par des sondages on a rencontre aussi du sel (fig. 12). A l’E de la Valea Cosmina, les depots helvetiens affleurent de nouveau LU 5 CO sur la ligne de dislocation et se dirigent du N au S. Conjointement avec les depots mi- ocenes de la Cuvette de Trestioara—Gura Vitioarei, cette bande d’Helvetien forme un anticlinal tres bien represente, dans l’axe duquel affleure le massif de sel de Vâlcă- nești, qui supporte sur sesflancs et son dos plusieurs klippes de Paleogene (fig. 13). Le Pliocene de cette pârtie suit la meme direction que l’Helvetien, formant le flanc W de l’anticlinal mentionne. Le Meotien affleure, tout comme â Buștenari, plisse en quelques petits plis. Cet anticlinal se maintient ainsi dans la direction N — S, sur une distance de trois kilometres, jus- qu’ii Vâlcănești. A partir de cette localite la zone reprend sa direction E W et l’anticli- nal en question disparaît sur la ligne de dislocation Vâlcănești—Scăioși. La dispari- tion des formations de cet anticlinal se produit graduellement. Le Levantin, l’u- nique formation restant â jour, est reduit ă l’horizon superieur du gravier de Cân- dești. Cet horizon vient en contact direct avec l’Helvetien de la Cuvette de Tresti- oara—Gura Vitioarei, etant chevauche sous un angle de 450 (fig. 14). De la vallee du Vărbilău les depots mio- pliocenes s’echappent successiveinent de sous la ligne de dislocation, et, apres la terminaison periclinale du synclinal de Vâlcănești—Coada Malului, prennent la direction E- W pour former le flanc N de l’anticlinal de Mălăești. Dans ce pli se manifeste de nouveau une terminaison pe- riclinale evidente, notamment au S de Vâlcă- nești. Apres cette terminaison, les depots pliocenes disparaissent graduelle- ment de la ligne de dislocation situee sur le flanc S de l’anticlinal de Mălăești, de fațon que le Levantin vienne lui aussi en contact avec l’Helvetien (fig. 14); Institutul Geological României RECHERCHES GEOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 641 L’anticlinal de Mălăești disparaît â l’W de la Valea Cosmina, sous les depots quaternaires de la depression de Mislea. A Mălăești on a rencontre, dans l’axe de l’anticlinal du meme nom, le La Cuvette de Trestioara—Gura Viti- oarei vient en contact avec cette zone mio- pliocene suivant la ligne de dislocationVâlcă- nești—Scăioși. On a rencontre un massif de sei â Scăioși, dans la vallee du Teleajen, et une klippe d’Oligocene âl’E de Teleajen, sur le flanc N de ce massif (7, 36) (fig. 15). Le massif de sei de Scăioși etant le pro- longement du massif de sei de Vâlcănești, lequel est parfois completement recouvert par le Paleogene, il en resulte que cette klippe de Scăioși est un temoignage de la couverture paleogene sous laquelle se tro- uve le sei. EVOLUTION STRUCTURALE DE LA REGION COMPRISE ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA Comme la region situee entre le Telea- jen et la Doftana appartient au geosynclinal du Flysch, toute l’evolution de sa structure est en etroite liaison avec l’evolution de ce geosynclinal. La stratigraphie de cette re- gion demontre que son evolution s’est accomplie entre le Cretace moyen et le Quaternaire, tandis que les rapports entre les formations prouvent que cette evolution a ete en rapport avec une alternance de mouvements orogeniques verticaux et tan- gentiels. Sous l’effet de la poussee exercee par le continent Gondwana sur l’Eurasie (Wege- NER, Argand), le geosynclinal Tethis a ete broye et souleve, et dans le Cretace moyen des Carpates a pris naissance la Chaîne dacique, constituee par une serie de nappes sei â une profondeur de 60 m. uj I de charriage mesozoîque-cristallines. La plus superieure de ces nappes est la Nappe transylvaine, la plus inferieure la Nappe bucovinienne (la Nappe des conglomerats de Bucegi) (54, 65). Institutul Geological României 642 M. G. FILIPESCU Sous l’effet de ces mouvements orogeniques, les eaux se retirent d’un câte et de l’autre de la nouvelle chaîne, dans des depressions produites par des phenomenes d’immersion. A l’exterieur de cette chaîne a pris naissance la depression dans laquelle s’installe le geosynclinal du Flysch, depression pro- duite par l’immersion de la chaîne varisque (30, 46). A cause du relief du fond de ce geosynclinal, les conditions de sedi- mentation etaient variees, et c’est pourquoi aussi les facies des formations ont varie. Par suite du jeu subi par l’edifice ne des mouvements orogeniques meso- Fig. 15. — Coupe par l’anticlinal de Scăioși, sur la rive gauche de la vallee du Teleajen. Echelle: 1 : 30.000 i, Pontien; 2, Meotien; 3, Sarmatien; 4, Helv&ien; 5, Oligo- cdne moyen-sup6rieur (dysodiles) visible sur le flanc N et rest6 en profondeur sur Ie flanc S; Aquitanien: massif de sel. cretaces, le fond du geosynclinal du Flysch est soumis â des oscillations verticales. C’est ce phenomene qui preside â la se- dimentation du Flysch, qui presente des discontinuites. Avec le commencement de l’O- ligocene, en liaison avec un com- mencement d’orogenese, la re- gression marine commence â se manifester. Vers la fin de cette periode, sous l’effet de ce phenomene toute la region com- prise entre la Chaîne dacique et les Avant-pays du geosynclinal du Flysch, dans I'espece la Plate-forme podo- lique, le Horst dobrogeen et la Plate-forme balkanique, est transformee en une vaste etendue lagunaire soumise â des oscillations verticales continues. Au cours des phases de soulevements maxima se forment des depots lagu- naires typiques (schistes bitumineux, gypse et sel), au cours des phases d’a- baissement se reinstalle le regime marin sous lequel se sedimentent les depots glauconieux contenant un melange de faune paleogâne et nâo- gâne. La phase finale de ces mouvements s’est traduite par un souleve- ment d’une duree plus longue. C’est au cours de cette periode que le sel s’est depose. Aprâs la formation de ce sediment lagunaire, â la fin de la Mer oligocâne, se sont produits des mouvements orogeniques intenses. Sous l’effet de la Nappe transylvaine et de la Nappe bucovinienne, la Chaîne dacique agit sur le geo- synclinal du Flysch. En meme temps, le geosynclinal du Flysch subit l’effet de sous-poussee de l’Avant-pays varisque en immersion (Mrazec). fîtreint entre ces deux forces agissant en sens inverse, le fond du geosynclinal se plisse, est brise, et les fragments, en glissant les uns sur les autres, donnent naissance â une structure en nappes-ecailles : les nappes du Flysch (31, 46, 54, 64) (fig. 16). Institutul Geological României RECHERCHES GfiOLOGIQUES ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA Le glissement de ces nappes-ecailles les unes sur les autres produit la mylonitisation des depots qui les constituent, phenomene qu’on observe assez, frequemment entre le Teleajen et la Doftana. Ces nappes-ecailles semblant etre depourvues de flanc inverse, representent par consequent des nappes de glissement et non pas des nappes de surplisse- ment. Une nouvelle immersion de l’Avant-pays varisque provoque une puissante depression dans la zone du Flysch. Le phenomene d’immersion de la Chaîne dacique permet la transgression du premier Mediterraneen â l’exterieur des Carpates, apres quoi, le Mediterraneen s’installe dans la depression formee. Fig. 16. — fivolution de la structure du geosynclinal du Flysch, de l’Oligo- c^ne jusqu’au debut du premier Mediterraneen. 1, Cretacd moyen; 2, Stjnonien-Oligoc^ne; 3, Aquitanien avec du sel dans l’autoch- tonc, ddpourvu de sel dans les nappes; A, Nappe interne; B, Nappe mddiane; C, Nappe marginale; D, autochtone. Les depots du Miocene et du Pliocene se forment sous l’influence de certa- ines oscillations du fondement, lesquelles determinent des transgressions et des regressions. Durant cette periode se sont fort probablement produits aussi certains mouvemcnts orogeniques, mais peu importants. Apres le depot du Levantin et le remplissage du Lac pliocene avec des graviers de Cândești, il se produit un nouveau declanchement de forces oro- geniques. Sous l’effet de ces forces, les unites du Flysch se plissent avec encore plus d’intensite, accentuant la structure en nappes-ecailles, tandis que les depots mio-pliocenes se plissent eux aussi conjointement avec le Paleogene. Le caractere fondamental de ces mouvements orogeniques est le soulăvement en masse des Subcarpates. La combinaison des forces tangentielles et des forces verticales produites par ces mouvements a pour effct de briser les nappes du Flysch et d’engendrer, 4t* Institutul Geological României 644 M. G. FILIPESCU par le soulevement de quelques portions de terrain, les eperons paleogenes qui produisent des phenomenes de diapirisme dans les depots mio-pliocenes qui les recouvrent. D’autres parties de ces nappes s’affaissent, donnant nais- sance aux cuvettes miocenes. Ce meme complexe de forces a produit une serie de modifications, particulierement en ce qui concerne les depots miocenes, lesquelles se sont manifestees par des laminages, des renversements ou des failles sur les flancs des cuvettes, ainsi que nous l’avons deja mentionne. Les depots mio-pliocenes, sous lesquels la Nappe marginale disparaît vers le S, se plissent eux aussi en plis diapirs dont l’axe recele du sel. Dans son ascension, le sel arrache du materiei de la Nappe marginale qui le recouvre ; ce materiei est mis â jour sous forme de klippes. Un examen general de cette structure post-pliocene demontre que de puissantes manifestations salines se produisent dans toutes les zones exondees, qu’il s’agisse de sources saleeq de sel rencontre au cours de sondages ou de sel mis â jour. Ce fait nous incite â attribuer au sel un role preponderant dans la realisa- tion de la structure de cette region sous l’effet des mouvements post-pliocenes. Grâce â sa plasticite, accentuee par la temperature et la pression â laquelle il etait soumis au moment oii les mouvements se produisaient, le sel a joue un grand role dans les phenomenes d’exondation. Ce qu’on peut constater en petit dans la zone des plis diapirs, oii sous l’influence du sel les klippes de Paleogene sont soulevees sur le dos le sel, en traversant l’epaisse couver- ture de depots mio-pliocenes, on peut aussi l’admettre en ce qui touche le phenomene d’exondation des eperons. En liaison avec ce phenomene d’e- xondation, sous l’influence des massifs de sel, s’est accentue le pheno- mene de mylonitisation des depots cretace-paleogenes des nappes, donnant naissance â cette formation tectonique tellement frequente dans la region, particulierement dans la zone d’elevation maximum, formation meme long- temps denommee « breche du sel ». Ce phenomene de mylonitisation a pu etre produit en pârtie aussi par le phenomene de friction des depots des nappes du Flysch marginal durant leur poussee, sous l’action de la couverture mio-pliocene deco.llee du soubasse- ment (Mrazec). Institutul Geological României BIBLIOGRAPHIE TRAVAUX CONCERNANT PLUS SPfiCIALEMENT LA REGION fiTUDIEE i. 1877. PlLIDE C. D. Sur Ic bassin neogene de la region situee au Nord de PIoești. Bull. Soc. Geol. de Fr. Ser. III, t. VI, p. 22. 2. 1905. MRAZEC L. Despre un zăcământ de sulf la Vărbilău. Bul. Soc. Șl. T. XIV, P- 327- 3. 1906. — Despre prezența Bartonianului în jud. Prahova. Bul. Soc. Șt., Voi. 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Albien, Vf. Măciucul-Berții. Fig. 2. — Operculina complanata DEFRANCE. Aquitanien, Podul Ursului. Institutul Geologic al României M. Filipescu, Teleajen-Doftana Pl. I Fig. 1 Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XVII. Repr. Krafft & Drocleff s. a„ Sibiu Institutul Geological României PLANCHE II M Institutul Geologic al României iGRy PLANCHE H Fig. i. —Calcaire brechiforme. Albien, Brebu. a) Fragment de calcaire recifal; b) Fragment de calcaire rdcifal; c) Grain de quartz; d) Grain de glauconie; e) Fragment de Brachiopode; f) Piquant d'Echinide; g) Ciment. Fig. 2. - Marne rouge â Rosalines. Senonien, Valea Teleajenului. a) Rosalina Stuarti LAPP. J. DE; b) Globigerina. Fig. 3. Marne sablcuse grise ă Foraminiferes. Senonien, Slănic. a) Rosalina, section equatoriale; b) Rosalina Stuarti LAPP. J. DE; c) Grain de quartz; d) Pyrite; c) Ciment argilo-calcaire ă Coccolithophoridees. Fig. 4. Marne sablcuse noire. Senonien, Fenetre de Măgura-Nebunului. a) Rosalina Stuarti LAPP J. DE; b) Rosalina, section equatoriale; iJRadiolaire calcific; d) Radiolairc fossilise par la calcite et la pyrite; e) Radiolaire pyritise; f) Prismes &'Inoceramus. Fig. 5. — Greș fcldspathique. Senonien, Slănic. a) Grain de quartz; b) Fragment de quartzite; c) Feldspath plagioclase sericitise; d) Feldspath potassique frais; e) Plage de pyrite remplașant le ci- ment calcaire; J) Rosalina Stuarti LAPP. J. DE; g) Rosalina, section equatoriale; h) Plaque d’Echinide; i) Ciment calcaire granulaire. Fig. 6. D6p6t â Globigerines et Coccolithophoridees. Senonien, Bertea. a) Globigerina bulloides d’ORB; b) Ciment argilo-calcaire â Coccolithophoridees. Institutul Geological României M. Filipescu, Teleajen-Doftana Pl. II Fig. 5 Fig. 6 Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XVII. Repr. Krafft & Drotleff s. a.. Sibiu Institutul Geological României PLANCHE III Institutul Geological României PLANCHE III Fig. i. — Calcaire sableux, organogene. Eocene type Șotrile. Facies interne. Bertea. a) Nummulites sp.; b) Orbitoides sp.; c) Rotalia sp.; d) Pyrite; e) Glauconie; f) Phosphate de chaux. Fig. z. — Greș grosster. Eocene type Fusaru-Tarcău. Facies median. Cosmina. a) Calcaire ă Foraminiferes et Radiolaires; b) Grain de quartz; c) Grain de feldspath plagioclase, altare; d) Lamelles de mica, chloritis6es. Fig. 3. Greș micac6, gris-noir. Eocene marginal. Cosmina. a) Grain de quartz; b) Lamelle de mica; c) Pyrite Fig. 4. — Sabie blanc, siliceux. Oligocene moyen-superieur, Vălenii de Munte. a) Grain de quartz; transport eolien; b) Grain de quartz; transport marin. Fig. 5. — Greș de Kliwa. Oligocene moyen-superieur, Bughea. a) Grain de quartz; b) Fragment de schiste vert; c) Fragment d’os; d) Pyrite; e) Ciment calcaire. Fig. 6. — Greș de Kliva. Oligocene moyen-superieur. Cosmina. a) Grain de quartz; b) Glauconie; c) Ciment d’opale; d) Pyrite remplațant le ciment d’opale; e) Temoin d’opal dans la masse de pyrite. Institutul Geological României M. Filipescu, Teleajen-Doftana PI. III Fig. 4 Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XVII. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu 1GR Institutul Geological României PLANCHE IV Institutul Geological României PLANCHE IV Fig. i.—Gaize-diatomite. Oligocene moyen-superieur. Buștenari. a) Grain de quartz; b) Grain de glauconie; c) Diatom6e: Coscinodiscus sp.; d) Diatomăe: Melosira sp.; e) Spicule de spongiaire. Fig. 2. — Gaize-diatomite. Oligocene moyen-sup6rieur. Vălenii de Munte. a) Diatomde: Coscinodiscus sp.; b) Ciment d’opale â Diatomees. Fig. 3. —Accident siliceux dans gaize-diatomite. Cosmina. a) Pyrite; b) Organisme siliceux partiellement conserve; c) Masse fondamentale siliceuse ă restes d’organismes siliceux. Fig. 4. — Greș glauconieux. Aquitanien. Alunișu. a) Grain de quartz; b) Grain de glauconie; c) Pyrite; d) Glauconie remplațant le ciment; e) Nefrolepidina sp. Fig. 5. — Grfes glauconieux. Aquitanien. Podul Ursului. a) Grain de quartz; b) Grain de glauconie; c) Nummulites sp; d) Nefrole- pidina sp.; e) Fragment de Lamellibranche; f) Fragment de Gasteropode; g) Fragment d’os. Fig. 6. — Greș glauconieux. Aquitanien. Podul Ursului. a) Fragment de quartzite; b) Grain de quartz; c) Grain de glauconie; d) Ciment glauconieux; e) Nefrolepidina sp. f) Fragment de Lamellibranche. i Institutul Geologic al României IGR M. Filipescu, Teleajen-Doftana Pl. IV Fig. 5 Fig. 6 Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XVII. Repr. Kraffc & Drotleff s. a., Sibiu Institutul Geological României PLANCHE V Institutul Geological României PLANCHE V Fig. i. Greș organogene. Aquitanien. Alunișu. a) Heterostegina; b) Fragment d'Operculina complanata\ c) Fragment de La- mellibranche. Fig. 2. — Gr fes organogene. Aquitanien. Homorâciu. a) Nummulites sp.; b) Nummulite â canaux remplis de pyrite; c) Miliolide; d) Plaque d’Echinide. Fig. 3. — Sabie glauconieux. Aquitanien. Schiulești. a) Grain de glauconie; b) Rhombofedre de calcite secondaire. Fig. 4. — Calcaire bitumineux. Aquitanien. Podul Ursului. a) Calcaire cryptocristallin; b) Calcaire microgranulaire; c) Calcaire granu- laire; d) Calcaire granulaire; les granules marginaux sont allonges et disposes perpendiculairement sur les îles de calcaire cryptocristallin; e) Temoin de gypse. Fig. 5. — Calcaire sableux oolithique. Sarmatien. Trestioara. a) Grain de quartz; b) Oolithe; c) Ciment calcaire. Fig. 6. — Tuf volcanique. Meotien. Vâlcănești. a) Feldspath plagioclase; b) Hornblende brune; c) Hornblende verte; d) Pyrite; e) Masse fondamentale. V Institutul Geologic al României IGR M. Filipescu, Teleajen-Doftana Pl. V Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XVII. Repr. Krafft & Drotleff $. a., Sibiu Institutul Geological României 16 R> M.G.FILIPESCO- Recherches geologiques entre le Teleajen et ia Doftana (District de Prahova) ^1755 CARTE GEOLOGIQUE de la REGION 1OQ o COMPRISE ENTRE LE DOFTANA TELEAJEN Mt Grohotiș' • (DISTRICT DE PRAHOVA) i3SZ Drăjrîuf ALLUVIONS inferieures )oz3 TERRASSES Slondf superieures 1200 Levantin Dacien PLIOCENE< Pontien XManect Meotien Făcăeni f37 Sarmatien-Buglovien i2â& enf Tortonien MIOCENE < Helvețien Podurile Isvoarele supe'rieur; Aquitanien. Massifs de sels--1.Affleurements;2.Extenbion probable OLIGOCENE ^oiporâcipr^ super.-moyen; Dysodyles. meni!ithes,gres de Kliwa ^•Vf'flâciVrc OLIGOCENE INFERrEOC.SUPERXoL'chesde: Pucioasa,Homorâciu,Podul Morii Fșcigs de la nappe interne: Eocene de Șotrile ^535 Bertea Bertea aua SENONIEN Horizon marno-greseux 452 Alunisu Lunca M Couches de Comarnic '567 Sources salees Flexures Failles Pbdul Uoso'luî 0586 Doftan PINA ifeâești saâ Coad 527 621 Vâlcănești 0 530 CERNĂUȚI IAȘI ORADIA MARE Mari Măgurelele Goruna CHISlNAU Misie CLUJ Urleta Borden ALBAIULIA ppotosm TIMIȘOARA O BRAȘOV SA LATI VĂLENI CAMPINA Q\PLOEST1 CRA1OVA 256 373 BUCUREȘTI CONSTANTA 306 Des.O.Stoian 360 VÂLEhlfi-" DE/rjUiMTE BARREMIEN APTIEN Bughila -de Sus A l’ouest de Doftana et â iest de Teîeaien /^^,ăg\N£buj^ Nebunul mi .HoiapaAie ^Vărbilău Mân&ciul- Păniââteni ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI -VOL.XVII Inprim. Atei. Inst.Geologic al Rom. \ IGR 7 Institutul Geologic al României M.FILIPESCO: Recherches geologiques en+re le Teleajen et la Doftana (District de Prahova) M. G. FILIPESCO (DISTRICT DE PRAHOVA) l500r 1000 - 500 2000f- Vf. Mâneci 1500 Drajna de Jos 1000 500 D. Coada Malului 1500 4000 500 r 2000c 1500 1000 500 2000r- XI.VKea 1500 1000 500 2000,- 1500 ~Seciurile 1000 500 Breb Ml Măgură Nebunului I ^.Carpen ; M.Carpen Sf llie « N.Cosmina V. Sțuroasă I । । Pi. Orației f f Pl. Brusturei I I PI.Mâces । M.Bisevicel . I Pl.SerbanVodă i TrestioaraX ^ărknlau ± X i 1500 1000 500 0 . ^uncu Orahei (J SENONIEN Levantin SL Dacien ALBIEN fi.Depots glauconieux gypse (2. Massifs de sels PLIOCENEs Pontien OLIGOCENE Breches Meotien Fallies Sarmatien Lignes de charriage Tortonien MIOCENE < Helvetien Burdigalien ECHELLE 1:100.000 Poionic Imprim. Atei. Inst Geologic aIRom. Superieur: Aquitanien.' EOCENE SUPER/T MOYEN Horizon greseux-conglomeratique Horizon marno-gre'seux Bordeni \>Cocorăști- Facies de la nappe interne: Eocene de Sotrtle Facies dela nappe mediane: Eocene de Fusaru-Tarcău Facies dela nappe marginale: Le complexe eocene â Hie'roglyphes COUPES GEOLOGIQUES DANS LA REGION COMPRISE ENTRE LE TELEAJEN ET LA DOFTANA 2000 Vf. Mâneci v.Mare I I 0. Crucișoara \LMulpri I 0 M.Nârbilâu PL Scărișoara \l. Piei rosului ! Directions des coupes geologiques sur la carte de la region CÂMPINAv© D.Crucisoara Cosmina Trestioara ^AD.Mălăesti o Homoraci*^, Drajna je Jos VĂLENIqeMUNTE GuraVitioarei ♦ ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI -Voi. XVII. MXrasna * Dorobanțului vRuncu M. Buchea PI.Gorganu VWbllău VC Măgura Prăiani Bughea Gura Vitioarei D. Mălăesti < » M. Scânduri Oertii Pl. Măluros \l. Scutareasa Cosmina • Z PL Măceș j ’ Ooftănet I * Cocorasti-Mislea 2000r- 'Id 0 'Id Mt. Nemernicul M.Cerbului ! • I I \l. Lupului M.Mor&resei Brebu ; M.Sglârnboaca ) \l.taf tanti I I l I X— Brebu PI.Măluros । \L Lup ului i Telega Superieur-moyen OLIGOCENE INFER.-EOCENE SUPER. \l Mislea Bordeni 0. 36.897. Institutul Geological României